Geología
Dinámica y evolución de la Tierra
Geología
Dinámica y evolución de la Tierra
4ª edición
James S. Monroe
Profesor Emérito
Central Michigan University
Reed Wicander
Central Michigan University
Manuel Pozo Rodríguez
Departamento de Geología y Geoquímica
Universidad Autónoma de Madrid
.
~, : PARANINFO
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O7 JUN. 2010
PARANINFO
CENGAGE learning ·
1· l
Geología. Dinámica y evolución de la Tierra
© James S. Monroe, Reed Wicander, Manuel Pozo Rodríguez
Gerente Editorial Área Universitaria :
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Título original:
The changing earth. Exploring
geology and evolution
Editora de Producción:
Clara M.' de la Fuente Rojo
Traducido por:
Traducciones Vox Populi, S.L.
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Guatemala
ontenido
La Tierra: un planeta
dinámico
y en evolución
2
Introducción
4
¿Qué es la Geología?
6
Enfoque geológico 1.1: Interpretación de la
historia de la Tierra
7
8
La formulación de teorías en Geología
8
Relación entre la Geología y la experiencia humana
1O
La influencia de la Geología e n nuestra vida diaria
Sucesos n aturales
1O
Economía y política
1O
Nuestro papel como responsables de la toma de
1O
decisiones
Con sumidores y ciudadan os
1O
Desarrollo sostenible
11
Problemas medioambientales y geológicos globales a los que
se enfrenta la humanidad
11
Origen del Universo y del sistema solar y el papel de la
Tierra dentro de ellos
12
Origen del Universo: ¿comenzó con un Big
13
Bang?
Nuestro sistema solar: origen y evolución
13
15
La Tierra: su lugar en el sistema solar
¿Por qu é es la Tierra un planeta dinámico en
15
evolución?
Teoría de la tectónica de placas
19
21
El ciclo de las rocas
Relación entre el ciclo de las rocas y la tectónica de
22
placas
Evolución orgánica y la historia de la vida
23
Tiempo geológico y actualism o
24
¿Cómo nos benefi cia el estudio de la Geología?
25
CEO-RECAPITULACIÓN
26
Tectónica de placas:
una teoría
de unificación
30
Introducción
32
Las primeras ideas acerca de la deriva continental
32
Enfoque geológico 2.1: Petróleo, tectónica de
placas y política
33
Alfred Wegener y la hipótesis de la deriva
continental
34
35
¿Qué evidencias hay de la deriva continental?
35
Encaje continental
Similitudes en las secuencias de rocas y de las
35
cordilleras
36
Evidencias glaciares
Evidencias fósil es
37
Paleomagnetismo y deriva de los polos
38
¿Cómo se relacionan las inversiv.1es magnéti:::<:.- ~nn la
40
expansión del fondo oceánico?
Perforaciones en las profundidades marinas y
con firmación de la expansión del fondo
oceánico
42
¿Por qué la tectónica de placas es una teoría de
44
unificación?
El ciclo del supercontinente
· 45
45
Los tres tipos de bordes de las placas
Bordes divergentes
48
Bordes convergentes
49
Bordes transform antes
52
Puntos calientes y plumas del manto
53
54
Determinación del movimiento de las placas
Meca nismo motor de la tectónica de placas
55
Influencia de la tectónica de p lacas en la distribución de
57
recursos naturales
58
Depósitos minerales
Influen cia de la tectónica de placas sobre la distribución de
59
la vida
GEO-RECAPITULACIÓN
61
© Cengage Learning Paraninfo
VI
C ONTENIDO
Minerales,
los formadores
-~ _ . . ·de las rocas
64
Introducción
66
¿Qué es la materia?
67
átomos y elementos
67
Enlaces y compuestos
68
¿Qué son los minerales?
71
Sustancias inorgánicas producidas naturalmente
71
Cristales minerales
71
Composición quhnica de los minerales
72
Propiedades físicas de los minerales
73
¿Cuántos minerales existen?
73
Geología en lugares inesperados: Las joyas de
la Reina
74
Grupos de minerales reconocidos por los geólogos
75
Silicatos
76
Carbonatos
80
Otros grupos ue minerales
80
Propiedades físicas de los minerales
81
Brillo y color
81
Morfología cristalina
81
Exfoliación y fractura
82
Dureza
82
Enfoque geológico 3. l: Cristales
minerales
83
Peso específico (densidad)
84
Otras propiedades útiles de los minerales
84
¿Cómo se forman los minerales?
85
¿Qué son los minerales formadores de rocas?
85
Recursos y reservas naturales
86
CEO-RECAPITULACIÓN
89
Las rocas ígneas
y la actividad ígnea
intrusiva
92
Introducción
94
Las propiedades y el comportamiento del magma y la
95
lava
Composición del magma
95
¿Qué temperatura alcanzan el magma y la lava?
95
Viscosidad o resistencia a fluir
96
¿Cómo se origina y cambia el magma?
97
Series de cristalización de Bowen
97
El origen del magma en dorsales
99
Zonas de subducción y el origen del magma
99
Procesos que producen cambios de composición en el
magma
100
Rocas ígneas, sus características y clasificación ·
102
© Cengage Learning Paraninfo
Texturas de las rocas ígneas
102
Composición de. las rocas ígneas
102
Clasificación de las rocas ígneas
104
Plutones, sus características y orígenes
108
Diques y sills
109
Los lacolitos
109
Chimeneas y pitones vo lcánicos
109
Batolitos y stocks
109
Enfoque geológico 4.1: Algunos pitones
volcánicos extraordinarios
112
¿Cómo intruyen los batolitos en la corteza
terrestre?
114
CEO-RECAPITULACIÓN
116
Volcanismo
y volcanes
120
Introducción
122
Volcanismo
124
Gases volcánicos
124
Coladas de lava
125
Enfoque geológico 5.1: Las coladas de lava
representan poco peligro para el hombre
- normalmente
126
Materiales piroclásticos
12 7
¿Cuáles son los tipos de volcanes y cómo se
forman?
130
Volcanes en escudo
130
Conos de escorias
134
Volcanes compuestos (estratovolcanes)
134
Geología en lugares inesperados: · Un volcán de
lo más inusual
13 5
Domos de lava
136
Otras formas volcánicas
13 7
Erupciones fisura les y mesetas basálticas
137
Depósitos piroclásticos en capas
138
Riesgos volcánicos
13 9
¿Cuál es el tamaño de una erupción y cuánto puede
durar?
139
¿Es posible predecir las erupciones?
141
Distribución de los volcanes
142
Tectónica de placas, volcanes y plutones
144
Actividad ígnea en bordes de placas divergentes
144
Actividad ígnea en bordes de placas
convergentes
144
Volcanismo intraplaca
144
CEO-RECAPITULACIÓN
145
C ONTENIDO
Meteorización,
suelo y rocas
sedimentarias
148
Introducción
150
¿Cómo se alteran los materiales de la Tierra?
151
Meteorización mecánica o física
151
Meteorización química
153
Factores que controlan la velocidad de la meteorización
química
156
¿Cómo se forma y deteriora el suelo?
158
El perfil del suelo
159
Factores que controlan la formación del suelo
159
La degradación del suelo
161
Meteorización y recursos
162
Sedimentos y rocas sedimentarias
163
Transporte y depósito de sedimentos
164
¿Cómo se convierte el sedimento en roca
sedimentaria?
164
Tipos de rocas sedimentarias
166
Rocas sedimentarias detríticas
166
Rocas sedimentarias químicas y bioquímicas
168
Facies sedimentarias
1 70
Leyendo la historia en las rocas sedimentarias
171
Estructuras sedimentarias
l 71
Fósiles, restos y rastros de vida antigua
1 73
Cómo determinar el ambiente deposicional
174
Geología en lugares inesperados: El león de
arenisca
175
Recursos importantes en rocas sedimentarias
176
El petróleo y el gas natural
177 Uranio
177
Formación de hierro bandeado
· 178·
GE,0-RECAPITULACIÓN
178
Metamorfismo
y rocas
metamórficas
Introducción
184
Enfoque geológico 7 .1: Asbesto: ¿bueno
o malo?
186
Los agentes del metamorfismo
186
El calor
186
La presión
18 7
La actividad de los fluidos
188
Los tres tipos de metamorfismo
189
Metamorfismo de contacto
189
Metamorfismo dinámico
191
Metamorfismo regional
191
Clasificación de las rocas metamórficas
192
182
VII
Rocas metamórficas foliadas
192
Geología en lugares inesperados: Empecemos
con una pizmTa pura
195
Rocas metamórficas no foliad as
196
Zonas y facies metamórfica s
200
Influencia de la tectónica de placas en el
metamorfismo
201
Metamorfismo y recursos naturales
202
CEO-RECAPITULACIÓN
203
, Los terremotos
y el interior
de la Tierra
206
Introducción
208
¿Qué es la teoría del rebote elástico?
209
¿Qué es la sismología?
210
El hipocentro y el epice ntro de un terremoto
211
¿Dónde se producen los terremotos y con qué
frecuencia?
211
¿Qué son las ondas sísmicas?
213
Ondas de cuerpo
213
Ondas superficiales
214
¿Cómo se localiza el epicentro de un terremoto?
214
Tamaño y fuerza de un terremoto
217
Intensidad
217
Magnitµd
218
Efectos destructivos de los terremotos
220
Temblor del suelo
220
Incendios
221
Tsunamis: olas asesinas
221
Fallo del terreno
·223
¿Se pueden predecir los terremotos?
223
Precursores de terremotos
223
Programas de predicción de terremotos
225
¿Se pueden controlar los terremotos?
229
¿Cómo es el interior de la tierra?
230
El núcleo terrestre
231
Densidad y composición del núcleo
232
El manto terrestre
233
Estructura, densidad y composición del manto
233
Tomografía sísmica
234
El calor interno de la tierra
235
Geología en lugares inesperados: Los
diamantes y el interior de la Tierra
235
La corteza terrestre
236
CEO-RECAPITULACIÓN
237
© Cengage Learning Paraninfo
VIII
CONTENIDO
El fondo
oceánico
Orogenias en convergencias de placas
oceánica-continental
28 7
Los terrenos y el origen de las montañas
La corteza continental terrestre
289
¿Continentes flotantes?
289
El principio de isostasia
290
El rebote isostático
291
CEO-RECAPITULACIÓN
292
240
Introducción
242
Exploración de los océanos
243
Exploración temprana
243
¿Cómo se exploran los océanos hoy en día?
244
Corteza oceánica: estructura y composición
246
Los márgenes continentales
24 7
La plataforma continental
24 7
El talud y el pie de talud continental
24 7
Cañones submarinos, corrientes de turbidez y abanicos
submarinos
248
Tipos de márgenes continentales
248
Características de las cuencas oceánicas profundas
250
Las llanuras abisales
250
Las fosas oceánicas
251
Dorsales oceánicas
252
Chimeneas hidrotermales submarinas
253
253
Fracturas de los fondos oceánicos
Montes submarinos, guyots y dorsales asísmicas
254
Sedimentación y sedimentos de las profundidades de los
fondos oceánicos
2 55
Arrecifes
259
Recursos del agua el mar y del fondo oceánico
259
Enfoque geológico 9.1: Circulación oceánica y
recursos del mar
260
CEO-RECAPITULACIÓN
263
Deformación,
formación
de montañas y
los continentes
Procesos
gravitacionales
296
Introducción
298
¿Qué factores influyen en los procesos
gravitacionales?
299
Ángulo de pendiente
300
Meteorización y clima
301
Contenido de agua
301
Geología en lugares inesperados: New
Hampshire despide a «El Viejo»
302
Vegetación
302
Sobrecarga
303
La geología y la estabilidad de una vertiente
303
Mecanismos desencadenantes
304
¿Cuáles son los diferentes tipos de procesos
gravitacionales?
304
Desprendimientos
305
Deslizamientos
305
Flujos
309
Movimientos complejos
315
¿Cómo podemos reconocer y minimizar los efectos de los
movimientos de masas?
315
Enfoque geológico 11.1: La tragedia de Abeefan,
Gales
318
CEO-RECAPITULACIÓN
321
266
Introducción
268
Deformación de las rocas. ¿cómo se produce?
269
Esfuerzo y deformación
269
Tipos de deformación
269
Geología en lugares inesperados: Ruinas
antiguas y geología
2 71
Dirección y buzamiento: la orientación de las capas de rocas
deformadas
2 72
La deformación y las estructuras geológicas
273
Capas de roca plegadas
273
Diaclasas
277
Fallas
278
La deformación y el origen de las montaÑas
283
Formación de montañas
284
Tectónica de placas y formación de mo~tañas
284
Orogenias en convergencias de placas oceánicas
285
© Cengage Learning Paraninfo
289
Corrientes
de agua
324
Introducción
326
El agua e n la tierra
326
El ci@lo hidrológico
327
Flujo de fluidos
327
Corrientes de agua
329
Escorrentía en lámina y canalizada
329
Gradiente, velocidad y caudal
329
¿Cómo erosionan y transportan sedimentos las corrientes de
agua?
331
•
Depósitos por corrientes de agua
332
C O N T EN I D O
Los depósitos de los cauces anastomosados y
332
meandriformes
Depósitos de llanura de inundación
334
Los deltas
335
Abanicos aluviales
33 7
¿Se pueden predecir y controlar las inundaciones?
337
Geología en lugares inesperados: Cámaras
mortuorias flotantes
339
Cuencas de drenaje y redes de drenaje
343
La importancia del nivel de base
344
¿Qué es una corriente en equilibrio?
346
¿Cómo se forman y evolucionan los valles?
346
Terrazas fluviales
34 7
Meandros encajados
349
Corrientes sobreimpuestas
349
CEO-RECAPITULACIÓN
350
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Aguas
subterráneas
354
Introducción
356
Las aguas subterráneas y el ciclo hidrológico
356
¿Cómo absorben el agua los materiales de la tierra?
357
¿Qué es el nivel freático?
358
¿Cómo se mueven las aguas subterráneas?
359
¿Qué son los manantiales, los pozos de agua y los sistemas
artesianos?
359
Manantiales
360
Los pozos de agua
360
Sistemas artesianos
36 1
¿Cómo erosionan y depositan material las aguas
subterráneas?
362
Las dolinas y la topografía cárstica
363
Las cuevas y los depósitos de las cuevas
365
¿Cómo afecta el hombre al sistema de aguas
subterráneas?
369
El descenso del nivel freático
369
Salinización de acuíferos
370
Subsidencia
3 71
Contaminación del agua subterránea
373
Calidad del agua subterránea
3 74
Geología en lugares inesperados: Plantas de
tratamiento de aguas
3 75
376
Actividad hidrotermal: ¿qué es y dónde se produce?
Fuentes termales
3 76
Géiseres
3 77
Energía geotérmica
377
CEO-RECAPITULACIÓN
379
Los glaciares
y la glaciación
IX
382
Introducción
384
Glaciares
385
Los glaciares: parte del ciclo hidrológico
385
¿Cómo se forman y mueven los glac iares?
386
¿Qué tipos de glaciares existen ?
388
Glaciares de valle
388
Glaciares continentales o de casquete polar
389
Acumulación y ablación: el balance glaciar
389
¿A qué velocidad se mueven Jos glaciares?
390
Oleadas glaciares
392
Erosión y transporte glaciar
392
Erosión provocada por los glaciares de valle
393
Los glaciares de casquete y las fo rmas erosivas
395
395
Depósitos glaciares
Formas compuestas de till
398
Formas compuestas de derrubios glaciares
400
estratificados
Depósitos de lago glaciar
40 l
¿Qué provoca las edades de hielo?
402
La teoría de Milankovitch
403
Acontecimientos climáticos a corto plazo
403
CEO-RECAPITULACIÓN
405
La obra del viento y
de los desiertos
408
Introducción
41 O
411
¿Cómo transporta sedimentos el viento?
Carga de fondo
411
Carga en suspensión
411
¿Cómo erosiona el viento los accidentes
geográficos?
412
Abrasión
412
Deflación
413
Geología en lugares inesperados: Llevado por el
viento
414
¿Cuáles son los diferentes tipos de depósitos del
415
viento?
415
La formación y migración de las dunas
Tipos de dunas
41 6
419
Loess
¿Cómo se distribuyen los cinturones de presión de aire y los
patrones de viento globales?
419
¿Dónde aparecen los desiertos?
420
¿Cuáles son las características de los desiertos?
422
Temperatura, precipitación y vegetación
422
© Cengage Learning Paraninfo
~-
CONTENIDO
La meteorización y los suelos
423
Los procesos gravitacionales, las corrientes y el agua
subterránea
423
El vien to
426
¿Qué tipos de formas encontramos en los desiertos?
426
CEO-RECAPITULAC IÓN
429
Las costas
y los procesos
costeros
432
434
Introducción
Mareas, olas y corrientes de deriva
435
Las mareas
43 5
Enfoque geológico 16.1: La energía de los
océanos
436
Las olas
439
Corrientes de deriva y transporte de sedimentos
441
Sedimentación a lo largo de las costas
443
Las ·playas
443
Cambios estacionales en las playas
443
Barras litorales, barras de bahía y tómbolos
446
Islas barrera
446
¿Cómo se erosionan' las costas?
448
• Plataformas de abrasión
448
Cuevas, arcos y chimeneas litorales
450
Balance de sedimentación litoral ·
450
¿Cómo se controlan las áreas costeras cuando sube el nivel
del mar?
452
Geología en lugares inesperados: La erosión y
454
el faro del cabo Hatteras
Olas de tormenta e inundación costera
455
Tipos de costas
456
Costas de sedimentación y de erosión
456
457
Costas de inmersión y de emersión
CEO-RECAPITULACIÓN
45 8
El tiempo geológico:
conceptos
y principios
462
Introducción
464
Enfoque geológico 1 7 .1: El tiempo geológico
y el cambio climático
466
·
¿Cómo ha cambiado el concepto del tiempo geológico y la
edad de la tierra a lo largo de la historia del
hombre?
467
¿Por qué son importantes las contribucion es de james
hutton a la geología?
467
Geología en lugares inesperados: E l tiempo
pasa: La Gran Muralla China
470
© Cengage Learning Paraninfo
¿Qué son los métodos de datación relativa?
4 71
Principios fundamentales de la datación relativa
471
Discontinuidades estratigráficas
4 75
Ap licación de los principios de datación relativa
4 78
¿Cómo correlacionan los geólogos fas unidades
litológicas?
480
Correlació n del subsuelo
483
¿Qué son los métodos de datación absoluta?
484
átomos, elementos e isótopos
484
Desintegración radiactiva y vidas medias
484
Fuentes de incertidumbre
486
Pares de isótopos radiactivos de vida larga
488
Datación por rastros de fisión
489
Método de datación por carbono radiactivo y
dendrocronología · 489 ·
¿Cómo se desarrolló la escala de tiempo geológico?
490
La estratigrafía y la terminología estratigráfica
492
CEO-RECAPITULACIÓN
494
La evolución: la teoría
y las pruebas que
la respaldan
498
Introducción
500
La evolución: ¿qué significa?
501
Jean-Baptiste de Lamarck y sus ideas sobre la
501
evolución
Enfoque geológico 18.1: E l trágico caso
Lysenko
502
Las contribuciones de Charles Robert Darwin y Alfred
503
Russel Wallace
La selección natural: ¿cuál es su importancia?
503
Mendel y el nacimiento de la genética
504
504
Los experimentos de Mendel
Los genes y los cromosomas
504
La visión moderna de la evolución
505
¿Qué provoca la variación?
506
La especiación y la tasa de evolución
507
Evolución divergente, convergente y paralela
509
La cladística y los cladogramas
51 O
Tendencias evolutivas
511
Extinciones
512
¿Qué clase de pruebas respaldan la teoría de la
evolución?
512
La clasificación: un patrón anidado de
similitudes
5 13
¿Cómo respaldan la evolución las pruebas
biológicas?
51 5
Fósiles: ¿qué aprendemos de ellos?
517
CEO-RECAPITULACIÓN
522
CONTENIDO
XI
¿Qué papel representaron las microplacas y los "terranes" en
la formación de pangea?
577
Recursos minerales del Paleozoico
578
·
CEO-RECAPITULACIÓN
580
Historia de la vida
y de la Tierra en
el Precámbrico
526
Introducción
528
¿Qué ocurrió durante el hádico?
529
Cimientos de los continentes: escudos, plataformas y
cratones
530
Historia de la tierra arcaica
533
Rocas arcaicas
534
Tectónica de placas en el Arcaico y el origen de los
cratones
535
536
Historia de la tierra durante el proterozoico
536
Evolución proterozoica de Laurentia
540
Supercontinentes del Proterozoico
Rocas del Proterozoico
540
Ge ología en lugares inesperados: Little Rock,
una gran historia
544
Origen y evolución de la atmósfera y de la
hidrosfera
545
La atmósfera
546
La hidrosfera
547
547
La vida: su origen y su historia temprana
El origen de la vida
548
Organismos del Arcaico
549
La vida en el Proterozoico
5 51
Enfoque geológico 19.1: Formación de hierro
bandeado: de la mina a la fábrica de
554
acero
¿Qué tipos de recursos encontramos en las rocas
precámbricas?
5 56
Recursos arcaicos
556
557
Recursos proterozoicos
557
CEO-RECAPITULACIÓN
Historia de la
Tierra en el
Paleozoico
560
Introducción
562
Arquitectura continental: cratones y cinturones móviles
562
Paleogeografía paleozoica
563
565
Historia global del Paleozoico Inferior y Medio
Historia global del Paleozoico Superior
569
Las secuencias cratónicas y la evaluación del continente
norteamericano (laurentia) durante el
570
paleozoico
Historia de los cinturones móviles paleozoicos
573
573
El Cinturón orogénico Caledónico-Hercínico
El Cinturón móvil de la Cordillera
5 77
Historia de la vida
en el Paleozoico
586
Introducción
588
¿Qué fue la explosión cámbrica?
588
Aparición de una fauna con concha
589
Vida invertebrada marina paleozoica . 590
El ecosistema marino actual
5·90
Comunidad marina cámbrica
593
La biota de la lutita de Burgess
593
Comunidad marina ordovícica
597
Comunidades marinas silúrica y devónica
598
Comunidades marinas pérmica y ·carbonífera
599
La extinción en masa de los invertebrados marinos del
Pérmico
600
La evolución de los vertebrados
601
Los peces
602
Los anfibios: los vertebrados invaden la tierra
606
La evolución de los reptiles: la tierra es .conquistada
610
Enfoque geológico 21 . l : Palinología: Un vínculo
entre geología y biología
612
La evolución de las plantas
614
Floras silúrica y devónica
615
Floras del Carbonífero Superior y del Pérmico
616
CEO-RECAPITULACIÓN
619
Historia de la vida
y de la Tierra en
el Mesozoico
624
Introducción
626
La fragmentación de pangea
626
El cinturón orogénico de la Cordillera
629
Los efectos de la fragmentación de Pangea en el clima
global y en los patrones de circulación
oceánica
631
Principales características de la historia de Norteamérica en
el Mesozoico
633
¿Cuál es el papel de los terreno~ acrecionarios (terranes)
en el crecimiento del oeste de
Norteamérica?
633
636
Recursos .minerales del Mesozoico
La vida en la Era Mesozoica
63 7
638
Los invertebrados marinos y el fitoplancton
640 ·
Las plantas, productores primarios terrestres
© Cengage·Learning Paraninfo
XII
CONTENIDO
La diversificación de los reptiles
640
Enfoque geológico 22.1: Las contribuciones de
Mary Anning a la Paleontología
650
De reptiles a aves
651
Origen e historia temprana de los mamíferos
652
Clima y paleogegrafía durante el Mesozoico
655
Extinciones masivas, una crisis en la historia de la
656
vida
CEO-RECAPITULACIÓN
660
Historia de la vida
y de la Tierra
en el Cenozoico
664
Introducción
666
Orogenias y tectónica de placas en el Cenozoico: perspectiva
general
667
Sistemas orogénicos durante el Cenozoico
668
El Sistema Orogénico Alpino
669
El Sistema Orogénico de la Cordillera
669
Evolución de Norteamérica en el Paleógeno y
Neógeno
672
© Cengage Learning Paraninfo
El Período Cuaternario
6 74
Tectónica y vulcanismo del Pleistoceno
674
La glaciación del Pleistoceno
674
La distribución y extensión de los glaciares del
Pleistoceno
674
Enfoque geológico 23.1: Supervolcanes
67
Geología en lugares inesperados: Evidencias de
glaciación en la ciudad de Nueva York
680
Recursos minerales del Cenozoico
682
Historia de la vida en el Paleógeno y Neógeno
682
Los invertebrados marinos y el fitoplancton
682
Las aves del Paleógeno y Neógeno
683
Diversificación de los mamíferos
683
Mamíferos del Cenozoico
684
Fauna del Pleistoceno
690
Mamíferos y aves
690
La evolución de los primates
691
Homínidos
692
Extinciones durante el Pleistoceno
698
GEO-RECAPITULi\CIÓN
699
Soluciones
Cuestiones de repaso
Glosario
Índice
703
715
702
Prólogo
La Tierra es un planeta dinámico que ha cambiado continuamente durante sus 4.600 millones de años de existencia. El tamaño, la forma y la distribución geográfica
de las cuencas de los continentes y océanos han cambiado a lo largo del tiempo, como también lo han hecho
la atmósfera y la biosfera. Nos hemos dado cuenta cada
vez más de lo frágil que es nuestro planeta y, lo que es
más importante, cuán interdependientes son todos sus
sistemas entre sí. Hemos aprendido que no podemos
contaminar continuamente nuestro ambiente y que
nuestros recursos naturales son limitados y, en la mayoría de los casos, no renovables. Además, hemos reparado
en la importancia que tiene la geología en nuestra vida
diaria. Por estas y otras razones, el curso de geología en
bachillerato o en la universidad es uno de los más importantes que un estudiante pueda seguir.
Geología. Dinámica y evolución de la tierra.
Cuarta Edición, está diseñado como un curso de introducción a la geología, que puede servir tanto a noveles
como a expertos en geología y en las ciencias de la Tierra. Uno de los problemas que ha de afrontar cualquier
curso introductorio de ciencias es que los estudiantes se
agobian con la cantidad de la materia que deben aprender. Además, la mayor parte de la materia no parece estar ligada por ningún tema que unifique y no siempre
aparece ser necesaria en sus vidas.
Las metas de este libro son proporcionar a los estudiantes una comprensión básica de la geología y sus procesos y, lo que es más importante, una comprensión de
cómo la geología se relaciona con la experiencia humana, es decir, cómo afecta la geología no sólo a individuos
sino a la sociedad en general. También es nuestra intención el proporcionar a los estudiantes una visión general de la historia geológica y biológica de fa Tierra, no
como un conjunto de hechos enciclopédicos a memorizar sino como una serie de acontecimientos correlativos
que reflejen los principios y los procesos geológicos y
biológicos fundamentales que han formado nuestro planeta y la vida sobre él. Con estas metas en la mente, introducimos los temas principales del libro en el primer
capítulo para proporcionar a los estudiantes con una visión general del asunto, permitiéndoles ver cómo se interrelacionan varios sistemas de la Tierra entre sí. A lo
largo del libro también hablamos de los aspectos económicos y ambientales de la geología, en vez de tratar estos
temas en capítulos separados. De esta manera, los estudiantes pueden ver, con ejemplos pertinentes e intere-
santes, cómo afecta la geología al medio ambiente y por
lo tanto también a nuestras vidas .
ORGANIZACIÓN DEL TEXTO
a teoría de la tectónica de placas es el tema que
unifica la geología y este libro. Esta teoría ha
revolucionado la geología porque proporciona
una perspectiva global de la Tierra y permite a los geólogos tratar muchos fenómenos geológicos aparentemente no relacionados como parte de un sistema
planetario total. Dado que la teoría de la tectónica de
placas es tan importante, ha sido colocado en el Capítulo 2 y se trata en la mayoría de los capítulos siguientes,
relacionándola con el tema de ese capítulo.
Otro tema de este libro es que la Tierra es un planeta complejo y dinámico que ha cambiado continuamente desde sus orígenes, hace unos 4.600 millones de
años. Podemos entender mejor esta complejidad utilizando un enfoque de sistemas para el estudio de la Tierra y acentuar dicho enfoque a lo largo del libro.
Hemos organizado Geología. Dinámica y evolución de la tierra. Cuarta Edición, en varias categorías
informales. El Capítulo 1 es una introducción a los sistemas geológicos y terráqueos , la aplicabilidad de la geología a la experiencia humana, el origen del sistema
solar y el lugar que la Tierra ocupa en él, una visión general breve de la teoría de la tectónica de placas, del ciclo de las rocas , de la evolución orgánica, y del tiempo y
del uniformismo geológicos. El Capítulo 2 trata de la
tectónica de placas con todo detalle, mientras que los
Capítulos 3 a 7 examinan los materiales de la Tierra (los
minerales y las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas) y los procesos geológicos asociados con ellos, incluyendo el papel jugado por la tectónica de placas en su
origen y distribución. Los Capítulos 8 a 1O tratan de los
temas relacionados con el interior de la Tierra y su estructura, el fondo océanicodel mar, los terremotos y la
deformación y origen aparición de las montañas. Los Capítulos 11 a 16 tratan de los procesos de la superficie de
la Tierra. El Capítulo 17 diserta sobre el tiempo geológico, introduce varios métodos de datación y explica
cómo los geólogos correlacionan rocas. El Capítulo 18
explora los fósiles y la evolución. Los Capítulos 19 a 23
© Cengage Learning Paraninfo
XlV
PRÓLOGO
constituyen nuestro tratamiento cronológico de la historia geológica y biológica de la Tierra. Estos capítulos
están engarzados de forma que la historia geológica vaya
seguida de una descripción de la historia biológica durante ese intervalo de tiempo. Pensamos que este .formato facilita una integración más fácil de la historia de
la vida con la historia de los acontecimientos geológicosgeológica.
De especial ayuda para los estudiantes so11 las tablas resumen al final de los Capítulos 20 a 22. Estas tablas están diseñadas para proporcionar una perspectiva
general de los acontecimientos geológicos y biológicos
que se produjeron durante un intervalo particular de
tiempo y para mostrar cómo los acontecimientos son correlativos. Los acontecimientos tectónicos globales y los
cambios del nivel del mar se incorporan también a estas
tablas para proporcionar perspectivas globales. Hemos
enc.o ntrado que. el presentar la materia en el orden expuesto anteriormente funciona bien para la mayoría de
los estudiantes. Sabemos, sin embargo, que muchos profesores prefieren un orden de temas completamente diferente, dependiendo del enfoque de su curso. Por ello,
h.e.mos escrito este Hbro para que los profesores puedan
presentar los capítulos en el orden que convenga a las
necesidades de un curso en particular.
ORGANIZACIÓN
DE LOS CAPÍTULOS
odos los capítulos tienen el mismo formato organizativo. Cada capítulo empieza con una fotografía relacionada . con la materia del
capítulo, un resumen que motiva a los estudiantes al incluir muchos de los títulos en forma de preguntas, una
lista de objetivos que les pone sobre aviso acerca de los
objetivos de aprendizaje perseguidos en el capítulo, seguida de una nueva introducción, para estimular el interés en el capítulo discutiendo algún 'aspecto del
material y mostrándoles cómo encaja el material del capítulo en una perspectiva geológica más global.
El texto está escrito en un estilo claro e informal,
haciendo fácil su comprensión a los estudiantes. Numerosos esquemas en color y fotografías complementan el
texto y proporcionan una representación visual de los
conceptos y de la información presentada.
Cada capítulo contiene una sección de Geo-Focus
que presenta una disertación breve de un aspecto interesante de la geología o de la investigación geológica. Las
secciones ¿Qué haría?, generalmente dos por capítulo,
están diseñadas para alentar a los estudiantes a pensar
© Cengage Learning Paraninfo
cómo intentarían resolver un problema o un asunto hipotéticos relacionados con la materia del capítulo.
Los temas relacionados con la geología ambiental y
la económica se presentan a lo largo del texto. El integrar la geología económica y ambiental con la materia
del capítulo ayuda a los estudiantes a relacionar la importancia y la aplicabilidad de la geología con su vida
diaria. Los recursos minerales y energéticos se presentan
en las secciones finales de varios capítulos para proporcionar información interesante e importante en el contexto de los temas del capítulo. Además , cada uno de los
capítulos, en la historia geológica de la segunda parte
del libro, contiene una sección final sobre características
de recursos minerales de ese período de tiempo.
Las secciones Geología en lugares inesperados se
encuentran en la mayoría de los capítulos. Esta nueva
sección está diseñada para enfocarse en geología interesante en lugares o escenarios excepcionales en los que,
quizás , nunca había pensado.
La sección Geo-R~cap, al final de cada capítulo, empieza con una revisión concisa de conceptos e ideas importantes en el Resumen del capítulo. Los Términos
clave, impresos en negrita en el texto del capítulo, se
enumeran al final de cada capítulo para una revisión fácil junto con los números de página en los que primero
se definieron. Un Glosario repleto de términos importantes aparece alfinal del texto. Las Cuestiones de repaso son otra característica importante de este libro;
incluyen preguntas de opción múltiple con respuestas,
así como preguntas de respuestas corta, de respuesta larga y preguntas cuya intención es provocar discusiones
·
académicas.
CD ROM (EN INGLÉS)
Figuras activas
Presenta una geología viva con figuras animadas (Active Figures ) relacionadas con las figuras dél libro, así
como, actividades interactivas. Este material empuja a
los estudiantes para que sean curiosos, para que piensen en la geología desde nuevas perspectivas, y a que conecten sus nuevos conocimientos del mundo con su propia vida diaria.
Manual del profesor con banco
de exámenes
Contiene aproximadamente 2.000 preguntas actualizadas para esta edición, resúmenes de capítulos, objetivos
de aprendizaje, sugerencias acerca de conferencias, términos importantes y una lista de recursos clave.
PRÓLO G O
Imágenes en PowerPoint
y librería de imágenes
Están disponibles colecciones de transparencias a todo
color así como una biblioteca de imágenes con una gran
cantidad de figuras que aparecen en el li~ro
orno autores , obviamente·, somos responsables de la organización, del estilo y de la certeza del texto , y cualquier error u omisión
son igualmente de nuestra responsabilidad. El producto terminado es la culminación de muchos años de trabajo, durante los cuales recibimos numerosos comentarios y el consejo de muchos geólogos que revisaron
partes del texto: Kenneth Beem, Montgomery College;
Patricia J . Bush, Delgado Community College ; Paul J .
Bybee, Utah Valley State College; Deborah Caskey, El
Paso Community College; William C . Cornell, U~iver­
sity of Texas en El Paso; Kathleen Devaney, El Paso
Community College; Richard Diecchio, George Mason
University; Robert Ewing, Portland Community College; David J. Fitzgerald, St. Mary's University; Dann M.
Balverson, University of Southwestern Louisi~na ; Ray
Kenny, New Mexico Highlands University; Glenn B.
Stracher, East Georgia College; Monte D. Wilson, Boise State University; y Guy Worthey, St. Ambrose UnÍversity.
Deseamos expresar nuestro más sincero ap~ecio a
los revisores que comprobaron la Tercera Edición e hicieron muchos comentarios útiles y que llevaron a las
mejoras que se aprecian en esta Cuarta Edición: Renee
M. Clary, University of Louisiana en Lafayette; Michael
Conway, Arizona Western College; Kathleen Devaney, El
Paso Community College; Kristi Higginbotham, San Jacinto College; Gary L. Kinsland, University of Louisiana
en Lafaye tte ; Bob Mims , Richland College; Michelle
Stoklosa, Boise State University; y Azam M. Tabrizi, Tide
Water Community College.
xv
Deseamos también dar las gracias a Kathy Benison,
Richard V. Dietrich (Profesor Honorario ), David J .
Matty, Jane M . Matty, Wayne E. Moore (Profesor Honorario) y Sven Morgan del Departamento de Geología,
y a Bruce M. C. Pape del Departamento de Geografía
de la Central Michigan University, así como a Edc Johnson (Hartwick College, Nueva York) y Stephen D. Stahl
(St. Bonaventure, Nueva York) por proporcionarnos fotografías y contestar nuestras preguntas con respecto a
diversos temas. Estamos también agradecidos por la oenerosidad de varias agencias e individuos de muchos p:íses que nos proporcionaron fotografías.
Un agradecimiento especial tamb_ién debe ser para
Keith Dodson, editor de Ciencias de: la Tierra eri Brooks/Cole, que inició esta cuarta edición, y a Alyssa White , editora de desarrollo , que llevó esta edición a su
conclusión. Estamos igualmente endeudados con nuestra
directora de producción, Nancy Sliammas de New Leaf
Publishing Services, por toda su ayuda . .Su atención por
los detalles y la consistencia, así como su buen carácter ·
en general, fueron muy· apreciados. Querríamos también
dar las gracias a Carol Reitz por sus habilidades de narración. Apreciamos su ayuda para mejorar nuestro manuscrito. Damos graci¡fs Kathleen Olson para su ayuda
inapreciable a localizar fotografías y verificar los permisos
apropiados. Querríamos también reconocer a Cheryll
Linthicum, jefe de proyectos de producción de Thomson;
Caro! Benedict, editora ayudante , que gestionó el paquete de materiales complementarios; Ericka YeomanSaler, jefa de proyectos de tecnología, por desarrollar el
programa de medios ; Jennifer Somerville, gerente de
marketing; Kelley McAllister, gerente de comunicaciones
de marketing; y Megan Asmus , ayudante editorial. También extendemos los agradecimientos a los artistas de
Precision Graphics , responsables de actualizar la mayoría
de la parte artística.
.
Como siempre, nuestras familias fueron muy pacientes y nos alentaron cuándo gran parte de nuestro
tiempo libre y energía estaban dedicados a este libro.
Una vez más les damos l~s gracias por su continuo apoyo y comprensión.
James S. Monroe
Reed .W icander
© Cengage Learning Paraninfo
t
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•
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La Tierra: un planeta
dinámico
y en evolución
Prólogo a la versión
española
Esta versión en español tiene como objetivo adaptar los
contenidos del libro original en inglés, a los exigidos en
los programas del sistema educativo en España, especialmente en el ámbito universitario. Pretende ser un
texto de referencia en las asignaturas de Geología que
se imparten en diversas licenciaturas e ingenierías, en
las que es necesario conocer aspectos de las ciencias de
la Tierra relacionadas con la Geología Física y/o Histórica. Un especial esfuerzo se ha realizado en la reestructuración de los capítulos de Geología Histórica ( 19
al 23) en los que se ha reducido las frecuentes alusiones
a la evolución geológica de Norteamérica, y en contrapartida se han incrementado las referencias a los acontecimientos geológicos acaecidos en Europa, Centro y
Sudamérica y la Península Ibérica.
El conjunto de capítulos de este libro es idóneo tanto para la impartición de un curso de Geología Física
como para uno, más completo, que además requiera incluir los aspectos relacionados con la evolución de los
seres vivos y de nuestro planeta, desde el Precámbrico
hasta la actualidad.
Los contenidos se presentan de manera altamente
didáctica con una estructura que permite adquirir los
conocimientos a diversos niveles, esto facilita su empleo
tanto para aquellos alumnos que requieren empezar
desde cero, como para aquellos que los fundamentos de
Geología ya los tienen adquiridos.
Quiero agradecer a James S. Monroe y Reed Wicander las facilidades dadas para poder participar en la
elaboración del libro en español. A mi colega y amigo,
José Manuel González Casado, tristemente fallecido este
año, quiero agradecer sus aportaciones y valiosos comentarios en lo relacionado con los aspectos tectónicos
de la evolución geológica de nuestro planeta. Asimismo
mi agradecimiento a la editorial Paraninfo y en especial
a Isabel Capella, responsable editorial, por su generosidad y apoyo en todo momento a lo largo de las diversas
etapas de gestación de este libro. A María y Eduardo mi
gratitud y cariño por soportar pacientemente tantas horas de ausencia dedicadas a la realización de este proyecto editorial, entendiendo lo mucho que significaba
para mi.
Finalmente, como coautor de la versión española
quiero poner de manifiesto mi total responsabilidad sobre la calidad y rigor de la misma, tanto en su forma
como en sus contenidos.
Manuel Pozo Rodríguez
© Cengage Learning Paraninfo
CAPÍTULO 1
ESQUEMA
,,
DEL CAPITULO ·
.
• Introducción
• ¿Qué es la Geología?
ENFOQUE GEOLÓGICO 1.1:
Interpretación de la historia de la Tierra .
• La formulación de teorías en Geología
Relación entre la Geología
y la experiencia humana
• La influencia de la Geología en nuestra
vida diaria
• Problemas medioambientales
y geológicos globales a los que
se enfrenta la humanidad
• Origen del universo y del sistema solar
y el papel de la Tierra dentro de ellos
• ¿Por qué es la Tierra un planeta dinámico
en evolución?
• El ciclo de las rocas
• Evolución orgánica y la historia de la vida
• Tiempo geológico y actualismo
• ¿Cómo nos beneficia ..el estudio de la
Geología?
• Geo-Recapitulación
·----·--·-----··---·---Imagen de la Tierra procedente de un satélite. En el centro de esta
vista puede verse Norteamérica, así como América Central y
· América del Sur. Las actuales ubicaciones de /os continentes y de /as
· cuencas oceánicas son el resultado del movimiento de placas. La
interacción de /as placas a lo largo del tiempo ha ~fectado a la
historia física y biológica de la Tierra . Fuente: NASA
4
C A PÍTULO I
LA T I ER R A : U N P LANETA DI NÁM I C O Y EN EVOL U C IÓ N
no de los principales beneficios de la era
espacial ha sido que nos ha brindado la posibilidad de poder ver desde el espacio
nuestro planeta por completo. Todos los
astronautas han señalado de una forma u otra cómo la Tierra
destaca como un atractivo oasis en el negro vacío del espacio (véase la fotografía que abre el capítulo) . No sólo podemos ver la belleza de nuestro planeta, sino también su
fragilidad . También podemos descifrar la edad de la Tierra y
su frecuentemente turbulenta historia leyendo las pistas conservadas por los registros geológicos.
El tema principal sobre el que se centra este libro es que
la Tierra es un planeta dinámico y complejo que está cambiando continuamente desde su nacimiento, hace aproximadamente 4.600 millones de años. Estos cambios y las
características que actualmente observamos son el resultado de las interacciones entre los ciclos, subsistemas y sistemas interno y externo de la Tierra. La Tierra es único entre
los planetas de nuestro sistema solar, en el sentido de que en
ella hay vida y tiene océanos de agua, una atmósfera hºo spitalaria y diferentes climas. Como sabemos, está idealmente
adaptado para la vida, debido a una combinación de factores, incluyendo su distancia al Sol y la evolución de su interior, d~ la corteza, los océanos y la atmósfera. Los p rocesos
de la vida han influido a lo largo del tiempo en la evolución
de la atmósfera, los océanos y, en cierto sentido, de la corteza de la Tierra . A su vez, estos cambios físicos han afectado a la evolución de la vida.
Viendo la Tierra como un todo, es decir, pensando en
ella como en un sistema, no sólo vemos cómo se interconec-
tan sus diferentes componentes, sino que también apreciamos mejor su naturaleza dinámica y compleja. El concepto
de sistema nos facilita el estudio de un tema complejo como
es la Tierra, dado que divide un todo en componentes más
pequeños que podemos comprender más fácilmente, sin
perder de vista cómo todos los componentes definen el todo.
Un sistema es una combinación de partes relacionadas
que interactúan de una forma organizada (11 Figura 1.1). La
información , los materiales y la energía procedentes del exterior que se introducen en el sistema son las entradas, mientras que la información, los materiales y la energía que salen
del sistema son las salidas. Un c.o che es un buen ejemplo de
sistema. Sus diversos subsistemas incluyen el motor, la transmisión, el volante y los frenos. Estos subsistemas se interconectan de tal forma que un cambio en uno de ellos afecta a
los demás. La entrada principal en el sistema de un coche es
la gasolina y sus salidas son el movimiento, el calor y los contaminantes.
Podemos examinar la Tierra de la misma forma que hemos hecho con el coche, es decir, como un sistema de componentes interconectados que interactúan y se afectan entre
sí de muchas formas. Los principales subsistemas de la Tierra
son la atmósfera, la biosfera, la hidrosfera, la litosfera, el
manto y el núcleo (11 Figura 1.2). Las complejas interacciones
entre estos subsistemas dan lugar a un cuerpo que cambia
de forma dinámica, que intercambia materia y energía y los
recicla de diferentes formas (Tabla 1.1 ). El ciclo de las rocas
es un excelente ejemplo de cómo la interacción entre los
procesos internos y externos de la Tierra reciclan los materia les de la Tierra para formar los tres principales grupos de
Relaciones ---o procesos
---de conexión
Conexiones
con otros
sistemas
Fuente de energía
o mecanismo impulsor
• Figura 1.1
-
---·-.,.----------·--· ·--------------~
Una serie de engranajes ilustra cómo interactúan algunos sistemas y procesos de la Tierra. Los pistones y las bielas representan las fuentes de
energía o controlan los mecanismos, los engranajes grandes representan los ciclos o procesos importantes y los engranajes pequeños
representan los procesos o relaciones que conectan ..Las poleas muestran las relaciones con otros sistemas. Aunque los engranajes constituyen .
una forma útil de representar sistemas en forma de diagrama, recuerde que los sistemas reales de la Tierra son mucho más complejos.
© Cengage Learning Paraninfo
INTRODU CC IÓN
5
Atmósfera
+
Expulsión de gases
• Figura 1.2
La atmósfera, la biosfera, la hidrosfera, la litosfera, el manto y el núcleo pueden considerarse como subsistemas de la Tierra. Las
interacciones entre estos subsistemas hacen de la Tierra un planeta dinámico que ha evolucionado y cambiado desde su nacimiento, hace
4.600 millones de años.
Tabla 1.1
Interacciones entre los principales subsistemas de la Tierra
Atmósfera
Hidrosfera
Biosfera
Litosfera
Atmósfera
Interacción entre
varias masas de aire
Corrientes
superficiales dirigidas
por el viento;
evaporación
Gases para la
respiración; dispersión
de esporas, polen y
semi llas por el viento
Meteorización debida
a la erosión de l viento;
transporte del vapor
de agua para las
precipitaciones en
forma de lluvia y nieve
Hidrosfera
Entrada de vapor de
agua y del calor solar
almacenado
Ciclo hidrológico
Agua para la vida
Precipitaciones;
meteorización
y erosión
Biosfera
Gases procedentes de
la respiración
Eliminación de los
materiales disueltos
por parte de los
organismos
Ecosistemas g lobales;
cadenas alimentarias
Modificación de los
procesos de
meteorización y
erosión; formación
del suelo
Litosfera
Entrada del calor solar
almacenado; los
paisajes afectan a los
movimientos del aire
Origen de materiales
sólidos y disueltos
Origen de nutrientes
m inerales;
modificación de los
ecosistemas por el
movimiento dé placas
Tectónica de placas
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6
CAPITULO 1
L A T I ER RA : UN PL AN ETA DI NÁM I CO Y EN EVOLUCIÓN
rocas (véasé la Figura 1.12). De igua l modo, el movimiento
de placas afecta profundamente a la formación de los pa isajes, la distribución de los recursos minerales y los patrones
de circulación oceánicos y atmosféricos, los cuales a su vez
afectan a los cambios globales climáticos.
No debemos olvidar que los seres humanos son parte
del sistema Tierra; nuestra presencia sólo afecta a este sistema en cierta medida. De acuerdo con esto, debemos entender que las acciones que tomemos pueden produci r
cambios que pueden tener consecuencias importantes d e
las que en principio podemos no ser conscientes. Por esta
razón, comprender la Geología, y la ciencia en general, es
de extréma importancia. Si la especie humana quiere sobrevivir, tenemos que entender cómo funcionan e interactúan
los diferentes sistemas de la Tierra y, lo más importante,
cómo afectan nuestras acciones al delicado equilibrio entre
estos sistemas.
Cuando I~ gente·habla y debate sobre problemas medioambientales como la .lluvia ácida, el efecto invernadero y
el calentamiento g lobal, y la agotada capa de ozono, es importante recordar que estos efectos no son aislados, sino que
forman parte del enorme sistema de la Tierra . Además, hay
que recorda r que la Tierra sigue ciclos de tiempo mucho más
largos que los que usamos los hom.bres. Aunque pueden tener efectos desastrosos a corto plazo sobre la especie humana, el enfriamiento y calentamiento g lobales también forman
parte de un ciclo a largo plazo que ha dado lugar a muchos
avances y retiradas de las glaciaciones durante los últimos
1,6 millones de años. Debido a su perspectiva geológica, los
geólogos pueden efectuar contribuciones vitales al debate
sobre el calentamiento globa l. Pueden estudiar las tendencias a largo p lazo analizando los sedimentos de las p rofundidades marinas, los t estigos d e hielo, los cambios en el nivel
del mar durante el pasado geológico y la distribución de los
animales y plantas a lo largo del tiempo.
Mientras esté leyendo este libro, debe tener en mente
que los diferentes temas que se van a estudiar son partes de
un si¡;tema de componentes interconectados y no piezas aisladas de información. Desde este punto de vista, la evolución
continua de la Tierra y su vida no constit uye una serie de sucesos aislados y no relacionados, sino una interacción dinámica entre varios subsistemas.
ué es la geología y qué hacen los geólogos?
La Geología, té~mino formado a partir de
las palabras griegas geo y logos , se define
como el estudio de la Tierra. Generalmente, se divide en
dos grandes áreas: geología física y geología histórica. La
Geología física estudia los materiales de la Tierra, como
los minerales y las rocas, así como los procesos que se
producen dentro de la Tierra y en su superficie. La
Geología histórica examina el origen y la evolución de _la
Tierra, sus continentes, océanos, la atmósfera y la vida
(véase Enfoque Geológico I. l).
La disciplina de la Geología es tan amplia que se subdivide en muchos campos o especialidades. La Tabla 1.2
¿
Tabla 1.2
Especialidades de la Geología y su relación con otras ciencias
Especialidad
Geocronología
Geología planetaria
Paleontología
Geología económica
Geología medioambiental
Geoquímica
Hidrogeología
Mineralogía
Petrología
Geofísica
Geología estruqural .
Sismología
Geomorfología
Oceanografía
Paleogeografía
Estratigrafía/sedimentología
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Área de estudio
Edad e historia de la Tierra
Geología de los planetas
Fósiles
Recursos minerales y energéticos
Medio ambiente
Química de la Tierra
Recursos hidrológicos
Minerales
Rocas
Interior de la Tierra
Deformación de las rocas
Terremotos
Formas del terreno
Océanos
Características y localizaciones de zonas geográficas antiguas
Sedimentos y rocas estratificadas .
Ciencia relacionada
Astronomía
Biología
Química
Física
Interpretación de 1a historia de la Tierra
L
a Geología histórica es el
estudio del origen y la
evolución de la Tierra. Los
geólogos no sólo están
interesados en disponer los sucesos
en una secuencia cronológica, sino
también, y más importante, en
explicar la manera y el motivo por
el que tuvieron lugar los sucesos
del pasado. Recientemente, la
geología histórica ha adquirido una
importancia aun mayor, porque los
científicos de muchas disciplinas
están tratando de mirar al pasado
para tratar de explicar los sucesos
actuales (como por ejemplo, los
cambios climáticos a corto y largo
plazo) y utilizar esta información
para intentar predecir las
tendencias futuras.
Debemos contemplar la Tierra
como un sistema formado por un
conjunto de distintos subsistemas o
partes relacionadas, que
interactúan entre sí de formas muy
complejas. Usando este enfoque
sistémico, podemos ver que la
evolución de la Tierra lejos de ser
una serie de sucesos aislados, es
un continuo en el que los
diferentes componentes afectan a
los demás y se ven afectados por
ellos. Un ejemplo es la historia
inicial de la Tierra, en la que la
evolución de la atmósfera, de la
hidrosfera, de la litosfera y de la
biosfera están íntimamente
relacionadas. Hoy día, los científicos
tratan de examinar el efecto que los
humanos tenemos sobre los
cambios climáticos a corto plazo y
sobre el entorno, así como la
influencia que una reducción en la
biodiversidad global pudiera tener
tanto para los humanos como para
el planeta en su conjunto.
Los geólogos no sólo tratan de
saber lo que ocurrió en el pasado,
sino también por qué se produjo
cada suceso concreto y cuáles son
las implicaciones de ese suceso
para la Tierra tanto en la actualidad
como en el futuro. Por tanto, es
~ importante comprender los
procesos que se producen hoy día
y disponer de medios precisos para
medir el tiempo geológico, de
modo que sea posible apreciar la
duración de los sucesos pasados y
entender cómo dichos sucesos
pueden afectar a la Tierra y a sus
habitantes en la actualidad.
Un componente de gran
importancia en la geología histórica
es tratar de comprender cómo
sabemos las cosas de las que hoy
en día estamos seguros . ¿Cómo
sabemos que los dinosaurios se
extinguieron hace .
aproximadamente 65 millones de
años, o que en el actual desierto del
Sahara prevalecían las condiciones
glaciales durante el período
Carbonífero? ¿Cómo podemos estar
tan seguros de que la atmósfera
inicial carecía de oxígeno y fue
evolucionando a lo largo dé
millones de años hasta convertirse
en la atmósfera actual que sí tiene
oxígeno? La geología histórica
aborda estas cuestiones tratando de
encontrar las respuestas en las rocas
y en los fósiles. A medida que
disporemos de más información,
gracias a las nuevas observaciones o
las nuevas técnicas cie ntíficas, los
geólogos están cada vez más
seguros de sus interpretaciones ·de
los sucesos del pasado :
Uno de los múltiples aspectos
atractivos de la Geología y de la
ciencia en general, es que todavía
quedan muchas preguntas sin
respuesta. Por ejemplo, existe ·
todavía un acalorado debate acerca
de qué fue lo que pudo provocar la
extinción masiva del Pérmico. Otra
área de investigación muy atractiva
es la determinación de los
ambientes existentes en el pasado.
Algunos estudios recientes indican
que los cambios químicos de los
océanos pueden haber afectado de
forma significativa al ciclo del
carbono y tener también
importantes consecuencias en la
ecología y la evolución de los
arrecifes actuales.
Lo que es importante recordar
es que las rocas y los fósiles
proporcionan las claves para
comprender la evolución de la
Tierra . Aplicando los diversos
principios de la Geología podemos
interpretar la his.t oria terrestre. Es
igualmente irnportante recordar
que la Geología no es Úna ciencia
estática, sino que, al igual que ese
planeta dinámico llamado Tierra
que la Geología trata de
comprender, dicha ciencia está en
constante evolución a medida que
se dispone de nueva información.
© Ceng·age Learning Paraninfo
8
CAPITULO I
LA T! ÉRRA : UN PLANETA DINÁMICO Y EN EVOLUCIÓN
muestra muchos de los diversos campos de la Geología y vos que pueden comprobarse mediante observaciones y/o
sus relaciones con otras ciencias como la Astronomía, la
experimentos, con el fin de verificar su validez. La ley de
Biológía, la Química y la Física.
gravitación universal es un ejemplo de teoría que descriPrácticamente todos los aspectos de la Geología tiebe la atracción entre masas (una manzana y la Tierra son
nen cierta relevancia económica y medioambiental.
los protagonistas de la famosa anécdota que describe el
Muchos geólogos se dedican a la exploración de los midescubrimiento de Newton).
nerales y los recursos energéticos, utilizando sus conociLas teorías se formulan a través del proceso conocimientos especializados para localizar los recursos
do como método científico. Este método es un enfoque
naturales en los que se basa nuestra industrializada soordenado y lógico, que implica la recopilación y análisis
ciedad. Dado que la demanda de estos recursos no rede hechos o datos acerca del problema que esté siendo
novables está en aumento, los geólogos aplican los
considerado. A continuación, se formulan explicaciones
principios básicos de la Geología de mánera cada vez
tentativas o hipótesis, para explicar los fenómenos obmás sofisticada fijando su atención en áreas que tengan
servados. Después, los científicos comprueban las hipóun alto potencial de tener un éxito económico.
tesis para ver si lo que éstas predicen realmente ocurre
Mientras que algunos geólogos trabajan en la localien una determinada situación. Por último, si se comzación de minerales y recursos energéticos, un papel prueba que alguna de las hipótesis, después de repetidas
extremadamente importante, otros utilizan sus conocipruebas, es capaz de explicar el fenómeno, dicha hipótemientos en la resolución de los problemas medioambien~
sis se propone como teoría. Recuerde, sin embargo, que
tales. Algunos geólogos buscan aguas subterráneas para
en el terreno científico incluso las teorías siguen estancubrir las necesidades siempre crecientes de la sociedad
do sujetas a pruebas y ajustes posteriores, a medida que
y la industria, o vigilan la contaminación de las aguas subse dispone de nuevos datos.
terráneas y superficiales y sugieren formas para limpiarEl hecho de que una teoría científica pueda probarlas. Los ingenieros geológicos ayudan a localizar lugares . se y esté sujeta a dichas pruebas, diferencia las teorías
seguros para los e~balses, vertederos, centrales eléctricientíficas de otras formas de invesÜgación de los seres
humanos. Dado que las teorías científicas se pueden
cas y a diseñar edificios resistentes a los terr~motos.
Los geólogos también realizan predicciones a corto y comprobar, existe la posibilidad de apoyarlas con pruebas
largo plazo sobre los terremotos y erupciones volcánicas
o de demostrar que son erróneas. De acuerdo con esto, la
ciencia debe progresar sin apelar a creencias ni a las exy .l a potencial destrucción a la que pueden dar lugar.
plicaciones sobrenaturales, no porque dichas creencias o
Además, trabajan junto con los equipos de protección ciexplicaciones sean necesariamente falsas, sino porque no
vil para elaborar planes de contingencia para los posibles
desastres naturales que puedan producirse.
existe ninguna manera de comprobarlas. Por esta razón,
Esta breve introducción ilustra que los geólogos puela ciencia no hace suposiciones acerca de la existencia o
den desarrollar una amplia variedad de carreras y funno existencia de un mundo espiritual o sobrenatural.
ciones. A medida que la población aumente y exija una
Cada disciplina científica .incluye ciertas teorías que
tienen una especial importancia. En Geología, la formumayor demanda a los limitados recursos de la Tierrá, más
lación de la teoría de la tectónica de placas ha cambiado
dependeremos de los geólogos y de sus conocimientos.
la forma en que los geólogos consideran la Tierra. Ahora,
los geólogos ven la Tierra desde una perspectiva global
en la que todos sus subsistemas y ciclos están interconectados, y la historia terrestre se contempla con un continuo de sucesos interrelacionados que· forman parte. de
un patrón global de cambios.
--------·----··-----
LA FORMULACIÓN
DE TEORÍAS EN GEOLOGÍA
l término teoría tiene varios significados. En
lenguaje coloquial, dicho término hace referencia a una visión especulativa o hipotética acerca de algo: de aquí la creencia común de que las teorías
científicas son poco más que especulaciones no avaladas por ningún tipo de prueba. Sin embargo, en el uso
científico, el término teoría hace referencia a una explicación coherente para uno o varios fenómenos naturales
relacionados, explicación que está avalada por un amplio
conjunto de pruebas objetivas. A partir de una teoría, los
científicos establecen una serie de enunciados predicti© Gengage Learning Paraninfo
RELACIÓN ENTRE
LA GEOLOGÍA
Y LA EXPERIENCIA HUMANA
uchas personas se sorprenden del grado en
que dependemos de la Geología en nuestra
vida diaria y también de. las numerosas re-
RELAC IÓ N ENTRE LA GEOLOGfA Y LA EXP.ER I ENCIA HU MANA
ferencias que hay a la Geología en el arte, la música y la
literatura. Son muchos los bocetos y pinturas que representan rocas y paisajes realistas. Com o ejemplos realizados por artistas de gran fama podemos citar La Virgen de
las Rocas y La Virgen y el niño con Santa Ana, de
Leonardo da Vinci; San Francisco en éxtasis y San
Jerónimo, de Giovanni Bellini, y Almas gemelas, de Asher
Brown Durand (• Figura 1.3).
En el campo de la música, la Suite del Gran Cafíón,
de Ferde Grofé, se inspiró sin ninguna duda en la a temporalidad del Gran Cafíón de Arizona y sus vastos paisajes rocosos. Las rocas de la isla de Shaffa, en las H ébridas
interiores, proporcionó la in spiración para la famosa
obertu ra de las Hébridas, de Felix Mendelssohn.
Las referencias geológicas abundan en Las leyendas
alemanas, de los Hermanos Grimm, y el Viaje al centro
9
de la Tierra, de Julio Veme, describe una expedición al
interior de nuestro planeta. En un cierto sentido, el poem a «Üzymandias», de Percy B. Sh elley, aborda el hecho
de'" que nada dura p ara siempre y que incluso las rocas
más sólidas terminan por desintegrarse bajo el asalto del
tiempo y del desgaste que éste conJleva. Incluso las tiras
cómicas contie n en referencias d e carácter geológico .
Dos de las más conocidas son B.C., de Johny Hart, y The
Far Side, de Gary Larson (• Figura 1.4).
La Geología también h a jugado un importante p apel en la historia. Se h an disputado guerras por el control
de recursos n aturales como el pe tróleo, el gas, el oro, la
plata, los diamantes y otros valiosos minerales. A lo largo de la historia, han nacido y se han desintegrado imperios por la distribución y explotación de los recursos
naturales. La configuración de la superficie terrestre, su
topografía, que está con forma por los agentes geológicos, juega un papel crucial en las tácticas militares. Las
barreras naturales, como las cadenas montañosas o los
ríos, han actu ado frec u entemente como fronteras de carácter político.
Bv GARY lARSOW
o
~
!I
i!'
e'!!
l>
~
(/)
• Figura 1.3
Almas gemelas, de Asher Brown D urand (1849), p intura que
representa de manera rea lista las rocas estratificadas en las
gargantas d e la mont añas Catski ll, del estado de Nueva York.
Durand fue uno de los num erosos artistas d el si g lo XIX de la
escuela del río Hudson, muy conocida por sus p aisajes realistas.
Este cuadro fue p intado para mostrar a Durand conversando con
el recientemente fallecido Thomas Cole, el alma mater de la
Escuela del Río Hudson.
~
liliiL.l,;.....l,¡,¡;;;;¡¡¡¡. ..__:,..___..:;..i..J.t...~~:....--~
«Bueno, me solía apasionar esta afición ... pero,
¡caramba! Parece que ahora todo el mundo tuviera
una colección de rocas.»
• Figura 1.4
En las t iras cómicas podemos encontrar frecuentes referencias a la
Geología, como ilustra este caso de far Side, de Gary La rson. ·
© Cengage Learning Paraninfo
ro
CAPITULO I
LA TI E RRA : U N PLANETA DIN Á MI CO Y E N E VOLU C IÓ N
LA INFLUENCIA DE LA
GEOLOGÍA EN NUESTRA
VIDA DIARIA
a mayoría de los lectores de este libro no llegarán a convertirse en geólogos profesionales. Sin
embargo, todo el mundo debería tener unos conocimientos básicos de los procesos geológicos que en
último término nos afectan a todos. Podemos señalar diversas conexiones entre la Geología y diversos aspectos
. de nuestra vida. Los desastres naturales, debido a su pro' pía magnitud, proporcionan quizá la conexión más obvia. Menos aparentes, pero igualmente significativas, son
las conexiones entre la Geología y las cuestiones económicas, sociales y políticas.
Sucesos natura/es
Sucesos como las destructivas erupciones volcánicas, los
terremotos devastadores, los corrimientos de tierras desastrosos, las gigantescas olas marinas, las inundaciones
y las sequías, proporcionan titulares periodísticos y afectan a muchas personas de forma obvia. Aunque no podemos prevenir la mayoría de estos desastres naturales,
cuanto más conocimiento tengamos sobre sus causas,
más capaces seremos de predecir, y posiblemente con~
trolar, la gravedad de su impacto.
·
Economía y política
Igualmente importante, aunque no siempre bien entendida o apreciada, es la cónéxión entre la geología y el poder económico y político. Los recursos minerales y
energéticos no están distribuidos de manera homogénea
y ningún país es autosuficiente con respecto a todos
ellos.A lo largo de la historia, los seres humanos hemos
disputado numerosas guerras para garantizarnos el acceso a estos recursos. No hace falta ir más allá de 1990-91
para ver que Estados Unidos se implicaron en la Guerra
del Golfo principalmente porque necesitaban proteger
sus intereses petrolíferos en la región. La disponibilidad
y las necesidades de minerales y energía suelen influir en
muchos casos en la política exterior. Las sanciones impuestas en 1986 por 'Estados Unidos a Sudáfrica, por
ejemplo, no incluían la mayor parte de los minerales importantes que Estados Unidos había estado importando y
que necesitaba para el mantenimiento de su propia sociedad industrializada, tales como los minerales del grupo del platino. La política exterior de muchos países y los
tratados firmados por ellos surgen de la necesidad de adquirir y mantener un adecuado suministro de los recursos
minerales y energéticos.
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Nuestro papel como responsables
de la toma de decisiones
El lector podría llegar a verse implicado en la toma de decisiones de carácter geológico de diversas maneras, por
ejemplo, como miembro de una comisión de planificación
urbanística o como propietario de un terreno conrecursos
minerales. En tales casos, necesitará tener conocimientos
básicos de Geología para poder tomar las decisiones correctas. Además, muchos profesionales deben tratar con
cuestiones de carácter geológico como parte de sus trabajos. Por ejemplo, los abogados se están viendo cada vez
más implicados en cuestiones que van desde la propiedad
de recursos naturales hasta el modo en que las actividades
de desarrollo afectan al medio ambiente. A medida que los
gobiernos juegan un papel más importante en los problemas y regulaciones de carácter medioambiental, los representantes políticos en los parlamentos nacionales han
ido incrementándose en número de personas dedicadas a
estudiar el medio ambiente y la Geología.
Consumidores y ciudadanos
La mayoría de la gente no es consciente del grado en que
la Geología afecta a sus vidas. Si problemas como el de
los recursos de la energía no renovable, la eliminación
de desperdicios y la contaminación, parecen simplemente demasiado lejanos o demasiado complejos como
para poder entenderlos adecuadamente, considere por
un momento hasta qué punto dependemos de la Geología en nuestra rutina cotidiana.
Buena parte de la electricidad empleada por nuestros electrodomésticos procede de la combustión de carbón, de petróleo o de gas natural, o del uranio que se
consume en las centrales nucleares. Son los geólogos los
que localizan el carbó~, el petróleo y el uranio. El cobre
y otros metales empleados en los hilos a través de los que
viaja la electricidad se fabrican a partir de materiales localizados como resultado de las prospecciones mineras.
Los edificios en los que vivimos y trabajamos deben su
propia existencia a los recursos geológicos. Considere,
por ejemplo, los cimientos de hormigón (el cemento es
una mezcla de arcilla, arena o gravilla y caliza), los muros
(hechos habitualmente de yeso), las ventanas (el cuarzo
es el componente principal en la fabricación del vidrio) y
las cañerías de plástico o de metal que se encuentran en
el interior de los edificios (los metales proceden de yacimientos de menas y los plásticos están, probablemente,
fabricados a partir de derivados del petróleo).
Cuando vamos a trabajar, el coche o el transporte
público que utilizamos obtiene su energía de algún tipo
de producto derivado del petróleo y está fabricado con
aleaciones de metal y plástico. Y las carreteras y los raíles
P RO B L EMAS ME DI OAM B I EN T A LE S Y GE OL ÓG I C O S G L OBA L ES A LO S Q UE SE ENF R EN T A LA HUMANID A D
·-... .
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Oué haría
El concepto de desarrollo sosten ible pone en relación
la satisfacción de las necesidades humanas básicas con
la salvaguarda de nuestro medio ambiente, para
g arant izar el desarrollo económico continuado. El nivel
de vida del que disfrutamos depende d irectamente de
nuestro consumo de materiales geológicos. Imagine
que es el presidente de una importante empresa
multinacional de minería. Explique cómo equilibraría la
necesidad de extraer valiosos minerales de sus
yaci mientos, generando así important es beneficios para
su empresa, con la necesidad de proteger el med io
ambiente, especialmente si d ichos yacim ientos se
encuentran en un país subdesarrollado, en el que no
existen leyes medioambientales.
sobre los que nos desplazamos proceden de materiales
geológicos, como la grava, el asfalto, el hormigón o el
acero. Todos estos elementos son el resultado de procesar recursos geológicos.
Como individuos y como sociedades, disfrutamos de
un nivel de vida que, obviamente, depende directamente del consumo de materiales geológicos . Por tanto , es
necesario que seamos conscientes de la Geología y de
cómo nuestro uso o abuso de los recursos geológicos
puede afectar al delicado equilibrio de la naturaleza y alterar de forma irrevocable tanto nuestra cu ltura como el
medio ambiente.
Oesarrollo sostenible
El concepto de desarrollo sostenible está recibiendo una
atención creciente, especialmente desde la primera
Conferencia: de las Naciones Unidas sobre el Medio
Ambiente y el Desarrollo, celebrada en Río de Janeiro,
Brasil, durante el verano de 1992. Este importante concepto sitúa la satisfacción de las necesidades básicas
humanas a la par con la salvaguarda de nuestro medio ambiente con el fin de asegurar un desarrollo económico continuado. Redefiniendo el concepto de «riqueza» para que
incluya capitales naturales como puedan ser el aire y el
agua limpios, así como la tierra productiva, podemos tomar medidas apropiadas con el fin de garantizar que las
generacion~s futuras dispongan de suficientes recursos
naturales como para mantener y mejorar su nivel de vida .
Sí queremos vivir en un mundo en el que la pobreza
no esté extendida, debemos desarrollar políticas que promuevan la gestión de nuestros recursos n aturales junto
con el desarrollo económico continuado. Una póblacíón
mundial creciente provocará una mayor demanda de ali-
11
mentos, de agua y de recursos naturales, y en particular
de los recursos minerales _y energéticos no renovables .
Los geólogos jugarán un importante papel en la consecución de estas demandas, localizando los recursos necesarios y asegurando la protección del medio ambiente
para el beneficio de las generaciones futuras.
PROBLEMAS
MEDIOAMBIENTALES
Y GEOLÓGICOS GLOBALES
A LOS QUE SE ENFRENTA
LA HUMANIDAD
a mayor parte de los científicos coinciden en
que el mayor problema medíoambiental al que
nos enfrentamos en la actualidad es la superpoblación. Con una población mundial qu e ha alcarizadÓ
los 6.400 millones de habitantes e n 2004, las previsiones
indican que este número crecerá é n al menos otros
l .000 millones de personas durante las dos próximas décadas, llevando a la población humana de la Tierra a más
de 7.000 millon es de habitantes. Aunque esto puede no
parecer un problema de carácter geológico, recuerde que
estas personas deben ser alimentadas, albergada~ en una
vivienda y vestidas , tratandÓ de provocar uri impacto mínimo sobre el medio ambiente. Parte de este incremento de población se producirá en áreas que ya corren el
riesgo de desastres geológicos como terremotos, erµpciones volcánicas y corrimientos de tierras. Será .necesario localizar y mantener no contaminados los suministros
de aguas limpias y seguras. Ser_á necesario descubrir más
yacimientos de carbón, petróleo, gas, así como recursos ·
energéticos alternativos-y utilizar esos recursos para proporcionar la energía necesaria para alimentar la economía de una serie de naciones con una población
continuamente creciente. Deben localizarse nuevos recursos minerales. Además, habrá que desarrollar formas
para reducir el consumo y para reutilizar los materiales,
con el fin de reducir nuestra dependencia con respecto a
las nuevas fuentes de estos materiales .
Los problemas de la superpoblación y el modo en
que ésta afecta al ecosistema global varían de un país a
otro. Para m uchos países pobres y no industrializados, el
problema es la existencia de demasiadas personas sin la
suficiente cantidad de alimento. En el caso de los países
industrializados y desarrollados, el problema es que hay
demasiadas personas agotando con rapidez la base de recursos naturales tanto renovables como no renovables .
Y en los países más desarrollados industrialmente, el pro-
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12
CAPITULO I
LA T I ERRA: UN PLA NE TA DI NÁ MI CO Y E.N EVOLUC I ÓN
blema son las personas que producen más contaminación de la que el medio ambiente puede reciclar de forma segura a una escala de tiempos humana. El nexo de
unión entre estas distintas situaciones es el desequilibrio
medioambiental creado por la población humana, que
excede la capacidad de la Tierra para albergarla.
Un resultado del desequilibrio medioambiental y un
excelente ejemplo de las interrelaciones existentes entre
los subsistemas y sistemas de la Tierra, es el calentamiento global provocado por el efecto invernader.o.
Generamos dióxido de carbono como subproducto de la
respiración y de la combustión de materia orgánica. Este
dióxido de carbono es un componente del ecosistema
global y está constantemente reciclado como parte del
ciclo del carbono. La preocupación de estos últimos años
acerca del incremento en el nivel del dióxido de carbono
atmosférico está relacionado con su papel en el efecto
invernadero. El reciclaje del dióxido de carbono entre la
corteza y la atmósfera terrestres es un importante regulador climático, porque el dióxido de carbono, al igual
que otros gases como el metano, el óxido nitroso, los clorofluorocarbonos y el vapor de agua, permite pasar los
rayos solares a través suyo, pero atrapa el calor devuelto
por la superficie de la Tierra. De este modo , el calor se
retiene, haciendo que la temperatura de la superficie terrestre aumente, incrementándose también la temperatura atmosférica, dando lugar al efecto invernadero.
Con el advenimiento de la industrialización y la consecuente quema masiva de combustibles fósiles, los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera se han
estado incrementando de forma constante desde aproximadamente 1880. Muchos científicos opinan que ya ha
comenzado una tendencia de calentamiento global y que
esta tendencia llevará a unos graves cambios climáticos
en nuestro planeta. La mayor parte de los modelos de
computadora basados en la actual tasa de incremento de
los gases invernadero muestran que la Tierra podría llegar a calentarse hasta 5 º C durante el próximo siglo. Sin
embargo, dicho cambio de temperatura no será homogéneo, sino que el mayor calentamiento se producirá en
las latitudes más altas. Como consecuencia de este calentamiento, los patrones de precipitaciones variarán
enormemente, lo que tendrá un efecto enorme sobre las
principales áreas productoras de cereales, como, por
ejemplo, el medio oeste americano. El clima más seco.y
más caliente intensificará la gravedad y la frecuencia de
las sequías, haciendo que se pierdan más cosechas y que
se incremente el precio de los alimentos. Con dichos
cambios climáticos, los desiertos de la Tierra podrían expandirse, lo que haría que se perdieran valiosas zonas de
cosecha y de cría de ganado.
Con el calentamiento global continuado, el nivel medio del mar también se incrementará a medida que los
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Oué haría
Un problema medio ambiental de gran importancia al
que nos enfrentamos hoy en día es el calentamiento
global. ¿Cómo podemos enfocar este problema desde
una perspectiva global de sistemas? ¿Cuáles son las
posibles consecuencias del calentamiento global?
¿Podemos hacer algo para evitarlo? ¿Existe alguna
manera de verificar si se ha producido algún
calentamiento global en el pasado geológico?
casquetes polares y los glaciares se fundan, aumentando así la cantidad de agua en los océanos. Las predicciones son que para 2050, el nivel del mar se incrementará
21 centímetros, aumentando en unos 20 millones el número de personas en riesgo de sufrir inundaciones en las
áreas costeras.
Faltaríamos a la verdad, sin embargo, si no señaláramos que muchos otros científicos no están convencidos
de que la tendencia de calentamiento global sea un resultado directo del incremento de la actividad humana relacionado con la industrialización. Estos científicos señalan
que, aunque el nivel de gases invernadero se ha incrementado, todavía no estamos seguros acerca de su velocidad de generación y de eliminación, ni de si el incremento
en la temperatura global del siglo pasado es el resultado de
variaciones climáticas normales a lo. largo del tiempo o se
debe a la actividad humana. Además, estos científicos señalan que, incluso si hubiera un calentamiento global ge~
neral durante el próximo siglo, no es seguro que las
predicciones pesimistas realizadas por los defensores del
calentamiento global se lleguen a hacer realidad.
La Tierra, tal como la conocemos, es un sistema enormemente· complejo, con muchos mecanismos de realimentación y con muchas interconexiones entre sus diversos subsistemas y ciclos. Resulta muy difícil predecir todas
las consecuencias que el calentamiento global tendría en
los patrones de circulación oceánicos y atmosféricos.
ORIGEN DEL UNIVERSO
Y DEL SISTEMA SOLAR
Y EL PAPEL DE LA TIERRA
DENTRO DE ELLOS
,
¿
ómo comenzó el Universo? ¿Cuál ha sido su
historia? ¿De qué manera acabará el Universo, si es que llega a acabarse? Estas son algu-
ORIGEN DEL UNIVERSO Y DEL SISTEMA SOLAR Y E L PAPEL D E LA TIERRA DE N TRO DE ELLOS
nas de las ·c uestiones básicas que los seres humanos nos
hemos planteado desde que miráramos por primera vez
el cielo nocturno y viéramos la inmensidad del Universo
que rodea a la Tierra.
Origen del Universo: ¿comenzó
con un Big Bang?
La mayoría de los científicos cree que el Universo se originó hace unos 15.000 millones de años, en un suceso
que popularmente se denomina el Big Bang. El Big
Bang es un modelo de evolución del Universo en el que
un estado inicial denso y caliente fue seguido por una
expansión, un enfriamiento y un estado menos denso.
En una región infinitamente más pequeña que un
átomo, se sitúa el punto cero tanto del tiempo como del
espacio. Por tanto, no existe ningún «antes del Bíg
Bang», sino sólo lo que ha sucedido después de él. La
razón es que el espacio y el tiempo están vinculados de
manera inalterable para formar un continuo de espaciotiempo, como demuestra la teoría de la relatividad de
Einstein. Sin espacio, no puede haber tiempo.
¿Cómo podemos saber que el Big Bang tuvo lugar
aproximadamente hace 15.000 millones de años? ¿Por
qué no podría el Universo haber existido siempre tal y
como lo conocemos hoy día? Hay dos fénómenos fundamentales que indican que el Big Bang tuvo lugar. En primer lugar, el Universo se está expandiendo: cuando los
astrónomos examinan el espacio situado más allá de
nuestro sistema solar, observan que todos los lugares del
Universo se están alejando los unos de los otros a velocidades enormes; midiendo esta velocidad de expansión,
los astrónomos pueden calcular cuánto tiempo hace que
estuvieron todas las galaxias juntas en un mismo punto.
En segundo lugar, en todos los sitios del Universo hay
una ubicua radiación de fondo de 2, 7° por encima del
cero absoluto (el cero absoluto equivale a -273 º C) . Se
cree que esta radiación de fondo es el tenue remanente
del Big Bang.
De acuerdo con las teorías actualmente aceptadas,
la materia no existía tal como la conocemos en el momento del Big Bang, y el Universo consistía en energía
pura. Durante el primer segundo después del Big Bang,
se separaron las cuatro fuerzas básicas - gravedad (la
atracción de un cuerpo hacia otro), la fuerza electromagnética (combina la electricidad y el magnetismo en una
única fuerza , entrelazando entre sí los átomos para formar moléculas), la fuerza nuclear fuerte (enlaza entre sí
los protones y neutrones) y la fuerza nuclear débil (responsable de la ruptura del núcleo de un átomo produciendo una desintegración radiactiva)- y el Universo
experimentó una enorme expansión. Unos 300.000 años
después el Universo estaba lo suficientemente frío como
13
para que se formaran átomos completos de hidrógeno y
de helio, y los fotones (las partículas energéticas de la
luz) se separaron de la matería y por primera vez existió
luz en el Universo).
. Durante los siguientes 200 millones de años, a medida que el. Universo continuó expandiéndose y enfriándose,
comenzaron a formarse las estrellas y galaxias y la composición química del Universo cambió. Inicialmente, el
Universo estaba formado enteramente de hidrógeno y de
helio, mientras que en la actualidad es un 98% hidrógeno
y helio, y un 2% de otros elementos, expresando los porcentajes en pesos. ¿Cómo se produjo ese cambio en la
composición del Universo? A lo largo de su ciclo de vida,
las estrellas sufren muchas reacciones nucleares en las
que los elementos más ligeros se convierten en otros elementos más pesados por fusión nuclear. Cuando una estrella muere, a menudo de forma explosiva, los elementos
más pesados formados en su núcleo son devueltos al espacio interestelar y están disponibles para ser incluidos en
nuevas estrellas. De esta forma, la composición del
Universo va teniendo cada vez más élementos pesados.
Nuestro sistema solar: origen
y evolución
Nuestro sistema solar, que forma parte de la galaxia de la
Vía Láctea, está compuesto por el Sol, nueve pla netas·,
ciento una lunas o sa télites conocidos (aunque este número está variando constantemente, a medida que se
descubren nuevos satélites que rodean a los planetas jovianos) , un enorme número de asteroides (la mayoría de.
los cuales orbitan alrededor del Sol en una zona comprendida entre Marte y Júpiter) y millones de cometas y
meteoritos, así como polvo y gases interplanetarios
(• Figura 1.5). Toda teoría formulada para explicar el
origen y la evolución de nuestro sistema solar debe , por
tanto, tomar en consideración sus diversos componentes y características.
Se han propuesto, modificado y descartado muchas
teorías científicas acerca del origen del sistema solar desde que el científico y filósofo francés René Descartes
propusiera por primera vez, en 1644, que el sistema solar se formó a partir de un gigantesco remolino dentro
de un fluido universal. Hoy día, la teoría de la nebulosa
solar como explicación del origen de nuestro sistema solar implica la condensación y el colapso de materia interestelar situada en uno de los brazos espirales de la
galaxia de la Vía Láctea.
El colapso de esta nube de gases y de pequeños gr.ánulos, para formar un disco que rota en sentido contrario a las agujas del reloj , hizo que aproximadamente el
90% del material se concentrara en la parte central del
disco y que se formara un sol embrionario, alrededor del
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CAPITULO 1
LA TIERRA: UN PLANETA DI NÁMICO Y EN EVOLUC I ÓN
• Figura 1.5
Representación del sistema so lar, donde se muestran los p lanetas y sus ó rbitas alrededor del Sol. En la actu alida d se reconocen ocho
p lanetas, incluyé ndose a Plutón, Ceres y Xe na en una cat egoría inferi or, denom in ándose «planet as enanos».
cual giraba una nube de material, denominándose nebulosa solar.
Dentro de esta n ebulosa solar existían una serie de
puntos en que los gases y las partículas sólidas se fueron
condensando. Durante el proceso de condensación , las
partículas gaseosas, líquidas y sólidas comenzaron a consolidarse en masas cada vez mayores, denominadas planetesimales (• Figura 1. 6), que colisionaron entre sí y
fueron creciendo en tam año y en masa hasta terminar
formando planetas.
La composición e historia evolutiva de los planetas
son consecu encia, en parte, de su distancia al Sol (véase
«Los planetas terrestres y jovianos» en las páginas 16 y
17). Los planetas terrestres (Mercurio, Venus, la Tierra y
Marte), llamados así porque son similares a la Tierra, son
pequeños y están compuestos de rocas y elementos metálicos que se condensaron a las altas temperaturas de la nebulosa interior. Los planetas jovianos Qúpiter, Saturno,
Urano y Neptuno), llamados así porque se asemejan a
Júpiter (el dios romano también se denominaba J ove), tien en todos ellos unos núcleos rocosos centrales de pequeño tamaño, comparados con su tamaño total , y están
compuestos principalmente de hidrógeno, h elio, amoniaco y me tano, que se condensan a bajas temperaturas.
• Figura 1.6
En la etapa de desarro ll o mostrada aquí, se
han formado planete si males en el sistema
so lar interior y grandes nubes de gas y de
polvo perm anecen a grandes d istancias del
prot oso l.
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15
¿POR QUÉ ES LA TI E RRA UN PLANETA DINÁ_MICO EN EVOLUCIÓN?
Mientras que los planetas iban cre,ciendo, el material
que había sido .arrastrado hacia el centro de la nebulosa
también se condesó, colapsó y fue calentado a varios millones de gr~dos por la contracción gravitatoria. El resultado fue el nacimiento de una estrella, nuestro Sol.
Durante la fase inicial de acreción de la historia del
sistema solar, las colisiones entre diversos cuerpos eran
c;omunes, cqmo indican los cráteres que se pueden observar en muchos planetas y satélites. Los -asteroides se formaron, probablement"e, como planetesimales en una
órbita localizada enrie lo que al final llegar9n a ser Marte
y Júpiter, de forma bastante similar a como los otros planetesimales formaron los planetas terrestres. Sin embargo,
el tremendo campo gravitatorio de Júpiter evitó que estos
materiales llegaran a formar un planeta . Los cometas, que
son cuerpos interplanetarios compuestos de Q1ateriales rocosos y de hielo no firmemente ligados, se ere.e que se condensaron cerca de las órbitas de Urano y Neptuno. ·
La teoría de la nebulosa solar para la formación del
sistema solar explica, por tanto, la mayor parte de las características de los planetas y de sus satélites, las diferencias en la composición de los planetas terrestres y
jovianos y la presencia del cinturón de asteroides.
Basándonos en los datos disponibles , la teoría de la nebulosa solar es la que mejor explica las características
del sistema solar y proporciona una hipótesis lógica con
respecto a su historia evolutiva.
La Tierra: su lugar en el sistema solar
Hace unos 4.600 millones de años, varios planetesimales
de nuestro sistema solar acumularon la suficiente cantidad.de material como para formar la Tierra y otros ocho
planetas. Los científicos creen que esta Tierra temprana
era probablemente fría, de composición y densidad ge-
neralmente uniformes y compuesta. princ:;ipalmente de
silicatos, que son compl!estos formados d~ sÜi,cio y oxígeno, óxidos de hierro y magnesio, de pequeñas cahti.dades de los demás element<;is químicos (• Figura · i. i~r
Después, cuando la combinación de los impactos
meteoritos; .de la contracción gravit~tori~"'y ,del calór procedente d¿ la desintegración radiactiva , incrementarci~ la
temperatura de la tierra como para fundir el hierro y el
níquel , esta composiciórt h~inogénea de~apareció
· (Figura l .7b )°y fue sustituida por una. serie de capas concéntricas de densidad y composición diferentes, . lo 'que
provocó como resultado la creación de u~ 'pÍá'ri~ta dif.l'! renciado (Figura 1.7c). .
- ·, ·
_ Esta diferenciación que hizo que se.foi-mara un pl~­
neta en . capa~ es, probablemente, ~l ~uc;e'so ' má;s sÍgn:ifi:
cativo de la historia terrestre.-· No .s ólo copdujo ; á la
formación de-una cof,teza y, eventualrtrente, de los' co·ri~·
tinentes, ~inp q1:1e.tamhién fue propablem~~te re.sponsa~
ble de la emisión de gases desde el interior, qu·e:
eventualmente dieron lugar a la .f ormación de los océanos y de la atmósfera.
V
de
¿POR QUÉ ES LA. TIERRA
UN PLANETA DINÁMICO
EN EVOLUCIÓN?
a Tierra es un planeta dinámico que ha cambiado
continuamente durante sus 4.600 millones de
años de existencia. El tamaño, la forma y la distribución geográfica de los continentes y las cuencas oceánicas han cambiado a lo largo del tiempo, la composición
de la atmósfera ha evolucionado y las formas de vida exis-
.~. j .
- .,. -. .....
"""
• •
/
•
'--
--- --
(b)
• Figura 1.7
-------'-------~---~--..,--..--------.-·
..
Teoría de la acreción homogénea para la formación de una Tierra diferenciada. (a) Probabler\-iente, la Tierra era inicialmente. de
composición y densidad uniformes. (b) El ca.lentamiento de la Tierra en sus primeras etapas permitió alca'nzár el pur1toi de fu.siÓn _del hierro
y el níquel, que al ser más densos que los.silicatos, se asentaron en el c~ntro de la Tierra Al mismo tiempo, los silicatos más ligeros
fluyeron hacia arriba para formar el manto y la corteza. (e;) De esta forma, se formó una Tierra diferenciada formada por un núcle; denso de
hierro-níque l, un manto de si licatos ricos en hierro y uriá corteza de si licatos con conti nentes y cuencas. "c:iceánicas.
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Neptuno
Tierra
Venus
o
Marte
Urano
L___J
100.000 km
CAPITULO
I
L A TI E RRA : U N PLA N ETA DI NÁ MI C O Y EN E VOLU C IÓ N
tentes hoy en día difieren de las que existieron en la Tierra
en el pasado. Las montañas y las colinas han sido desgastadas por la erosión y los paisajes han cambiado debido a
la fuerza del viento, del agua y del hielo. Las erupciones
volcánicas y los terremotos revelan un interior activo y las
rocas plegadas y fracturadas indican el tremendo poder de
las fuerzas internas de la Tierra.
La Tierra está compuesta de tres capas concéntri~
cas: el núcleo, el manto y la corteza (• Figura 1.8). Esta
división ordenada eS- él resultado de las diferencias en
densidad entre las capas, en función de las variaciones
de composición, temperatura y presión.
El núcleo tiene una densidad calculada de 1O a 13
gramos por centímetro cúbico (g/cm 3 ) y ocupa aproximadamente el 16% del volumen total de la Tierra. Los
datos sísmicos (de los terremotos) indican que el núcleo
está compuesto de una pequeña parte interna (sólida) y
una porción externa de mayor tamaño aparentemente líquida. Se cree que ambas partes del núcleo están compuestas principalmente de hierro y de una pequeña
cantidad de níquel.
El manto rodea al núcleo y cómprende alrededor de
un 83% del volumen de la Tierra. Es menos denso que el
núcleo (3,3-5, 7 g/cm 3 ) y se cree que está compuesto
principalmente de peridotita, una roca ígnea oscura y
densa que contiene abundante hierro y magnesio. El
manto puede dividirse en tres zonas diferenciadas, basándose en sus características físicas. El manto inferior
es sólido y ocupa la mayor parte del volumen del interior
de la Tierra. La astenosfera rodea al manto inferior; tiene la misma composición que éste pero se comporta
plásticamente y fluye de manera lenta. La fusión parcial
dentro de la astenosfera generá magma (material fundido), parte del cual asciende a la superficie debido a que
es menos denso que la roca a partir de la que se formó.
El manto superior rodea a la astenosfera. El manto superior sólido y la corteza situada encima del mismo cons-
Corteza
oceánica
Núcleo
externo
(líquido)
Núc leo interno
(sólido)
• Figura 1,8
·~~~~~~~--~~~~~-
Sección transversal de la Tierra, que ilustra el núcleo, el manto y la
corteza. La ampliación muestra la rel ación entre la litosfera
(compuesta por la corteza continental, la corteza oceánica y la
parte sólida superior del manto) y la astenosfera y el manto inferior
subyacentes.
tituyen la litosfera, que está dividida en numerosos fragmentos individuales llamados placas, que se mueven sobre la astenosfera debido a las celdas de convección
subyacentes (• Figura 1.9). Las interacciones de estas
placas son responsables de fenómenos como los terremotos, las erupciones volcánicas y la formación de cordilleras montañosas y cuencas oceánicas.
• Figura activa 1.9
Dorsal centro-oceánica
Litosfera
oceánica
Litosfera
continental
Núcleo
externo
Núcleo
interno
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Corteza
Se cree que las placas de la Tierra se
mueven debido a las ce ldas de convección
del manto subyacentes, en las que el
material caliente procedente del interior de
la Tierra se eleva hacia la superficie, se
enfría y luego, al perder el calor, vuelve a
descender hacia el interior. Se cree que el
movimiento de estas ce ldas de convección
es el mecanismo responsable del
movimiento de las placas terrestres, como
se muestra en este diagrama de sección
transversal.
¿ POR QUÉ ES L A TIERRA UN PL ANETA DIN ÁM I CO EN EVOLUCIÓN?
La corteza, la capa más externa de la Tierra, está
compuesta de dos tipos distintos: la corteza continental
tiene un gran espesor (20-90 km) y una densidad media
de 2, 7 g/cm 3 y contiene una cantidad considerable de
silicio y aluminio. La corteza oceánica es ~ucho más
fina (5- 10 km) , es más densa que la corteza continental
(3, 0 g/cm 3 ) y está compuesta de una roca ígnea de color
oscuro denominada basalto.
Teoría de la tectónica de placas
El reconocimiento de que la litosfera está dividida en placas rígidas que se desplazan sobre la astenosfera es la base
de la teoría de la tectónica de placas (• Figura 1.10).
Las zonas de actividad volcánica, los terremotos, o ambas
cosas, marcan la mayoría de los límites entre placas. A lo
largo de estos límites, las placas divergen , convergen o
se desplazan lateralmente unas con respecto a otras
(• Figura 1.11).
La aceptación de la teoría de la tectónica de placas
se considera como uno de los hitos principales dentro
del desarrollo de la ciencia geológica, comparable a la
revolución que la teoría de la evolución de Darwin pro-
Eje de dorsal
Borde divergente
Borde
transformante
Zona de subducción
Borde convergente
19
vocó en la Biología. La tectónica de placas ha proporcionado un marco conceptual para interpretar la composición, estructura y procesos internos de la Tierra a
escala global. Gracias a esta teoría hemos llegado a comprender que los continentes y las cuencas oceánicas forman parte de un sistema litosfera-astenosfera-hiclrosfera
que ha ido evolucionando de manera conjunta con el interior de la Tierra (Tabla 1.3).
Constituyendo todo un concepto revolucion ario
cuando fue propuesta por primera vez en la década de
1960, la teoría de la tectónica de placas ha tenido consecuencias de gran alcance en todos los campos de la
Geología, porque proporciona la base para relacionar
muchos fenómenos aparentemente desconectados.
Además de ser responsable de las principales características de la corteza terrestre, el movimiento de las placas
también afecta a la formación y aparición de los recursos
naturales en la Tierra, así como a la distribución de la
biota de nuestro planeta.
El impacto de la teoría de la tectónica de placas ha
sido especialmente notable ·en lo que respecta a la interpretación de la historia del planeta. Por ejemplo, las
montañas Apalaches, e n la parte oríental de Norte-
Borde de placa dudoso
Zonas de expansión dentro
de los conti nentes
• Figura 1.10
La litosfera de la Tierra está dividida en pla cas rígidas de varios tamaño que se desplazan sobre la astenosfera.
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20
CAPÍTULO I
Dorsal centrooceánica
e~;~o,maoto\
LA TIERRA: UN PLANETA DINÁMICO Y EN EVOLUCIÓN
Borde
convergente
placa
continental-placa
contine ntal
Borde entre
placas
divergentes
i~i~~:::::'("
Fo'"ºbm~
arina
oceánica
1
,------L-,
, --
-
_LI--~
1
Borde
divergente
Borde
convergente
placa
oceánica-placa
,------L-,
~/
Astenosfera
• Figura 1.11
--Sección transversal ideal, que ilustra la relación entre la lit osfera y la astenosfera subyacente y los tres t ipos principales de lím ites entre
placas: divergente, convergente y transformante.
américa, y las cordilleras montañosas de Groenlandia,
Escocia Noruega y Suecia no son el resultado de episodios de formación montañosa no relacionados, sino que
forman parte de un suceso de formación de montañas
de mayor envergadura qu e implicó el cierre de un antiguo «océano Atlántico» y la formación del supercontin ente de Pangea hace aproximadamente 245 millones
de años.
Tabla 1.3
Tectónica de placas y sistemas terrestres
Tierra firme
La tectó~ica de placas está provocada por la convección en el manto y a su vez provoca la formación de montañas y la
actividad ígnea y metamórfica asociada.
Atmósfera
La disposición de los co ntinentes afecta al ca lentamiento y enfriamiento de origen solar y, por tanto, a los vientos y sistemas
climáticos . Una expansión rápida de las placas y la actividad asociada a los puntos calientes puede liberar dióxido de carbono
de origen vo lcá nico y afectar al clima global.
Hidrosfera
La d isposición de los continentes afecta a las corrientes oceánicas. La tasa de expansión afecta al volumen de las dorsales
centro-oceánicas y, por tanto, al nivel del mar. La posición de los continentes puede co nt ribuir al ini cio de las eras glaciales.
Biosfera
El movim iento de los continentes origina corredo res o barreras para la migración, la creación de nichos ecológ icos y el
transporte de hábitats a climas más o menos favorables.
Extraterrestre
La disposición de los continentes afecta a la libre ci rcul ación de las mareas oceánicas y tiene una influencia sobre la
ralentización marea! de la rotación de la Tierra.
Fuente: adaptado con permiso de Stephen Dutch, James S. Monroe y Joseph Moran, Earth Science (Minneapolis/St. Paul: West Publishing
Co., 1997).
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E L C I C L O DE LAS R O CAS
EL CICLO DE LAS ROCAS I·
na roca es un agregado de minerales, que son
sólidos inorgánicos cristalinos que aparecen de
manera natural y que tienen propiedades físicas y químicas bien definidas . Los minerales están compu esto s de elementos tales como oxígeno, silicio y
aluminio , y dichos elementos está n formados por átomos , las partículas de materia más pequeñas que prese nta n las características d e un elemento. Se han
identificado y descrito más de 3.500 minerales, pero sólo
una docena de ellos, aproximadamente, forman el volumen de las rocas que podemos encontrar en la corteza
terrestre (véase la Tabla 3.4).
21
Los geólogos identificao tres grupos principales
de roca s: ígneas, sedimentarias y m etamórficas, cada
una de las cuales se caracteriza por su modo de formación. Cada grupo contiene diversos tipos de rocas
individuales que difieren entre sí por su composición
o textura (tamaño , forma y disposición de los granos
minerales ).
El ciclo de las rocas proporciona una forma de visu alizar las interrelaciones entre los procesos internos y
externos de la Tierra (• Figura 1.12). Relaciona entre sí
los tres grupos de rocas, además de relacionarlos con sucesos superficiales tales como la e rosión, el transporte y
la sedimentación, así como con procesos internos como
la generación de magmas y el metamorfismo. El movimiento de las placas es el m ecanismo responsable del
Meteorizació
Transporte
Sedimentación
1Sedimentos 1
lf l
Levantami ento y exposición
Rocas ígneas
(extrusivas)
• Figura 1.12
El cicl o de las rocas muestra las interrelaciones entre los procesos internos y ext ernos de la Ti erra, así como la forma en que los tres
grupos princip al es d e rocas se re laciona n. Fuente: modificado de la Fi gura 12, Dietrich, R. V., 1979, Geo/ogy and Michigan: Fourty-nine Ouestions and
Answers.
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22
CA PITULO I
LA TrERRA: UN PLANETA DINÁMI C O Y EN EVOLU C I ÓN
reciclaje de los materiales rocosos y m arca, por tanto, el
ciclo de las rocas.
Las rocas ígneas se forman cuando el magma cristaliza o cuando las emisiones volcánicas, como por ejemplo, las cenizas, se acumulan y consolidan. A medida que
el magma se enfría, los minerales cristalizan y la roca resultante se caracteriza por poseer granos minerales en trelazados. El magma que se enfría le ntamente por
debajo de la superficie gen e ra rocas ígneas intrusivas
(• Figura l.13a); el magma que se enfría en la superficie produce rocas ígneas extrusivas (Figura l.13b).
Las rocas que quedan expuestas e n la superficie de
la Tierra son descompuestas en partículas y disueltas por
los procesos de meteorización. Las p artículas y los materiales di su eltos pueden ser transportados por el viento,
el agua y el hielo y terminar por depositarse en forma de
sedimentos. Estos sedimentos pueden entonces compactarse o cementarse (Iitificarse) para forma r las rocas sedimentarias.
Las rocas sedimentarias se forman de una de tres
maneras posibles: mediante consolidación de fragmentos
minerales o de rocas, por precipitación de materias minerales a partir de una solución o por compactación de restos de flora o de fauna (Figuras l.13c y d). Dado que las
rocas sedimentarias se forman en la superficie de la Tierra
o cerca de ella, los geólogos pueden realizar inferencias
acer~a del entorno en el que fueron depositadas, acerca
del agente de transporte e incluso pueden llegar a deducir
algo acerca d~l origen del que se derivan los sedimentos.
Por tanto, las rocas sedimentarias resultan especialmente
útiles a la hora de interpretar la historia de la Tierra.
Las rocas meta~órficas resultan de la alteración de
otras rocas, generalmente por debajo de la superficie, de-
bido a .la acción del calor, la presión y la actividad química de los fluidos . Por ejemplo, el mármol, una de las
rocas preferidas por muchos escultores y constructores,
es una roca metamórfica que se genera cuando se aplican los agentes del m etamorfismo .a las rocas sedimen. tarias calizas y dolomías. Las rocas m etamórficas pueden
ser foliadas (Figura l. Be) o no foliadas (Figura l.13f).
La foliación , que es la alineación paralela de los minerales debida a la presión, proporciona a las rocas una apariencia laminada o de bandas.
Relación entre el ciclo de las rocas
y la tectónica de placas
Las interacciones entre las placas determinan , hasta
un cierto punto, cuáles de los tres grupos de rocas se
formarán (• Figura 1.14 ). Por ejemplo, c uando las placas convergen, el calor y la presión gen erados a lo largo del límite de las placas puede provocar actividad
ígnea y metamorfismo dentro de la placa oceánica descendente, generando así diversas rocas ígneas y m etamórficas.
Algunos de los sedimentos y rocas sedimentarias de
la placa descendente se funden, mientras que otros sedimentos y rocas sedimentarios situados a lo largo del límite de la placa no descendente se ven afectados por los
procesos me ta mórficos consecuencia del calor y la presión generadas a lo largo del límite convergente de la placa. Posteriormente, la cordillera montañosa o la cadena
de islas volcánicas formadas a lo largo del límite de las
placas convergentes será desgastada y erosionada, y los
nuevos sedimentos serán transportados al océa no para
comenzar otro ciclo más .
• Figura 1.13
(a) Granito
(d) Caliza
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(b) Basalto
(e) Gneis
(c) Conglomerado
(f) Cuarc ita
Rocas ígn eas (a, b), sedimentarias
(c, d) y metamórficas (e, f) comunes.
(a) Granito, una roca ígnea intrusiva.
(b) .Basalto, roca ígnea extrusiva.
(c) Conglomerado, un a roca
sedimentaria formada por la
co nso lidación de fragmentos de
rocas. (d) Ca liza, una roca
sedimentaria form ada por la
· extracción de materia mineral de
ag ua del mar por parte de
organis~ por la precipitación
inorgánica de la cal cita del agua del
mar. (e) Gnei s, una roca metamórfica
foliada. (f) Cuarcit a, i.¡na roca
metamórfica no fo liada.
EVOLU C I Ó N ORGÁNI CA Y L A HI S TORI A DE LA VID A
Corteza
oceánica
Dorsal
centro-oceánica
23
Meteorización
Sedimentos
Metamorfismo
Astenosfera
• Figura 1.14
su perior
Corteza
continental
Las interrelaciones entre el ciclo de las rocas y la
tectónica de placas es sólo un ejemplo de cómo se relacionan los diversos subsistemas y ciclos de la Tierra. El
calentamiento en el interior de Tierra provoca la aparición de celdas de convección, que ·a ctúan como motor
del movimiento de las placas; además generan también
magmas , que forman las rocas ígneas intrusivas y extrusivas. El movimiento a lo largo de los límites de las placas puede generar actividad volcá nica , terremotos y, en
algunos casos, formación de cadenas montañosas. La
interacción entre la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera contribuye al desgaste de las rocas expuestas en la superficie de la Tierra. Las placas que vuelven a descender
hacia el interior de la Tierra se ven sometidas a un calor
y una presión crecientes, que puede provocar el metamorfismo, así como la generación de magmas y de un
nuevo reciclaje de los. m ateriales.
EVOLUCIÓN ORGÁNICA
Y LA HISTORIA DE LA VIDA .
j
---------
a teoría de la tectónica de placas nos proporciona un modelo para comprender el funcionamiento interno de la Tierra y su efecto .sobre
la superficie terrestre. La teoría de la evolución orgánica (todos los seres vivos están relacionados y des~
cienden con modificaciones de organismos que vivieron e n el pasado) proporcion a el marco conceptual
La tectónica de placas y el ciclo de las
rocas. La sección transversal muestra cómo
se recicl an lo s tres g rupos principales de
rocas (ígneas, metamórficas y
sedimentarias) a lo largo de las regiones
continental y oceánica.
para comprender la historia de la vida. Juntas, la teoría
de la tectónica de placas y la teoría de la evolución orgánica han cambiado nuestra forma de ver nuestro plane ta, y no nos debería sorprender la íntima asociación
entre ellas. Aunque la relación entre los proces~s de la
tectónica de placas y la evolución de la vida es increíble mente compleja, los datos paleontológicos proporcionan una evidencia indiscutible de la influencia d~l
movimiento de las placas sobre la· <;listribución de los
organismos.
La publicación e n 1859 de la obra de Darwin, El
origen de las especies, revolucionó la Biología y marcó el
" su pucomienzo de la biología evolutiva moderna. Con
blicación, la mayoría de los n a turalistas reconocieron
que la evolución proporciona una teoría de unificación ,
que explicaba una serie de h echos biológicos qué, sin
ella, serían meramente enciclopédicos .
La tesis central de la evolución orgánica es que todos los organismos actuales está n relacionados y que
descie nden , con modificaciones, de otros organismos
que vivieron en el pasado. Cuando Darwin propUso su
teoría de la evolución orgánica, citó una gran cantidad de
pruebas que la apoyaban, incluyendo la forma en que se
clasifica n los organismos, la embriología, la anatomía
comparativa, la distribución geográfica de organismos y,
hasta un cierto punto, el registro fósil. Además, Darwin
propuso que el niecanismo responsable de la evolución
era la selección natural, que provoca que sobrevivan h asta la edad reproductora los organismos mejor adaptados
a su entorno.
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24
CAPITULO I
L A TI ER RA: UN PL ANE T A DI
ÁM I CO Y EN EVO L UC I ÓN
Qúizá la prueba más convincente en favor de la evolución es la correspondiente al registro fósil. Al igual que
el registro geológico permite a los geólogos interpretar
los sucesos y condiciones físicas del pasado geológico,
los fósiles, que son los restos o trazas de organismos que
vivieron en el pasado, no sólo proporcionan pruebas de
que la evolución ha tenido lugar, sino que también demuestran que la Tierra tiene una historia qu e va mucho
más allá de la que los seres humanos hemos dejado registrada.
TIEMPO GEOLÓGICO
Y ACTUALISMO
de diversas técnicas de datación radiométrica, los geólogos han sido capaces de asignar edades absolutas, en
años, a las subdivisiones de la escala de tiempo geológica (• Figura 1.15).
Una de las piedras angulares de Ia Geología es el
principio de actualismo, que se basa en la premisa de
que los procesos actuales han estado operando a lo largo
de todo el tiempo geológico. Por tanto, para comprender
e interpretar los sucesos geológicos a partir de las prue-
Eón
Período
Era
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o
Pleistoceno
0,01
Plioceno
1,6
Mioceno
5
Oligoceno
24
Ol
Eoceno
37
Cii
o...
Paleoceno
58
Cuaternario
o.
o
ara poder comprender la evolución de la Tierra
y de los seres que la pueblan, es necesario poder apreciar la inmensidad del tiempo geológico. De hecho , el tiempo es uno de los aspectos
principales que diferencia a la Geología de otras ciencias, exceptuando a la Astronomía. La mayoría de las
personas tienen dificultades a la hora de captar el tiempo geológico, porque tienden a pensar en términos humanos: segundos, horas, días y años. La historia antigua
son los su cesos que tuvieron lugar hace cientos o incluso miles de años atrás. Pero cuando los geólogos hablan
de la historia geológica antigua se están refiriendo a sucesos que tu vieron lugar hace cientos o incluso miles
de millones de años. Para un geólogo, los sucesos geológicos recientes son aquellos que tuvieron lugar dentro del último millón de años.
También es importante recordar que la Tierra pasa
por ciclos de duración mucho más largos que la perspectiva humana del tíempo. Aunque puedan tener efectos
desastrosos sobre la especie humana, el calentamiento y
el enfriamiento globales forman parte de un ciclo de mayor duración que ha provocado numerosos avances y retiradas de las glaciaciones durante los últimos 1,6
millones de años. Debido a su perspectiva geológica del
tiempo y al modo en que los diversos subsistemas y ciclos de la Tierra se interrelacionan, los geólogos pueden
hacer valiosas contribuciones a müchos de los debates'
medioambientales actuales, como por ejemplo los relacionados con el calentamiento global y los cambios en el
nivel del mar.
La escala de tiem po geológico fue el resultado del
trabajo de muchos geólogos del siglo XIX que encajaron
la información correspondiente a numerosas rocas expuestas en la superficie y construyeron una secuencia
cronológica basada en los cambios sufridos por los seres
vivos a lo largo del tiempo. Posteriormente, con el descubrimiento de la radiactividad en 1895 y el desarrollo
Época
Holoceno
e
ü
Q)
"i5
Ol
o
Q)
N
o
o
z
e
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N
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e
Cretácico
o
ü
N
o
66
Jurásico
144
Triásico
208
Pérmico
245
Pensilvaniense
286
Mississipiense
320
Devónico
360
Silúrico
408
Ordovícico
438
Cámbrico
505
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545
• Figura 1.15
Escala de tiempo geológica. Los números a la derecha de las
columnas indican las edades en m illones de añós antes de la
ép oca actual.
¿CÓMO N OS B E N EFICIA E L ES TUDfO D E LA G E OLOGÍA?
has conservadas en las rocas, debemos primero entender
los procesos actuales y sus resultados. De h echo, el actualismo encaja perfectamente con el enfoque sistemático que estamos siguiendo para nuestro estudio de la
Tierra.
El actualismo es un poderoso principio que nos permite utilizar los procesos actuales como base para interpretar el pasado y para predecir los posible sucesos
futuros. Sin embargo, debemos tener presente que el actualismo no excluye los sucesos repentinos o catastróficos, como las erupciones volcánicas, los terremotos, los
corrimientos de tierras o las inundaciones. Estos son'procesos que conforman nuestro mundo actual y algunos
geólogos ven la historia de la Tierra como una serie de dichos sucesos a corto plazo o puntuales. Esta visión encaja, por supuesto, con el principio moderno del
actualismo.
Además, el actualismo no requiere que las velocidades e intensidades de los procesos geológicos sean constantes a lo largo del tiempo. Sabemos, por ejemplo, que
la actividad volcánica era más intensa en Norteamérica
hace entre 5 y 10 millones de años de lo que lo es hoy en
día, y que las glaciaciones han sido más comunes durante los últimos millones de años que en los 300 millones de años anteriores.
Lo que el actualismo significa es que, -'m nque las
velocidades e intensidades de los procesos geológicos
hayan variado durante el pasado, las leyes físicas y químicas de la naturaleza han continuado siendo las mismas. Aunque la Tierra se encuentra en un estado
dinámico de cambio y ha permanecido en ese estado
desde su formación, los procesos que la han conformado durante el pasado son los mismos que siguen operando hoy en día.
25
¿CÓMO NOS BENEFICIA EL j
ESTUDIO DE LA GEOLOGÍ~~_j
a lección más importante que podemos extraer
del estudio de la Geología es que la Tierra es un .
planeta extremadamente complejo en el que las
interacciones entre su diversos subsistemas tienen lugar
y han estado produciéndose durante los últimos 4.600
millones de años. Si queremos garantizar la supervivencia de la especie humana debemos comprender cómo
interactúan y funcionan los diversos subsistemas y, todavía más importante, cómo afectan nuestras acciones
al delicado equilibrio entre esos sistemas.
El estudio de la Geología va más allá del mero aprendizaje de numerosos hechos y datos acerca de la Tierra.
En realidad, lo que hacemos no es estudiar la Geología,
sino que la «vivimos». La Geología es una parte integral de
nuestras vidas. Nuestro nivel de vida depende directamente de nuestro consumo de los recursos naturales, recursos que se formaron hace millones o miles de millones
de años. Sin embargo, las formas en que consumimos los
recursos naturales e.interactuamos con el medio ambiente, tanto como individuos o como sociedad, determinan
también nuestra capacidad de garantizar que la siguiente
generación siga disfrutando del mismo nivel de .vida .
A medida que estudiemos los diversos temas tra tados
en el libro, recuerde lo que hemos expuesto en este capítulo y cómo los distintos aspectos están interrelacionados como partes de un sistema . Relacionando el tema
de cada capítulo con su posición dentro del sistema global terrestre, podrá entender mejo~ por qué la Geología
es tan importante en nuestra vída.
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CAPITULO
I
LA TIERRA : UN PLANETA DINÁMICO Y EN EVOLUCIÓN
GEO
_,,,
R·ECAPITULACION
Resumen del capítulo
• Podemos considerar la Tierra como un sistema de
componentes conectados que interactúan e
interfieren·entre sí. Los subsistemas principales de
la Tierra son la atmósfera, la hidrosfera, la biosfera,
la litosfera, el manto y el núcleo. La Tierra es un
planeta dinámico sometido a continuo cambio
debido a las interacciones entre sus diversos
subsistemas ciclos.
y
• La Geología, es decir, el estudio de la Tierra, está
dividida en dos grandes áreas: la geología física, que
es el estudio de los materiales terrestres y de los
procesos que operan tanto en su interior como en su
superficie, y la geología histórica, que examina el
origen y la evolución de la Tierra, de sus continentes,
de sus océanos, de la atmósfera y de la vida.
• El método científico e.s una técnica lógica y
ordenada que implica recopilar y analizar datos
acerca de un fenómeno concreto, formular hipótesis
para explicar el fenómeno, comprobar las hipótesis
y por último proponer una teoría. Una teoría es una
explicación comprobable de algún fenómeno
natural, apoyada en un gran número de pruebas.
• La Geología forma parte de la experiencia humana.
Podemos encontrar ejemplos de ello en el arte, la
música y la literatura. Una comprensión básica de
la Geología resulta también importante para poder
afrontar los numerosos problemas
medioambientales que afectan a la sociedad.
• Los geólogos se dedican profesionalmente a diversas
ocupaciones, siendo la principal de ellas la
exploración ·en busca de recursos minerales y
energéticos. También están cada vez más implicados
. en los temas medioambientales y en la realización de
predicciones a medio y largo plazo acerca de los
peligros potenciales derivados de desastres naturales,
tales como las erupciones volcánicas y los terremotos.
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• El Universo comenzó con un Big Bang hace
aproximadamente 15.000 millones de años. Los
astrónomos han deducido esta edad midiendo la
velocidad a la que los objetos celestes se separan los
unos de los otros, en lo que parece ser un universo
en perpetua expansión. Además, el Universo tiene
una radiación de fondo de 2, 7º por encima del cero
absoluto, radiación que se cree que es el tenue
residuo del Big Bang.
• Hace unos 4.600 millones de años, se formó el
sistema solar a partir de una nube rotatoria de
materia interestelar. A medida que se condensó esta
nube, terminó por colapsarse bajo la influencia de
la gravedad y aplanarse hasta formar un disco que
gira en sentido contrario a las agujas del reloj.
Dentro de ·este disco en rotación se formaron el Sol,
los planetas y los satélites a partir de los turbulentos
torbellinos de sólidos y gases de la nebulosa.
• La Tierra se formó a partir de un torbellino espiral
de material de la nebulosa hace 4.600 millones de
años. Probablemente acrecionó como un cuerpo
sólido y rápidamente sufrió la diferenciación
durante un período de calentamiento interno.
• La Tierra está diferenciada en una serie de capas.
La capa más externa es la corteza, que está dividida
en partes continentales y oceánicas. La corteza y la
parte sólida subyacente del manto superior, también
conocida como litosfera, están situadas sobre la
astenosfera, una zona sometida a un lento flujo. La
astenosfera está, a su vez, sobre el manto inferior,
que es sólido. El núcleo de la Tierra está compuesto
de una parte externa líquida y una parte interna
sólida .
• La litosfera está dividida en una serie de placas que
divergen, convergen y se deslizan lateralmente las
unas con respecto a las otras.
C UESTIO NE S DE R E PAS O
• La teoría de la tectónica de placas proporciona una
explicación unificada para muchas características y
sucesos geológicos. La interacción entre las placas
es responsable de las erupciones volcánicas, de los
terremotos, de la formación de cordilleras
montañosas y de cuencas oceánicas y del reciclaje
de los materiales rocosos.
• Los tres principales grupos de rocas son las rocas
ígneas, sedimentarias y metamórficas. Las rocas
ígneas son el resultado de la cristalización del magma
o de la consolidación de emisiones volcánicas. Las
rocas sedimentarias se forman principalmente de la
consolidación de fragmentos de rocas, de la
precipitación de minerales a partir de una disolución
o de la compactación de residuos de restos de flora o
de fauna. Las rocas metamórficas se producen a
partir de otras rocas, generalmente por debajo de la
superficie de la Tierra, debido al calor, la presión y
los fluidos químicamente activos.
• El ciclo de las rocas ilustra las interacciones entre
los procesos internos y externos de la Tierra y
muestra cómo se interrelacionan los tres grupos
principales de rocas.
27
• La tesis central de la teoría de la evolución
orgánica es que todos los organismos viv~s han
evolucionado (es decir, de.s cienden con
modificaciones) de otros organismos que existieron
en el pasado.
• El tiempo hace que la Geología se diferencie de
otras ciencias, exceptuando a la Astronomía, y
resulta crucial captar la inmensidad del tiempo
geológico para poder comprender la evolución de la
Tierra. La escala de tiempo geológico es el
calendario que los geólogos utilizan para tratar los
sucesos del pasado.
• El principio de actualismo es fundamental para
interpretar la historia de la Tierra. Este principio
establece que las leyes de la naturaleza han sido
constantes a lo largo del tiempo y que los mismos
procesos que ocurren ·hoy en día han ocurrido en el
pasado, aunque a velocidades diferentes.
• ·La Geología es una parte integral de nuestras vidas .
Nuestro nivel de vida depende directamente del
consumo de recursos naturales, recursos que se
formaron hace· millones o miles de millones de
años.
'
Términos clave
astenosfera (pág. 18)
Big Bang (pág. 13)
ciclo de las rocas (pág. 21)
corteza (pág. 19)
escala de tiempo geológico (pág. 24)
evolución orgánica (pág. 24)
fósil (pág. 24)
geología (pág. 6)
hipótesis (pág. 8)
litosfera (pág. 18)
manto (pág. 18)
método científico (pág. 8)
mineral (pág. 21)
núcleo (pág. 18)
placa (pág. 18)
planetas jovianos (pág. 14)
planetas terrestres (pág. 14)
principio de actualismo (pág. 24)
roca (pág. 21)
roca ígnea (pág. 22)
roca metamórfica (pág. 22)
roca sedimentaria (pág. 22)
sistema (pág. 4)
teoría (pág. -8)
teoría de la nebulosa solar (pág. 13)
teoría de la tectónica de placas
(pág. · 19)
Cuestiones de repaso
1.
Que todos los organismos vivos son
descendientes de diferentes formas de vida
que existieron en el pasado es el enunciado
central de:
a. _ _ _ _el principio de la sucesión fósil;
b.
la tectónica de placas;
c. ____el principio de actualismo ;
d.
la evolución orgánica;
e. ____ninguno de los anteriores.
2.
Las rocas que resultan de la alteración de otras
rocas, usualmente por debajo de la superficie,
debido a la acción .del calor, la presión y la
actividad química de los fluidos són:
a .____rocas ígneas;
b.
rocas sedimentarias;
c. ___~rocas metamórficas ;
d.
rocas volcánicas;
e. ____las .respuestas a y d.
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CAPÍTULO I
3.
4.
L A T I E RR A: UN P LANE TA DI NÁM I CO Y EN EVO LU C IÓ N
Una combinación de partes relacionadas que
interactúan de forma organizada es:
un ciclo;
a.
b ._ _ __ una teoría;
c. ____ actualismo;
d.
una hipótesis;
e. ____ un sistema.
De ac uerdo con la teoría actualmente aceptada
como origen del sistema solar:
a.
una enorme n ebulosa se colapsó
debido a su propia atracción gravitatoria;
b.
la nebulosa formó un disco con el Sol
en su centro;
c.
se formaron planetesimales a partir de
partículas gaseosas, líquidas y sólidas;
todas las anteriores;
d.
e.
ninguna de las anteriores.
5.
El estudio de los materiales de la Tierra es:
a. _ ____,,,oeología económica;
b.
oeología física ;
c. _____,.,o eología histórica;
d.
geología estructural;
e. ____ geología medioambiental.
6.
Se cree que el movimiento de las placas se
deb e a:
a. ____ las fuenas gravitatorias;
b.
las diferencias de densidad entre el
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manto y el núcleo ;
c.
la rotación del manto alrededor del
núcleo;
d. ____las celdas de convección;
e .____ el efecto Coriolis.
7.
La interacción entre la atmósfera, la hidrosfera
y la biosfera es uno de los principales
responsables de:
a.
la formación de montañas ;
b.
la generación de magma;
c.
la me teorización. de los materiales
terrestres;
d. ___ _ el metamorfismo;
e ._ _ _ _ el movimiento de placas.
8.
¿Cuál de los siguientes enunciados acerca de una
teoría científica no es cierto?:
a. ____es una explicación de algún fenómeno
natural ;
b.
pueden realizarse enunciados
predictivos a partir de ella;
c.
es una conjetura o suposición;
d.
tiene un gran número de evidencias
que la apoyan;
e.
es comprobable .
9.
La litosfera está compu esta por:
a.
la corteza y la parte sólida del manto
superior;
ACTIV ID A DES EN LA WORLD WIDE WEB
la astenosfera y la parte sólida del
b.
manto superior;
c.
la corteza y la astenosfera;
d.
las cortezas continental y oceánica
exclusivamente;
el núcleo y el manto .
e.
10.
11.
12.
13 .
La premisa de que los procesos actuales han
estado actuando a lo largo de todo el tiempo
geológico es el principio de:
sucesión fósil;
a.
actualismo;
b.
deriva continental;·
c.
d.
tectónica de placas;
deducción científica.
e.
¿Qué capa tiene la misma composición que el
manto pero se comporta de manera plástica?:
la corteza continental;
a.
la corteza oceánica;
b.
el núcleo externo;
c.
d.
el núcleo interno;
e.
la astenosfera.
Explique lo que quiere decir esta afirmación: la
riqueza y el bienestar de la economía mundial
dependen completamen te de los recursos
geológicos.
¿Por qué resulta importante para los geólogos
disponer de una escala de tiempo precisa a la
29
hora de examinar los cambios en las
temperaturas globales durante el pasado?
14.
¿Por qué es importante que todo el mundo tenga
un entendimiento básico de la Geología, incluso
aunque no vayan a trabajar como geólogos?
15.
Describa cómo utilizaría el método científico
para formular una hipótesis que explique la
similitud de las cadenas montañosas en la costa
este de Norteamérica y en Inglaterra, Escocia y
los países escandinavos. ¿Cómo comprobaría su
hipótesis?
16.
Explique en qué se diferencian las tres capas
principales de la Tierra y por qué la
diferenciación en un p laneta formado por capas
es probablemente el suceso más significativo de
la historia de la Tierra.
17.
Indique cómo explica el principio de actualismo
los sucesos catastróficos.
18.
Explique por qué la teoría de tectónica de
placas es una teoría de unificación para la
Geología.
19.
Explique la ventaja de utilizar un enfoque
sistemático para el estudio de la Tierra.
20.
Explique por qué los conocimientos de Geología
podrían resultar útiles a la hora de p lanificar una
campaña militar contra otro país.
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Tectónica de placas:
una teoría
de unificación
CAPÍTULO 2
ESQUEMA
DEL CAPITULO
~
• Introducción
• Las primeras ideas acerca de la deriva
continental
ENFOQUE GEOLÓGICO 2.1: Petróleo,
tectónica de placas y política
• ¿Qué evidencias hay de la deriva
continental?
;.
• Paleomagnetismo y deriva de los polos
• ¿Cómo se relacionan las inversiones
magnéticas con la expansión del fondo
oceánico?
• ¿Por qué la tectónica de placas es una
teoría de unificación?
• Los tres tipos de bordes de las placas
• Puntos calientes y plumas del manto
• Determinación del movimiento de las
placas
• Mecanismo motor de la tectónica de placas
• Influencia de la tectónica de placas en la
distribución de recursos naturales
• Influencia de la tectónica de placas sobre
la distribución de la vida
• Geo-Recapitulación
Imagen de Sudamérica generada gracias a la Misión de Topografía
Mediante Radar de la Lanzadera Espacial, a bordo de fa lanzadera
espacial Endeavour, lanzada el 11 de febrero de 2000. Puede verse
claramente la cordillera de los Andes a lo largo de fa costa del
Pacífico; esfa cordiflera es el resultado de fa subducción de la placa
de Nazca por debajo de la placa Sudamericana. También puede
verse al este de los Andes el río Amazonas, cuya cuenca ocupa
buena parte de fa mitad septentrional de Sudamérica. Fuente: NASA
32
CAPITULO 2
TEC TÓ N I CA DE PL ACAS :
A TEORfA D E UN J F JCAC I Ó
·
Introducción
las 8:46 de la mañana del 26 de enero de
2001, un terremoto de magnitud 7,7 asoló
la región india de Gujarat, así como el vecino Pakistán. Arrasando los pueblos y derribando los edificios más altos en las ciudades, este
terremoto causó unos daños estimados de más de 1.000 millones de euros. Se calcula que más de 20.000 personas muríeron, 167 .000 resultaron heridas y 600.000 quedaron sin
hogar. Fue el terremoto más potente sufrido por la India desde 1950, cuando un terremoto de magnitud 8,5 mató a más
de 1.500 personas.
El 15 de junio de 1991, el monte Pinatubo, en las Filipinas, entró violentamente en erupción, arrojando ingentes
cantidades d~ ceniza y de gas hacia la atmósfera . Afortuna damente, ya se había notificado la posibilidad de una inminente erupción y 200 .000 personas fueron evacuadas de las
áreas .que rodean al volcán. A pesar de ello, la erupción causó 722 víctimas morta les.
¿Qué tienen en común estos dos sucesos trágicos y
otras erupciones volcá~icas y terremotos igualmente destructivos? La respuesta es que ambos forman parte de las
interacciones dinámicas que afectan ·a las placas que forman
la Tierra . Cuando dos placas chocan, una de ellas se comprime o se desliza por debajo de.la otra, provocando grandes terremotos, como el que "cisolÓ la India en 2001 o el de
Irán en 2003. A medida que l_a placa descendente se desliza
hacia abajo y es absorbida en el interior de la Tierra, se generan magmas. Al ser menos denso que el material circundante, el magma asciende hacia la superficie, donde puede
salir a través de un volcán, como por ejemplo el del monte
Pinatubo en 1991 u otros que han entrado en erupción pos-
LAS PRIMERAS IDEAS
ACERCA DE LA DERIVA
CONTINENTAL
a idea de que la geografía de la Tierra ha ido
evolucionando no es nueva. Los primeros mapas que mostraban la costa este de Sudamérica
y la costa oeste de África proporcionaron, probablemente, a los estudiosos las primeras evidencias de que los
continentes podían haber estado unidos en algún momento del pasado, después de lo cual se separaron y se
desplazaron hasta su posición actual.
A finales del sigl_o XIX, el geólogo austríaco Edward
Suess observó las similitudes entre los fósiles de plantas
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teriormente. Por tanto, no resulta sorprendente que la distribución de los volcanes y de los terremotos se ajuste de
forma bastante precisa a los bordes entre placas.
Como hemos indicado en el Capítulo 1, la teoría de la
tectónica de placas ha tenido consecuencias significativas y
de gran alcance en todos los campos de la Geología, porque
proporciona los fundamentos- para relacionar muchos fenómenos aparentemente no conectados entre sí. Las interacciones entre las distintas placas en movimiento determinan la
localización de los continentes, de las fosas marinas y de los
sistemas montañosos, que a su vez afectan a los patrones de
circulación atmosférica y oceánica que determinan, en último
t~rmino, el clima global (véase la Tabla 1.3). Los movimientos
de las placas también han influido de manera profunda sobre
la distribución geográfica, la evolución y la extinción de plantas y animales. Además, la formación y distribución de muchos recursos geológicos, como las vetas metálicas, están
relacionadas con los procesos de la tectónica de placas, por
lo que los geólogos incorporan la teoría de la tectónica de
placas a la hora de acometer tareas de prospección.
La mayoría de las personas desconoce lo que es la teoría de la tectónica de placas, o sólo tiene una vaga idea acerca de la misma. A pesar de ello, la tectónica de placas nos
afecta a todos, bien debido a la destrucción provocada por
los volcanes o terremotos o bien debido a consideraciones
políticas o económicas (véase la sección Enfoque geológico
2.1). Por tanto, es importante comprender esta teoría unificadora, no sólo porque nos afecta como individuos y como
ciudadanos de las naciones, sino también porque sirve para
conectar entre sí muchos aspectos de la Geología a los que
tendremos que enfrentarnos.
del paleozoico final en India, Australia, Sudáfrica y Sudamérica , además de descubrir evidencias de glaciación
en las secuencias rocosas de estos continentes m eric:llonales. Los fósiles de plantas forman un tipo de flora original que aparece en las capas de carbón situadas justo
encima de los depósitos glaciares de estos continentes
meridionales. Este tipo de flora es muy distinto de la flora contemporánea de las turberas de los continentes septentrionales y se conoce, colectivamente, con el nombre
de Glossopteris, debido al nombre de su género más conocido (• Figura 2.1).
En su libro The Face of Earth, publicado en 1885 ,
Suess propuso el nombre Gondwana para un supercontinente compuesto de los continentes meridionales antes
mencionados. Podemos encontrar fósiles abundantes de
Glossopteris en los estratos de carbón en Gondwana, una
Petróleo, tectónica de placas y política
N
o resulta nada
sorprendente que el
petróleo y la política
estén estrechamente
relacionados. La Guerra lrán-lrak de
1980-1989 y la Guerra del Golfo de
1990-1991 fueron debidas al
petróleo(• Figura 1). De hecho,
muchos de los conflictos de
Oriente Medio han tenido como
causa principal el deseo de
controlar los enormes depósitos de
petróleo de la región. Sin embargo,
la mayoría de la gente no es
consciente de por qué existe tanto
petróleo en esta parte del mundo.
Aunque hay grandes
concentraciones de petróleo en
muchas áreas del mundo, más del
50 por ciento de las reservas
conocidas se encuentran en la
región del Golfo Pérsico . Sin
embargo, resulta interesante
conocer que esta región no se
convirtió en un área de producción
de petróleo en cantidades
significativas hasta después de que
se produjera la recuperación
económica después de la Segunda
Guerra Mundial. Después de la
guerra, Europa Occidental y Japón
en particular pasaron a depender
del petróleo del Golfo Pérsico, y la
mayoría de sus suministros siguen
proviniendo de esta región. Los
Estados Unidos también dependen
de las importaciones del Golfo
Pérsico, pero reciben cantidades
significativas de petróleo
procedente de otras fuentes, como
Méjico o Venezuela.
¿Por qué hay tanto petróleo en
la región del Golfo Pérsico? La
respuesta radica en la
Paleogeografía y en los
movimientos de las placas de esta
región durante las eras Mesozoica y
Cenozoica. Durante la era
Mesozoica y, particularmente,
durante el período Cretácico, en el
que se formó la mayor parte del
petróleo, el área del Golfo Pérsico
era una amplia cuenca marina que
se extendía hacia el este desde
África. Esta plataforma continental
se encontraba cerca del Ecuador,
donde un número incontabÍe de
microorganismos proliferaban en las
aguas superficiales. Los restos de
estos organismos se acumularon
sobre los sedimentos del fondo y
quedaron enterrados, dando
comienzo al complejo proceso de
generación del petróleo y de
formación de los pozos petrolíferos.
Como consecuencia de la
formación de zonas de rift en el
Mar Rojo y el Golfo de Adén
durante la era Cenozoica, la placa
Arábiga se está movien do hacia el
nordeste, alejándose de África y
subduciendo por debajo de Irán.
A medida que se subducían los
sedimentos de la plataforma
continental, durante las primeras
etapas de la co lisión entre Arabia e
Irán, el calor descompuso la·s
moléculas orgánicas y condujo a la
formación de petróleo. La
inclinación del bloque arábigo
hacia el nordeste permitió que el
petróleo recién formado migrara
hacia arriba en el interior de la
placa arábiga. La continua
subducción y colisión con Irán
hi éieroh que se plegaran las rocas,
creando una serie de trampas
petrolíferas, de modo que la
enorme área situada al sur de la
zona de colisión (conocida con el
nombre de Sutura de Zagros) es
una de las principales regiones
productoras de petróleo.
• Figura 1
El cielo nocturno de Kuwait iluminado por 700 pozos petrolíferos ardiendo, a los que
prendieron llamas las tropas iraquíes durante la Guerra del Golfo, en 1991. Esos fuegos
continuaron ardiendo durante 9 meses.
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34
CAPITULO 2
TEC TÓ N I C A D E PL ACA S: UNA T E ORÍA DE UNI F I CAC IÓ N .
Aunque ahora sabemos que el mecanismo expuesto
por Taylor es incorrecto, una de sus contribuciones más
significativas fue la sugerencia de que la dorsal Atlántica,
descubierta por las expediciones británicas del HMS
Challenger en 1872-1876, puede marcar la zona a lo largo de la cual un antiguo continente se dividió para formar el océano Atlántico que hoy en día conocemos.
Alfred Wegener y la hipótesis
de la deriva continental
• Figura 2.1
Hojas de Glossopteris de la form ación de Dunedoo, en Australia ,
correspondiente al Pérmico superior. Los fósiles de la flora
Glossopteris pueden encontrarse en los cinco continentes de
Gondwana, proporcionando evidencias de que estos continentes
estuvieron anteriormente coneCtados.
provincia de la India. Suess pensaba que estos continentes meridionales estaban conectados mediante puentes de tierra a través de los cuales migraron las plantas y
animales. Por tanto, según su visión, la similitud de los
fósiles en estos continentes era debida a la aparición y
desaparición de estos puentes de tierra de conexión.
El geólogo americano Frank Taylor publicó un artículo en 191 O en el que presentaba su propia teoría de
la deriva continental. En él, explicaba la formación de
las cordilleras montañosas como resultado del movi miento lateral de los continentes. También concebía los
continentes actuales como parte de grandes continentes
polares que terminaron dividiéndose y desplazándose hacia el Ecuador después de que la rotación de la Tierra
fuera supuestamente ralentizada por gigantescas fuerzas
de marea. Según Taylor, estas fuerzas de marea se generaron cuando la Tierra capturó a la Luna hace unos 100
míllones de años.
Alfred Wegener, un meteorólogo alemán(• Figura 2.2),
es generalmente reconocido como descubridor de la hipótesis de la deriva continental. En su obra monumental The Origin of Continents and Oceans (publicada por
primera vez en 1915, y traducida al español con el título
El origen de los continentes y los océanos) , Wegener propuso que todas las masas terrestres estaban originalmente unidas en un único supercontinente que denominó
Pangea, palabra que en griego significa «toda la tierra».
Wegener representó ese importante concepto del movimiento de los continentes mediante una serie de mapas
que mostraban la ruptura de Pangea y el movimiento de
los distintos continentes hasta su ubicación actual. Wegener recopiló una enorme cantidad de evidencias geológicas, paleontológicas y climatológicas para demostrar
la deriva continental, pero la reacción inicial de la comunidad científica ante sus ideas, que en aquel momento parecían heréticas, fue de división de opiniones.
De todos modos, el eminente geólogo sudafricano
Alexander du Toit desarrolló aún más las argumentaciones de Wegener y recopiló más evidencias geológicas
y paleontológicas para demostrar la deriva continental.
En 19 3 7, du Toit publicó Our Wandering Continent,
obra en la que comparaba los depósitos glaciares de
• Figura 2.2
- - - - - - - - - - - - --
Alfred Wegener, un meteorólogo alemán, propu so la
hip ótesis de la deri va continental en 1912, basá ndose
en una enorm e cantidad de eviden cias de carácter
geológico,' paleontológico y climatol ó gico. En la
fotografía podemos verle esperando el invierno
.ártico dentro de un refugio en Groenlandia.
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¿QU~ EV ID ENCI-AS HAY D E LA DER I VA CO N T INENT AL?
35
Gondwana con los depósitos de carbón de la misma antigüedad que pueden encontrarse en los continentes del hemisferio norte. Para resolver esta aparente paradoja
climatológica, du Toit movió los continentes de Gondwana al Polo Sur y agrupó los continentes septentrionales de
modo que los depósitos de carbón estaban ubicados en el
Ecuador. Denominó a esta masa de tierra septentrional
Laurasia; estaba compuesta de las actuales Norteamérica,
Groenlandia, Europa y Asia (excepto la India).
¿QUÉ EVIDENCIAS HAY D:
LA DERIVA CONTINENTA~~
1
ué evidencias utilizaron Wegener, Alexander du Toit y otros, para demostrar la hipótesis de la deriva continental? Entre esas
evidencias podemos incluir el perfecto encaje de las líneas de costa de los continentes, la aparición de las mismas secuencias de rocas y de cordilleras montañosas de
la misma edad en continentes que ahora están ampliamente separados, la correspondencia entre depósitos glaciares y zonas paleoclimáticas y las similitudes de muchos grupos de plantas y animales extintos cuyos restos
fósiles pueden encontrarse hoy en día en continentes
ampliamente separados.
¿
Encaje continental
Wegener, como otros antes que él, estaba impresionado
por el enorme parecido de las líneas de costa de los continentes en lados opuestos del océano Atlántico, particularmente las líneas de costa de Sudamérica y África.
Citó estas similitudes como eyidencias parciales de que
los continentes habían estado unidos en algún momento en un único supercontinente que después se dividió.
Sin embargo, como sus críticos apuntaron, la configuración de las líneas de costa es el resultado de procesos de
erosión y de deposición y está sometida, por tanto, a continua s modificaciones. Por tanto , incluso si los continentes se hubieran separado durante la era Mesozoica,
como Wegen·er propuso, no resultaría probable que las
líneas de costa encajaran de forma exacta.
Un enfoque más realista consiste en encajar los continentes 'según el talud continental para el que la erosión sería mínima. En 1965, Sir Edward Bullard, un geofísico inglés, y dos de sus asociados mostraron que el mejor encaje
entre los continentes tiene lugar a una profundidad de
unos 2.000 metros (• Figura 2.3). Desde entonces otras
reconstrucciones basadas en los datos más recientes sobre
los fondos oceánicos han confirmado el perfecto encaje entre los continentes cuando se los une para formar Pangea.
• Figura activa 2.3
El mejor encaje entre los continentes tiene lugar a lo largo del
talud continenta l, en el que la erosión sería mínima.
Similitudes en las secuencias de rocas
y de las cordilleras
Si los continentes estuvieron unidos alguna vez, entonces las rocas Y.las cordilleras de la misma edad en las
ubicaciones correspondientes de los continentes opuestos deberían corresponderse de manera bastante precisa.
En efecto, eso es lo que sucede con los continentes de
Gondwana (• Figura 2.4). Las secuencias de rocas ma.rinas, no marinas y glaciares de edades comprendidas
entre el Carbonífero y el Jurásico son casi idénticas para
los cinco continentes de Gondwana, proporcionando una
evidencia convincente de que estuvieron unidos en- -algún momento del pasado.
Las direcciones de varias de las principales cordilleras también apoyan la hipótesis de la deriva continental.
Estas cordilleras parecen terminar en la línea de costa
de uno de los continentes para continuar, aparentemente, en otro continente situado al otro lado del océano. La
plegada cordillera de los Apalaches, en Norteamérica,
por ejemplo, se dirige hacia el nordeste a través de la
zona oriental de los Estados Unidos y Canadá y termina
abruptamente en la costa de Newfoundland. En el este
de Groenlandia, en Irlanda, en Gran Bretaña y en Noruega hay cordilleras de la misma edad y con el mismo
estilo de .deformaciones. Aun cuando estas cordilleras están actualmente separadas por el océano Atlántico, for-
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CA PI TU L O 2
Ea
Arenisca
TECTÓNICA DE PLACAS: UNA TEORÍA DE UNIFI CAC IÓN
[B]
Coladas de
lava basáltica
Jurásico Triásico
Pérmico
•
Estratos
de carbón
~
Depósitos
glaciares
Pensilvaniense
•
Basamentos de
rocas cristalinas
Carbonífero
(Mississipiense y
Pensilvaniense)
Devónico
• Figura 2.4
Las secuencias de rocas marinas, no ma rinas y glaciares de las edades Carbonífero y Jurásico son prácticamente iguales pa ra todos los
cont inentes de Gondwana. Esa gran similitud sug iere que esos contin entes est uvieron un idos en el pasado. El rango indicado mediant e G
es el correspondiente a la flora Glossopteris. Fuente: Robert J. Foster, General Geology, 4.' edición,© 1990. Reimpreso con perm iso de Pearson
Education, lnc., Upper Saddle River, NJ.
.....
. "
man , en esencia, una cordillera continua cuando se colocan los continentes uno al lado del otro (• Figura 2.5 ).
Evidencias glaciares
Durante la era Paleozoica tardía, enormes glacia res cubría n grandes áreas continentales del hemisfe rio sur. Entre las evidencias de esta glaciación podemos incluir las
capas de till glaciar (sedimentos depositados por los glaciares) y las estriaciones (marcas de arrastre) en el lecho
rocoso situado por de bajo del till. Sin embargo, los fósiles y la roca sedimentaria de la misma edad procedentes
del hemisferio norte no incluyen indicios de glaciación .
Las pl antas fó siles que se encuentran en los estratos de
carbón indican que el he misferio norte tenía un clima
tropical durante el tiempo en que el h emisferio sur estaba sometido a la glaciación .
Todos los continentes de G ondwana, excepto la Antártida, es tán ubicado s ac tualmente cerca del Ecuador,
disfrutando de un clima subtropical o tropical. El estudio de las es trías glaciares en los lechos rocosos de Australi a, Indi a y Sudam érica indica qu e los glaciares se
movía n desde las áreas actualmente ocupadas por los
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Cinturón plegado
del Cabo
• Figura 2.5
Cuando se j untan los continentes, sus co rd illeras forman una única
cordi llera de la misma edad y co n el mismo esti lo de deformación.
el
Esta evidencia indica que los continentes estuvieron unidos
pasado, separándose después.
en
l
¿Q U É EV ID ENCIAS H AY DE LA D E R I VA CONTI NEN T A L ?
océanos hacia la tierra. Esto resulta altamente improbable, porque los grandes glaciares continentales, como
los que existían en los continentes de Gondwana (durante finales de la era Paleozoica) fluyen hacia afuera,
viajando desde su área central de acumulación hacia el
mar.
Si los continentes no se hubieran movido en el pasado, sería necesario explicar cómo se movían los glaciares desde los océanos hacia la tierra y cómo pudieron
haberse formado glaciares continentales tan inmensos
cerca del Ecuador. Pero si juntamos los continentes en
una única masa de tierra, estando Sudáfrica situada en el
Polo Sur, la dirección de movimiento de los glaciares
continentales de finales del Paleozoico sí que tiene sentido(• Figura 2.6). Además, esta disposición geográfica
coloca los continentes septentrionales cerca del trópico,
lo que resulta coherente con las evidencias fósiles y climatológicas correspondientes a Laurasia.
Evidencias fósiles
Algunas de las evide ncias más convincentes de la deriva
continental son las relacionadas con el registro fósil
(• Figura 2.7) . .Podemos encontrar fósiles de flora como
Glossopteris en los depósitos de carbón equivalentes de la
edad Carbonífera y P érmica de los cinco continentes de
Gondwana. La flora de Glossopteris está caracterizada
por el h elecho fósil Glossopteris, así como por muchas
otras plantas distintivas y fácilme nte identificables. El
polen y las esporas de las plantas p ueden dispersarse a
grandes distancias por la acción del viento, .pero las plan-
37
tas de tipo Glossopteris producían semillas que eran demasiado grandes como p ara que el viento las transportara. Incluso si las semillas hubieran flotado a través del
océano, probablemente no hubieran continuado siendo
viables durante mucho tiempo en el agua salada.
El clima actual de Sudamérica, África, India, Australia y la Antártida va desde el clima tropical al polar,
y es de masiado diverso como para soportar los tipos de
plantas que componen la flora de Glossopteris. Wegener concluyó, por tanto, que estos continentes debían
h aber estado unidos en el p asado, de modo que todos
estos lugares ampliamente separados se encontraran
dentro del mismo cinturón climá tico latitudinal (Figura 2.7).
Los restos fósiles de animales también proporcionan
una gran evidencia de la de riva continental. Uno de los
m ejores ejemplos es M esosaurus, un reptil de agua dulce
cuyos fósiles se encuentran en las rocas de edad Pérmica de ciertas regiones de Brasil y Sudáfrica, y en ningún
otro lugar del mundo (Figu ras 2. 7 y • 2.8). Puesto que
la fisiología de los animales marinos y de agua dulce es
completamente distinta, resulta difícil imaginar cómo
podría un reptil de agua dulce haber nadado a través del
océano Atlántico hasta e ncontrar un entorno de agu a
dulce casi idéntico a su h ábitat a nterior. Adem ás, si Mesosaurus hubiera podido nadar a través del océano, sus
restos fósiles deberfan estar ampliamente distrib uido~.
Resulta más lógico asumir que Mesosaurus vivía en lagos
dentro de lo que ahora son áreas adyacentes de Suda mérica y de África, pero que entonces formaban parte
de un único continente.
• Figura 2.6
·-------- - - - ---
(a)
(b)
(a) Si los conti nent es de
Gondwana se juntan d e
modo q ue Sudáfrica quede
situad a er¡ el Po lo Sur,. los
movimientos g laciares
indicados por ias estrías
(flechas rojas), tienen sentido.
En esta situación, el glaciar · ·
(área.blanca), localíza.do en
un cl ima polar, se moví;;i
radialmente hacia afuera
d esd e un área central de
gran espesor hacia la
periferia. (b) Las estrías
glaciares de la era Pérmica
en los lechos rocosos
expuest os en Hallet's Cove,
Australia, ind ica n la d irección
del movimiento de los
glaciares hace más de 200
millones d e años.
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_)
CAP ITULO 2
TECTÓNICA DE PLA CAS: UNA TEOR fA DE UNIFICACIÓN
"-
E3
Arenisca
~
Coladas de
lava basáltica
Jurásico Triásico
Pérmico
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Estratos
de carbón
Depósitos
glaciares
Pensilvaniense
•
Basamentos de
rocas cristalinas
Carbonífero
(Mississipiense y
Pensilvaniense)
Devónico
• Figura 2.4
Las secuencias d e rocas marinas, no marin as y glaciares de las edades Carbonífero y Jurásico son prácticamente iguales para todos.los
continentes de Gondwana. Esa gran similitud sug iere que esos continentes estuvieron unidos en el pasado. El rango indicado mediante G
es el corresp ondiente a la flo ra G lossopteris. Fuente: Robert J. Foster, General Geology, 4.' edición, © 1990. Reimpreso con permiso de Pearson
Education, lnc., Upper Saddle River, NJ.
man , en esencia, una cordillera continua cuando se colocan los continentes uno al lado del otro(• Figura 2.5).
....
Evidencias glaciares
Durante la era Paleozoica tardía, enormes glaciares cubrían grandes áreas continentales del hemisferio sur. Entre las eviden cias de esta glaciación podemos incluir las
capas de till glaciar (sedimentos depositados por los glaciares) y las estriaciones (marcas de arrastre) en el lecho
rocoso situado por debajo del till. Sin embargo, los fósiles y la roca s~dimentaria de la misma edad procedentes
del h emisferio norte no incluyen indicios de glaciación.
Las plantas fósiles que se en cu entran en los-estratos de
carbón indican que el he misferio norte te nía un clima
tropical durante el tiempo en que el h emisferio sur estaba sometido a la glaciación.
Todos los continentes de Gondwana, excepto la Antártida, están ubicados actualmente cerca del Ecu ador,
disfrutando de un clima subtropical o tropical. E l estudio de las estrías glaciares en los lechos rocosos de Australia, India y Suda m érica indica que los glaciares se
movían desde las áreas actualme nte ocupadas por los
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~ºº
km
Cinturón plegado
del Cabo
• Figura 2.5
--
-------·--
_Cuando se juntan los continent es, sus cordilleras forman una única
cordil lera d e la mism a ed ad y con el mismo est ilo d e d eformación.
Esta evidencia indica que los continentes estuvieron unidos
el
pasado, sep arándose después.
en
PALEOMAGNET!SMO Y D E RIVA D E LO S POLOS
~. \
/
Polo Norte
geográfico
~
¡
Líneas
de fuerza
Polo Norte
magnética
magnéti~
V
\
39
Ecuador
magnético
Ecuador
~
(a)
(b)
• Figura 2.9
- - - --
(a) El campo magnético terrestre puede representarse mediante líneas de fuerza, al igua l que el de un imán corriente. (b) La intensidad del
campo magnético varía uniformemente desde el ecuador magnético a los polos magnéticos. Este cambio. de intensidad hace que una
aguja se oriente de forma para lela a la superfi cie de la Tierra única mente en el ecuador magnético, incrementándose su inclinaciÓn con
respecto a la superficie hasta alcanzar 90 grados en los polos magnéticos.
tipo de configuración significa que la intensidad del campo magnético no es constante, sino que varía, siendo más
débil en el ecuador y más fuerte e n los polos. Se considera que el campo magné tico terrestre se genera como
resultado de la diferencia en velocidad de rotación entre
el núcleo exterior y el manto . .
Cuando el magma se enfría, los minerales que contienen materiales ferromagnéticos se alinean con el campo magnético terrestre, registrando así tanto su dirección
como su intensidad. La temperatura a la que los minerales de hierro se magnetizan se denomina punto de Curie. Siempre y cuando la roca no vuelva a calentarse
después por encima del punto de Curie, conservará ese
magnetismo remanente . .De este modo, un antiguo flujo
de lava nos proporcionará un registro de la orientación e
intensidad del campo magné tico terrestre en el momento en que la colada de lava se enfrió.
A m edida que las investigaciones en paleomagn e tis-"¡
mo fueron progresando durante la década de 1950, comenzaron a aparecer algunos resultados inesperados .
Cuando los geólogos midieron el paleomagnetismo de
rocas geológicamente recientes, vieron que concordaba
en general con el campo magné tico actual de la Tie rra.
Sin e mbargo, el paleomagn e tismo de las rocas más antiguas mostraba diferentes orientaciones. Por eje mplo, los
estudios paleomagnéticos de las coladas de lava del Si-
lúrico en Norteamérica indicaban que el polo norte magnético estaba ubicado en el océano Pacífico occidental
en aquel tiempo, mientras que las evidencias paleomagné ticas correspondientes a las coladas de lava del Pérmico indicaban otra ubicación distinta, situ ada en Asia.
Al dibujar en un mapa .todos los resultados, las lecturas
paleomagnéticas correspondientes a numerosas coladas
de lava de todas las edades en Norteamérica permitían
trazar el movimiento aparente del polo magnético a lo
largo del tiempo (• Figura 2.10). Esta evidencia paleomagné tica recopilada en un único continente podía interpretarse de dos formas distintas: se podía pensar que
el continente había permanecido fijo y que el polo norte
magnético se había desplazado; podía interpretarse que
el polo norte magnético se había mantenido fijo y que
era el continente el que se h abía movido; o podía interpretarse que tanto el continente como el polo norte magnético se h abían desplazado.
Los análisis realizados mostraban q ue los minerales
magnéticos de las coladas de lava europeas del Silúrico y
del P érmico apuntaban a una ubicación del polo magnético distinta de la correspondiente a Norteamé rica
para la misma edad geológica (Figura 2. 1O). Adem ás, el
análisis de las coladas de lava de todos los continente.s
indicaba que cada continente teníá su propia serie de polos ·magnéticos; ¿Significaba esto que h abía diferentes
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._ )
CAPÍTULO 2
TECTÓNICA DE PLACAS: UNA TEORfA D E UNIFICACIÓN
jamos entre sí los bordes continentales de modo que los
datos paleomagnéticos apunten a un único polo magnético, nos encontramos, al igual que le sucedió a Wegener,
con que las secuencias rocosas y los depósitos glaciares se
corresponden y con que las evidencias fósiles son coherentes con la reconstrucción paleogeográfica.
¿CÓMO SE RELACIONAN
LAS INVERSIONES
MAGNÉTICAS CON
LA EXPANSIÓN DEL FONDO
OCEÁNICO?
/
s
• Figura 2.1 O
Las rutas aparentes de deriva de los polos en Norteamérica y
Eu ro pa: Se muestra la ubicación aparente del polo norte
magnético pa ra diferentes períodos en la ruta de deriva de los
polos en cada continente. Fuente: de A. Cox y R. R. Doell, «Review of
Paleo magnetism», G. S. A Bulletin, vol. 71, figura 33, página 758, con
permiso del editor, la sociedad Geologica l Society of America, Bo ulder,
Colorado. USA. Copyri ght © 1955 Geological Society of America.
polos norte magnéticos para cada continente? Esa explicación sería bastante poco probable y muy difícil de reconciliar con la teoría que explica la existencia del campo
magnético terrestre.
La mejor explicación para tales datos es que los polos
magnéticos han permanecido cerca de sus actuales ubicaciones en los polos norte y sur geográficos, y que son
los continentes los que se han desplazado. Cuando enea-
os geólogos hacen referencia al actual campo
magnético terrestre diciendo que se trata de un
campo m agnético normal, es decir, un campo
magnético que tiene los polos magnéticos norte y sur
ubicados aproximadamente en la posición de los polos
geográficos norte y sur. En diversas épocas del pasado
geológico, el campo magnético terrestre se ha invertido
completamente. La existencia de dichas inversiones
magnéticas fue descubierta datando y determinando la
orientación del magnetismo remanente en las coladas de
lava situadas en .tierra(• Figura 2.11).
Una vez que su existencia fue firmemente establecida
para las coladas de lava continentales, las inversiones magnéticas fueron descubiertas también en las rocas ígneas
de la corteza oceánica, como parte de las intensas labores
cartográficas realizadas en las cuencas oceánicas durante
la década de 1960 (• Figura 2.12). Aunque la causa de
las inversiones magnéticas es todavía incierta, su aparición en los registros geológicos está bien documentada.
• Figura 2.11
En el diagrama se muestran mediante flechas
rojas las inversiones magnéticas registradas en
una sucesión de coladas de lava , mientras que
los sucesos registrados de polaridad normal se
muestran mediante flechas negras.
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¿CÓMO SE RELAC I ONAN L AS I NVE R S I ONES MAGNÉT I CA S CON LA EX PANS I ÓN DEL FON DO OCEÁN I CO?
Dorsal oceánica
41
Edad
(millones
de años)
Magnetismo
normal
Magnetismo
invertido
------ 4,5 __,_ __
+
• Figura activa 2.12
Perfil magnético
registrado mediante
un magnetómetro
Secuencia continental
de inversiones
magnéticas
Coladas
de lava
continental
--
- -- - - - - · --------La secuencia de anoma lías magnéticas preservada en la corteza oceán ica a ambos lados de una dorsal oceá nica·es idéntica a la secuencia
de inve rsiones magnéticas ya conoc ida a partir de las coladas de lava continentales. Las anomalías magnéticas se forman cua.n do el
magma basáltíco rea liza una intrusión en las dorsa les oceáni cas. Cuando el magma se enfría por debajo del punto de Curie, registra la
polaridad magnética terrestre que existiera en ese instante. La expansión del fondo oceánico divide la corteza previamente formada por la
mitad, po r lo que ésta se mueve late ral mente, alej ándose de la cord illera oceánica. Las intrusiones repeti das hacen que quede regi~trada
una serie simétrica de anomalías magnéticas que refl eja los períodos de polaridad norma l e invert ida. Las an om.alías magnéticas pueden
regi stra rse mediante un magnetómetro, que mide la intensidad del campo magnético. Fue nte: re impreso co n permiso de A. Cox, «Geomagnetic
Reversa Is», Science 163, 17 de enero, 1969. Copyright© 1969 American Association for the Advance ment of Science.
Además del descubrimiento de las inversiones magnéticas, la labor cartográfica de las cuencas oceánicas
reveló también un sistema de dorsales de 65 .000 kilómetros de longitud, que constituye la cordillera mon tañosa más extensa de todo el mundo. Quizá la parte
mejor conocida de este sistema de dorsales sea la dorsal
Centroatlántica, que divide la cue nca oceánica del Atlántico en dos partes aproximadamente iguales (• Figura 2.13).
Como parte de las investigaciones oceanográficas realizadas durante la década de 1950, Harry H ess, de la
Universidad de Princeton , propuso la teoría de la expansión del fondo oceánico en 1962 para explicar el
movimiento continental. H ess sugirió que los continentes no se mueven por encima de la corteza oceánica, sino
que los continentes y la corteza oceánica se mueven juntos. Sugirió que los fondos marinos se van separando en
las dorsales oceánicas, a medida que se forma nueva corteza debido al magma que asciende. A medida que el
magma se enfría, la corteza oceánica recién formada se
desplaza lateralmente, alejándose de la cordillera.
Como m ecanismo motor de este sistema, Hess recuperó la idea de las celdas de convección térmica en
el manto . Según esta idea, el magma caliente sube desde el manto , se introduce por las fracturas a lo largo de
las dorsales oceánicas y forma así nueva corteza . La corteza fría se ve subducida hacia el manto en las fosas
oceánicas, donde se calienta y se recicla, completando
así la celda de convección térmica (véase la Figura 1.9).
¿Cómo podría confirmarse la hipótesis de Hess? Las
exploraciones magnéticas de la corteza oceánica revelaron anomalías magnéticas (desviaciones con respecto
a la intensidad media del campo magnético terrestre) en
las rocas, anomalías que eran simétricas con respecto a
las dorsales oceánicas y paralelas a las mismas (Figura
2.12). Además, el patrón de anomalías magnéticas oceánicas se correspondía con el patrón de inversiones magné,ticas que ya se conocía a partir de los estudios de las
coladas de lava continentales (Figura 2 . 11). Cuando el
magma asciende y se enfría en la cresta de una dorsal,
registra el campo magné tico terrestre que existe en ese
momento, indicándonos si era normal o invertido. A medida que se form a nueva corteza en la cresta, la corteza
previamente formada se aleja lateralmente de la cordillera. Estas bandas magné ticas, que representan los instantes de polaridad normal e invertida, son paralelas a
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CAP ITULO 2
TECTÓN I CA DE PL AC AS: UNA TEOHÍA DE UNIFI C AC IÓ N
• Figura 2.13
----·---- ---
Representación del aspecto que tendría la
cuenca del océano Atlántico si no hub iera
agua. La característica más sob resaliente
es la dorsal Centroatlántica.
las dorsales oceánicas (donde el magma ascendente forma la nueva corteza oceánica) y simétricas con respecto
a las mismas, confirmando de forma concluyente la teoría de H ess de expansión del fondo oceánico.
Una de las consecuencias de la teoría de la expansión del fondo oceánico es la confirmación de que las
cuencas oceánicas son rasgos geológicam ente recientes,
cuyas ap erturas y cierres son parcialmente responsables
•del movimiento continental (• Figura 2.14). La datación
radiométrica revela que la corteza oceánica más antigua
tie ne m en os de 180 millones de años, mientras que la
corteza continental más a ntigua tien e 3.960 millones de
años. Aunque los geólogos no acepta n universalmente la
id~a de las celdas de convección térmica como motor del
movimiento de las placas, la mayoría de ellos aceptan
que las placas se crean en las dorsales oceánicas y se destruyen en las fosas marinas, independientemente del m ecanismo motor implicado .
Perforaciones en las profundidades
marinas y confirmación de la expansión
del fondo oceánico
Para muchos geólogos, los datos paleomagnéticos recopilados p ara avalar la deriva continental y la expansión
del fondo m arino eran suficientemente convincentes.
Los resultados del Proyecto de Perforación de las Profundidades Marinas (véase el Capítulo 9) han confirma-
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do las interpretacion es realizadas a partir de los estudios
paleomagnéticos anteriores .
De acuerdo con la hipótesis de la expansión del fondo marino , la corteza oceánica se está formando continuam e nte en las dorsales situadas e n mitad d e los
océanos, se aleja de estas dorsales m ediante el mecanismo de expansión del fondo oceánico y se consume en las
zonas de subducción . Si esto es así, e ntonces la corteza
oceánica de be ser m ás joven en las dorsales y volverse
progresivam ente más antigu a a medida que nos alejamos
de ellas. Además, la antigüedad de la corteza oceánica
debe estar distribuida simétricamente en torno a las dorsales. Como ya hemos indicado, los datos paleomagnéticos confirman estas suposiciones. Además, los fósiles de
los sedimentos situados sobre la corteza oceánica y la datación radiométrica de las rocas encontradas en las islas
oceánicas avalan esta predicción acerca de la distribución de edades de la corteza.
Los sedimentos en mar abierto se acumulan , en prom edio , a una velocidad inferior a 0 ,3 centímetros cada
1.000 años. Si las c uencas oceánicas fueran tan antiguas
como los continentes, cabría esperar que los sedimentos de las profundidades m arinas tuvieran un espesor de
varios kilómetros. Sin e mbargo, los da tos obtenidos a
partir de numerosas p erforaciones indican que los sedimentos de las profundidades marinas tien e n un espesor,
como m áximo, de tan sólo unos cuantos centenares de
metros, y son mucho m ás finos o están a usentes en las
¿ CÓM O SE RELA C I ONA N LAS INV E RSION ES MAGNÉTI C AS C ON LA E XPA N S I Ó N D E L FONDO O CEÁ NI C O ?
-
D
D
D
-
Pleistoceno a la actualidad (0-1,6 m.a.)
-
Plioceno (1 ,6-5 m.a.)
D Cretácico superior (66-88 m.a.)
Mioceno (5-24 m a.)
D
Cretácico med io (88-118 m.a.)
Oligoceno (24-37 m.a.)
-
Cretácico inferior (118-144 m.a.)
Eoceno (37-58 m a.)
-
Jurásico superior (144-161 m.a.)
43
Paleoceno (58-66 m.a.)
• Figura 2.14
La edad de las cue ncas oceán icas de todo el mundo, establecida gracias a las anomalías magnéticas, demuestra que la corteza oceánica
más reciente es la adyacente a las dorsales y que su edad se incrementa a medida que nos alejamos de l eje de la dorsal. Fuente: tomado
de Larson, R. L., et a/. (1985). The Bedrock Geology of the World, W. H. Freeman y Co., Nueva York, NY.
..
dorsales oceánicas. La práctica ausencia de sedimentos
en las dorsales oceánicas no resulta sorprendente, dado
que es en estas áreas donde se es tá generando continuamente nueva corteza, debido a la actividad volcánica
y a la expansión del fondo oceánico. De acuerdo con
esto, los sedimentos han dispuesto de muy poco tiempo
para acumularse en las dorsales o e n sus proximidades,
donde la corteza oceánica es todavía joven, in'crementándose su espesor a medida que nos alejamos de las
dorsales(• Figura 2.15).
• Figura 2.15
Corteza oceánica
Sedimentos -r::.;;;....---7ef
marinos
profundos
Manto superior
Magma
Edad creciente de la corteza
El espesor total de los
sedimentos se incrementa
al alejarse de la dorsal
oceánica
El espesor total de los sedimentos
del fondo marino se incrementa a
medida que nos alejamos de las
dorsa les oceánicas. Esto se debe a
que la corteza oceá ni ca es más an tigua a med ida que nos alejamos
de las dorsales oceánicas, por lo
que ha tenido más tiempo para
que los sedimentos se acumulen»
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44
CAPITULO 2
TE CT Ó N I CA DE PL ACAS: UNA TEOHf A D E U N I FICACIÓN
¿POR QUÉ LA TECTÓNICA
DE PLACAS ES UNA TEORÍA
DE UNIFICACIÓN?
a teoría de tectónica de placas está basada en
un modelo sencillo de la Tierra. La litosfera rígida, compuesta de la corteza tanto oceánica
como continental, así .como la parte subyacente superior
del manto, está compuesta de numerosos fragmentos de
tamaño variable denominados placas (• Figura 2.16).
Las placas varían en cuanto a espesor: aquellas que están
compuestas de la parte superior del manto y de corteza
continental pueden tener hasta 250 kilómetros de espesor, mientras que.las compuestas de la parte superior del
manto y de corteza oceánica tienen un espesor de hasta
100 kilómetros.
La litosfera está situada por encima de la astenosfera semiplástica, que está más caliente y es más débil. Se
cree que el movimiento resultante de algún tipo de sistema de transferencia de calor dentro de la astenosfera
es lo que hace que se desplacen las placas superpuestás
a la misma. A medida que las placas se desplazan sobre la
astenosfera, se van separando, principalmente en las dor-
sales oceánicas; en otras áreas, como en las fosas oceánicas, colisionan y subducen, introduciéndose de nuevo
en el manto.
Una forma sencilla de visualizar el movimiento de
las placas consiste en pensar en una cinta transportadora que trasladara el equipaje desde la bodega de una
aeronave a un vehículo portaequipajes. La cinta transportadora representa las corrientes de convección dentro del manto y el equipaje representa las placas
litosféricas terrestres . El equipaje es transportado por la
cinta transportadora hasta que cae sobre el vehículo
portaequipajes, de la misma forma que las placas son
desplazadas por las celdas de convección h asta que subducen en el interior de la Tierra. Aunque esta analogía
permite visualizar cómo tiene lugar el m ecanismo del
movimiento· de las placas, debe tomarse , sin embargo,
en un sentido limitado. La principal limitación es que, a
diferencia del caso del equipaje, las placas están compuestas de corteza oceánica y continental, que tienen
diferentes densidades, y sólo la corteza oceánica subduce en el interior de la Tierra. De todos modos, esta analogía nos proporciona una m anera sencilla de visualizar
el movimiento de las placas.
La mayoría de los geólogos aceptan la teoría de la
tectónica de placas, en p arte debido a que la evidencia
•
Placa
Eurasiática
•
Eje de la dorsal
•
.•
Zona de subducción
•
Punto caliente
-
Dirección del movimiento
• Figura 2.16
·------
Mapa del mundo donde se muestran las placas, sus bordes, su movimiento rel ativo y la ve locidad de movimiento en centímetros por año,
así como los puntos calientes.
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L OS T RES T I P OS D E BORDES D E LAS PL AC A S
Oué haría
Imagine que le han seleccionado para formar parte del
primer equipo de astronautas en viajar a Marte.
Mientras que sus dos compañeros de tripulación
descienden hacia la superficie marciana, usted debe
permanecer en el módulo de control dando vueltas al
Planeta Rojo. Como parte de la investigación geológica
de Marte, uno de los miembros de la tripulación
cartografiará las características geológicas alrededor
del lugar de aterrizaje y tratará de descifrar la historia
geológica del área. Su trabajo, desde el módulo de
control, consistirá en observar y fotografiar la
superficie del planeta y tratar de determinar si Marte
ha tenido un mecanismo activo de t ectónica de placas
en el pasado y si en la actualidad las placas siguen
moviéndose. ¿Qué características buscaría y qué
evidencias podrían sugerir una actividad de tectónica
de placas, en el presente o e n el pasado?
en que se apoya es abrumadora y tam bién a que enlaza
muchas características y su cesos geológicos apare ntem ente no relacionados y muestra el modo e n q u e se
interrelacionan. E n con secu encia, los geólogos contem plan ah ora muchos procesos geológicos, como la formación de m ontañ as, los seísmos y el volcanism o, desde la
perspectiva de la tectónica de p lacas. Adem ás, puesto
que todos los p lan etas interiores h an tenido un origen y
una historia temprana similares, los geólogos están interesados en de termin ar si la tectónica de placas es exclusiva de la Tierra o si funciona de la misma m an era e n
otros planetas (véase «Tectónica de los p lan e tas terrestres» en las páginas 46 y 4 7).
El ciclo del supercontinente
Como resu ltado del movimie nto de las placas, todos los
continentes se ju n taron para formar el supercontin en te
Pangea al final de la era Paleozoica. Pangea comenzó a
fragmentarse durante el período Triásico y continúa h aciéndolo, lo que explica la actual distribución de los contin entes y de las cuencas oceánicas. Se ha propu esto, en
el plano teórico, que supercontinen tes constituidos por
la totalidad o de la m ayor p arte de las masas terrestres se
forman , fragmentan y se vuelven a formar en un ciclo
que abarca los 500 millones de años.
La hipótesis del ciclo del supercontinen te es una elaboración de las ideas del geólogo can adiense J. Tuzo Wilson. A principios de la década de 1970 , Wilson propuso
un ciclo (ah ora conocido con el nombre del ciclo de Wilson) que incluye la fragmentación continen tal, la apertura y cierre de la cuenca oceánica' y la n ueva formación
45
del con tinente. De acu erdo con la hipótesis del ciclo del
supercontinente, el calor se acumula debajo de un sup ercontin ente debido a qu e las rocas con tinentales son
condu ctores muy p obres del calor. Como resultado de la
acumulación del calor, el supercontinente se abomba y
se frac tura. El m agm a basáltico qu e asciende desde . deb ajo rellen a las fracturas . A medida que esas fracturas
llen as de basalto se en san ch an , comien zan a descender
de n ivel y forman un océan o largo y estrech o, similar a
n uestro actu al Mar Rojo. El ensanch amien to continuado de la grieta termina por formar una cu enca oceánica
en expan sión , como la del Atlántico.
Uno de los argumen tos más convin cen tes p ara los
que defienden la hipótesis del ciclo del supercon tinen te es la «sorprenden te regularidad» de la formación de
montañ as provocada p or la compresión durante .las ·colisiones continentales. Estos episodios de construcción
de montañas tien en lugar cada 400 o 50 0 millones de
añ os y están seguidos de un episodio de agrietamien to
unos 100 millon es de años despu és. En otras palabras,
un supercontinente se fragm e n ta y sus placas individuales se dispersan deb ido a un episodio de agrie ta miento, formándose u n océano in terior, y lu ego los
fragm e ntos dispersos se vuelven a j untar p ara formar
otro supercontin ente .
El ciclo del sup ercontinente es otro ejemp lo más de
h asta qu é punto están interrelacionados los diversos sistemas y subsistemas de la Tierra y cómo operan a lo la rgo de vastos períodos de tiempo geológico.
LOS TRES TIPOS DE BORDES
DE LAS PLACAS
u esto qu e p arece que la tectónica de placas h a
estado ope rando desde al m enos el eón P roterozoico, es importante que enten damos cómo se
mueven las p lacas y cómo interac túan en tre sí, así como
la forma de reconocer sus antigu os bordes. Después de
todo, el movimiento de las placas h a afectado de m an era profunda a la historia geológica y biológica de nuestro
plan eta .
Los geólogos reconocen tres tip os prin cipales de bordes de placas: divergentes, convergerites y transf orman.tes
(Tabla 2 .1). A lo largo de estos bordes, se forman las nuevas placas, se consumen las placas ya existentes o las pla- .
ca s se deslizan la te ralm e nte las unas resp ecto d e las
otras. La interacción de las p lacas a lo largo de los bordes
es respon sable de la m ayor parte de las erupciones volcánicas y terremotos de la Tierra, así como de la form ación y evolu ción de su s sistem as montañosos.
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CAPITULO 2
TEC TÓNI CA DE PLA C AS: UNA T E ORÍA DE UNI F I C ACIÓ N
Tabla 2.1
------------- - ----- - -
Tipos de bordes de las placas
Tipo
Ejemplo
Elementos geomorfológicos
Volcanismo
·Divergente
Oceánica
Dorsal Centroatlántica
Dorsal oceánica central con valle
de rift axial
Basalto
Continental
Valle del Rift, en África
oriental
Valle de rift
Basalto y riolita,
sin andesita
Oceánica-oceánica
Islas Aleutianas
Arco de islas vo lcánicas, fosa
oceánica alejada de la costa
Andesita
Oceá ni ca-conti nenta 1
Cordillera de los Andes
Fosa oceánica alejada de la costa,
cadena de montañas volcánicas,
cinturón montañoso
Andesita
Continental-continental
Cordillera de los Himalayas
Cinturón montañoso
Menor
Falla de San Andrés
Valle de falla
Menor
Convergente
Transformante
Bordes divergentes
Los bordes divergentes de las placas o dorsales en expansión se producen allí donde las placas se están separando, con formación de nueva litosfera oceánica. Los
bordes divergentes son esos lugares en los que la corteza se expande, se vuelve más fina y se fractura a medida
que el magma, generado por la fusión parcial del manto,
asciende a la superficie. El magma es casi por completo
basáltico y se introduce en las fracturas verticales para
formar diques y coladás de lava almohadillada (véase la
Figura 5. 7). A medida que las sucesivas inyecciones de
magma se enfrían y se solidifican, forman nueva corteza
oceánica y registran la intensidad y orientación del campo magnético terrestre (Figura 2.12). Los bordes divergentes suelen aparecer principalmente a lo largo de las
crestas de las dorsales oceánicas, como por ejemplo la
Dorsal Centroatlántica. Las dorsales oceánicas se caracterizan, por tanto, por una topografía rugosa con elevado
relieve, que resulta del desplazamiento de las rocas a lo
largo de grandes fracturas, de los terremotos con epicentro superficial, del alto flujo calorífico y de las coladas
basálticas o coladas de lava almohadillada.
Los bordes de placa divergentes también están presentes bajo los continentes durante las etapas iniciales
de la ruptura continental (• Figura 2.17) . Cuando el
magma asciende bajo un continente, la corteza inicialmente se eleva, se hace más fina y se estira, produciendo fracturas y valles de rift (Figura 2. l 7a). Durante esta
etapa, el magma normalmente se introduce en las fallas
y fracturas, formando sills, diques y coladas de lava; estas
últimas cubren a menudo el suelo del valle de rift (Figura 2. l 7b). El Valle delRift de África oriental es un ejem-
plo excelente de esta etapa de ruptura continental
(• Figura 2.18). A medida que la separación continúa,
algunos valles de rift continúan alargándose y h_a ciéndose más profundos, hasta que la corteza continental termina por romperse y se forma un estrecho brazo de mar,
separando los dos bloques continentales (Figura 2. l 7c).
El Mar R~o, que separa la pení~sula Arábiga de África,
es un buen ejemplo de esta etapa de abombamiento y
formación de grietas (rifting) (Figura 2.18).
A medida que el brazo de mar recientemente for-mado continúa agrandándose, puede llegar a convertirse en una cuenca oceánica en expansión, como la actual
cuenca del océano Atlántico, que separa en miles de kilómetros Norteamérica y Sudamérica de Europa y África (Figura 2. l 7d). La Dorsal Centroatlántica es el borde
entre estas placas divergentes; las placas americanas se
están moviendo hacia el oeste, mientras que las placas
eurasiática y africana se mueven hacia el este.
Un ejemplo de antiguo rifting . ¿Qué características del registro geológico pueden utilizar fos geólogos
para reconocer la antigua formación de rifting? Asociadas con las regiones' con rifting contÜJ.ental podemos
encontrar fallas, diques , sills, coladas de lava y secuencias sedimentarias de gran espesor dentro de los valles
de rift. Las cuencas falladas de edad triásica de la zona
este de los Estados Unidos son un buen ejemplo de antiguos agrietamientos continentales (véase la Figura
22. 7). Estas cuencas de falla marcan la zona de rifting
que se produjo cuando Norteamérica se separó de
África. Las cuencas contienen miles de metros de sedimentos continentales y están surcadas por diques y sills
(véase el Capítulo 22).
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- ----~ · _.....:.__ ___:_ __~· - --
LOS TRES T I POS D E BORD E S DE LAS PLA C AS
49
Vía marítima
estrecha
/
(a)
(c)
/
Astenosfera
Bloques
de falla
Plataforma
continental
Dorsal
Rift
/
Nivel del mar
/
Corteza - -oceánica
(d)
• Figura activa 2.17
---- -- -
Historia de un borde de placa divergente. (a) El magma en ascensió n por debajo de un continente empuja a la corteza hacia arrfüa, produciendo numerosas griet as y fracturas. (b) A medida que la corteza se estrecha y se vuelve más fina, se d esarro llan una serie de va lles de rift
y la lava fluye po r el suelo del valle. (c) La continua exp ansión separa aún más el conti nente hast a q ue se desarrolla un estrecha vía marítima. (d) A medida que continú a la separación, se form a un sistema d e d orsa l oceánica y se d esarro lla y crece una cuenca oceánica.
Bordes convergentes
Mientras que la nueva corteza se forma en los bordes entre placas divergentes, Ja corteza antigua debe destruirse
y reciclarse para que la superficie total de· la Tierra continúe siendo la misma. En caso contrario,_la Tierra entera estaría expandiéndose. Esta destrucción de placas
tiene lugar en los bordes de placa convergentes, en la
que dos placas colisionan y la parte frontal de una de
ellas subduce por debajo del margen de la otra placa, llegando eventualmente a in corporarse a la astenosfera.
Los bordes convergentes se caracterizan por la deformación, el volcanismo, la formación de montañas, el
metamorfismo, la actividad sísmica y depósitos minerales
importantes. Podemos distinguir tres tipos de bordes en
las placas convergentes: oceánica-oceánica, oceánicacontin ental y continental-continental.
Borde convergente oceánico-oceánico. Cuando
dos placas oceánicas convergen , una subduce debajo de
la otra a lo largo d e un borde e ntre placa oceánica y
placa oceánica (• Figura 2. 19 ). La placa que subduce
se curva h acia abajo para form ar la pa red exteri or de
una fosa submarina. A lo largo de la pared interna de la
fosa oceánica se forma un complejo de subducción, compuesto de secciones con forma de cuña de sedimentos
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CAPITULO 2
TECTÓNICA DE PLACAS: UNA TEORÍA DE UNIFICACIÓN
arco de islas volcánicas (cualquier plano que intersecte a
una esfera forma un arco). Este arco es casi paralelo a
la fosa oceánica y está separado de ella por una distancia de hasta varios cientos de ldlómetros; esa distancia
depende del ángulo con el que se hunde la placa en subducción (Figura 2.19).
En aquellas áreas en las que la velocidad de subducción es superior al movimiento hacia adelante de la placa
que no es subducida, la litosfera del lado del arco de islas
volcánicas situado hacia tierra puede estar sujeto a fuerzas de tensión y verse estirado, reduciéndose su espesor y
dando como resultado la formación de una cuenca trasarco. Esta cuenca trasarco puede crecer por extensión si
el magma irrumpe a través de la fina corteza y forma nueva corteza oceánica (Figura 2.19). Un buen ejemplo de
cuenca trasarcó asociada con un borde entre placas de
tipo oceánico-oceánico es el Mar de Japón, situado entre
el continente asiático y las islas japonesas.
La mayoría de los actuales arcos de islas volcánicas
activas se encuentran en la cuenca del océano Pacífico e
incluyen las islas Aleutianas, el arco de Kermadec-Tonga
y las islas japonesas y Filipinas. Los arcos de islas de Scotia y de las Antillas (Caribe) se encuentran en la cuenca
del océano Atlántico.
• Figura 2.18
El Valle del Rift de África oriental se está formando por la
separación del este de África del resto del continente a lo largo de
un borde de placas divergentes. El Mar Rojo representa una etapa
más avanzada del rifting, en la que dos bloques continentales
están separados por un estrecho brazo de mar.
marinos plegados y fallados y restos de litosfera oceánica procedente de la placa descendente. A medida que
la placa subducida desciende hacia el manto, se calienta
y se funde parcialmente, gerierando magma de composición generalmente andesítica. Este magma es menos
denso que las rocas del manto que lo rodean y asciende
hacia la superficie de la placa no subducida para formar
una cadena curvada de islas volcánicas denominada
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Bordes convergentes oceánico-continental. Cuando convergen una placa oceánica y otra continental, la placa oceánica, más densa, subduce por debajo de la placa
continental, a lo largo de un borde entre placas oceánica y placa continental (• Figura 2.20). Al igual que
en el caso de los bordes entre placas oceánica-oceánica,
la placa oceánica descendente forma la pared externa de
una fosa submarina.
El magma generado por subducción asciende por debajo del continente y, o bien cristaliza en forma de grandes rocas plutónicas antes de alcanzar la superficie, o
bien sale en forma de erupción en la superficie para producir una cadena de volcanes andesíticos (también denominada arco volcánico). Un ejemplo excelente de borde
entre placas oceánico-continental es la costa pacífica de
Sudamérica, donde la placa oceánica de Nazca está siendo actualmente subducida por debajo de Sudamérica (Figura 2.16). La frontera Perú-Chile marca el lugar de
subducción y la cordillera de los Andes es la cadena montañosa volcánica resultante en la placa no subducida.
Borde convergente continental-continental. Dos
continentes que se aproximen el uno al otro estarán inicialmente separados por un suelo oceánico que estará
siendo subducido por debajo de uno de los continentes.
El borde de dicho continente mostrará las características
típicas de la convergencia oceánico-continental. A medida que el suelo oceánico continúa siendo subducido, los
dos continentes se aproximan hasta que terminan por co-
\
\
LOS T RES T IP OS DE BORD ES DE L AS PLA C AS
Cuenca
Corteza
continental
51
Arco
de islas
volcánicas
__-Nivel del mar
~"'
____.-Complejo de
subducc'ón
~
\
Corteza
oceánica
Astenosfera
• Figura activa 2.19
Borde entre placas oceánica-oceánica. Una
fosa submarina se forma cuando una placa
oceánica subduce debajo de otra. En la
placa no subd ucida, se forma un arco de
islas volcánicas debido al magma en
ascensió n g enerado a p artir de la p laca en
sub ducció n.
el sistema montañoso más alto de la Tierra, es el resul-
lisionar. Puesto que la litosfera 'c ontinental, que está
compuesta de corteza continental y del manto superior,
es menos densa que la litosfera oceánica (la corteza oceánica y el manto superior), no puede hundirse dentro de
'la asteµosfera. Aunque un continente pueda deslizarse parcialmente por debajo del otro, no puede ser arrastrado ni
empujado a una zona de subducción (• Figura 2.21).
Cuando dos continentes colisionan, se unen a lo
largo de una zona que marca la antigua zona de subducción. En este borde convergente continental-continental, se forma un anillo montañoso interior compuesto por sedimentos y rocas sedimentarias deformados,
intrusiones ígneas, rocas metamórficas y fragmentos de
corteza oceánica. Además, toda la región está sujeta a numeros.os terremotos. Los Himalayas, en el Asia central,
tado de la colisión entre la India y Asia, que comeilzó hace
entre 40 y 50 millones de años y que todavía continúa
(véase el Capítulo 10).
Cómo reconocer antiguos bordes entre placas convergentes. ¿Cómo pueden· reconocerse en el registro
geológico las antiguas zonas de subducción? Las rocas
ígneas proporcionan una de las claves. El magma que
surge en forma de erupciones en la superficie, formando
volcanes de arcos de islas y volcanes continentales, es de
composición andesítica. Otra clave puede encontrarse
en la zona de rocas intensamente deformadas situadas
entre la fosa oceánica de las profundidades marinas en la
que está teniendo lugar la subducción y el área de acti-
Fosa oceánica
/
Volcán
J J
f:*
I
Complejo de /
subducción
Corteza
oceánica
• Figura activa 2.20
I
Manto
superior
Astenosfera
Bord e convergente oceánico-continental.
Cuando una placa oceánica ·subduce por
deb ajo de una placa continenta l, se forma
una cordillera montañosa volcánica
: andesítica en la p laca continenta l, como
resultado de la ascensión del magma.
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j
52
CAP ITULO 2
TECTÓN I CA DE PLA CAS: UNA TEOR fA D E UNIFICAC I ÓN
Complejo de subducción deformado
y metamorfizado
Cadena
montañosa
• Figura activa 2.21
Borde convergente continental-continental.
Cuando convergen dos p lacas
continentales, ninguna de las dos subduce,
debido a su gran espesor y a sus
densidades, que son bajas e iguales.
A medida que colisiona n las dos placas
continentales, se forma una ca dena
montañosa en el interior de un nuevo
co ntinente, q ue ahora será de mayor
tamaño.
superior
Astenosfera
Corteza
oceánica
viciad ígnea. Aquí, los sedimentos y las rocas submarinas
se pliegan, se ven surcados de fallas y se metamorfizan
en una mezcla caótica de rocas denominada «m elange».
Durante la subducción, en ocasiones se incorporan
a la «mélange» fragmentos de litosfera oceánica y esos
fragmentos se acrecionan sobre el borde del continente.
Dichas lonchas de corteza oceánica y manto superior se
denominan ofiolitas (• Figura 2.22). Están compuestas
de una capa de sedimentos marinos que incluye areniscas coh abundantes feldespatos y fragmentos rocosos ,
generalmente ricos en arcillas y nódulos de pizarra negruzcos. Estos sedimentos marinos suelen estar situados
por encima de lavas almohadilladas, un complejo de diques en capas y gabro. masivo y en capas, todos los cuales forman la corteza oceánica. Por debajo del gabro está
la peridodita, que probablemente representa el manto
superior. Las ofiolit~s son buenos indicadores de la convergencia entre placas a lo largo de una zona de subducción.
Podemos encontrar cinturones alargados de ofiolitas, andesitas y rocas sedimentarias marinas plegadas y
falladas en los Apalaches, los Alpes, el Himalaya y los Andes. La combinación de dichas características represen ta una biiena prueba de que estas cordilleras montañosas
nacieron como resultado de la deformación a lo largo de
bordes entre placas convergentes.
Bordes transformantes
El tercer tipo de borde entre placas es el borde transformante . Estos bordes suele n aparecer a lo largo de
fracturas producidas en el fondo marino y cono~idas con
el nombre de f allas transformantes, donde las placas se
deslizan lateralmente una con. respecto a otra, de forma
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Sedimentos
marinos
profundos
Lavas
almohadilladas
Diques
en capas
Corteza
oceánica
Gabro
masivo
Gabro
en capas
Manto
superior
Peridotita
• Figura 2.22
~~~~~~~~~~
Las ofiolitas son secuencias de rocas expuestas en la superficie terrestre, y compu~stas d e sed imentos marinos, corteza oceánica y
manto superior.
aproximadamente paralela a la dirección del movimien to de las placas. Aunque a lo largo de un borde de falla
transformante no se crea ni se destruye litosfera, el movimiento entre las placas genera una zona de rocas trituradas y numerosos terremotos de foco superficial.
Las fallas transformantes «transforman» o cambian
un tipo de movimiento entre placas en otro tipo de movimiento. Normalmente, las fallas transformantes conectan dos segmentos de· dorsal oceánica, pero también
pueden conectar dorsales con fosas submarinas y fosas
PUNTOS CAL I ENTES Y PLU MAS D E L MA N T O
Falla
transformante
Dorsal
Nivel del
___
¡ mar
º°'""/ /
oceánica
Manto
superior
(a)
Fosa
submarina
oceánica~
Falla
transformante
Corteza /
Fosa
submarina
PUNTOS CALIENTES
Y PLUMAS
DEL MANTO
/
Fosa
Falla
submarina transformante
Dorsal
/
Manto
(e)
• Figura 2.23
submarinas entre sí(• Figura 2.23). Aunque la mayoría
de las fallas transformantes se encuentran eµ la corteza
oceánica y están marcadas por zonas de fractura bien
evidentes, también pueden extenderse al interior de los
continentes.
Una de las fallas transformantes mejor conocidas es
la falla de San Andrés, en California, que separa la placa del Pacífico de la placa norteamericana y conecta las
dorsales en expansión del Golfo de California con las
placas de Juan de Fuca y del Pacífico, lejos de la costa de
California septentrional(• Figura 2.24). Muchos d e los
terremotos que afectan a California son el resultado del
movimiento a lo largo de esta falla.
Lamentablemente, las fallas transformantes generalmente no dejan ninguna característica distintiva,
salvo por el evidente d esplazamiento d e las rocas con
las que están asociadas. Este desplazamiento suele ser
de gran magnitud, del orden de las decenas o centenares de ldlómetros. Dichos grandes desplazamientos
en las antiguas rocas pueden en ocasiones relacionarse con los sistemas de fallas transformantes.
Manto
superior
(b)
Corteza /
oceánica
Nivel
del mar
53
- -- - --- - -· - -·--------El movimiento horizontal entre placas tiene lugar a lo largo de una
fa lla transformante. (a) La mayoría de las fall as tra nsformantes
conectan dos segmentos de una dorsal oceánica. Observe que el
movimiento relativo entre las placas sólo tien-e lugar entre las dos
dorsales. (b) Una fa lla transform ante que conecta dos fosas
submarinas. (c) Una fa lla transformante que conecta una dorsal con
una fosa submarina.
ntes de dejar el tema de los bordes de placas, d eb emos mencionar una característica
interna de las placas que puede encontrars~ tanto deb ajo de las placas oceánicas como d e lás
continentales. Los puntos calientes son ubicaciones
en la s que unas . columnas esta cionaria s de magma,
que se originan en las profundidades del m a nto (plumas del manto), ascienden lentame nte hacia la superficie y forman volcanes (Figura 2.16) . Puesto que las
plumas del manto permanecen aparentemente estacionarias (aunque ciertas evidencias sugieren que podrían
no estarlo) mientras las placas se mueven sobre ellas,
los puntos calientes resultantes dejan un rastro de volcan es extintos, progresivam ente m ás viejos, denominados dorsales asísmicas, que registran el movimiento de
la placa.
Uno de los m ejores ejemplos de dorsales asísmicas y
puntos calientes es la cadena formada por las islas
h awaianas y el monte submarino del Emperador (• Figura 2 .25). Esta cadena de isla.s .y montes submarinos
(estruc turas de origen volcánico que se elevan m ás de
un ld lóm e tro por encima del fondo m arino) se extienden
desde la isla de Hawai hasta]~ fosa Al~utiana, próxim a·a
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54
CAPITULO 2
TE CT Ó N I CA D E PL ACAS: U N A TEORÍ A D E U N IFI CAC I Ó N
COLUMBIA
BRITÁNICA
OREGÓN
PLACA
·NORTEAMERICANA
NEVADA
Alaska , recorriendo una distancia de unos 6.000 ki lómetros, y está compuesta de más de 80 estructuras volcánicas.
Actualmente, los únicos volcanes activos en esta cadena de islas son la isla de Hawai y el monte submarino
de Loihi. El resto de las islas son estructuras volcánicas
extintas que se hacen progresivamente más antiguas hacia el norte y el noroeste. Esto significa que la cadena
formada por los montes submarinos del Emperador y las
islas hawaianas registran la dirección que la placa del
Pacífico ha recorrido a medida que se movía sobre una
pluma del manto aparentemente estacionaria. En este
caso, la placa del Pacífico se movió primero en dirección norte-noroeste y luego, como queda indicado por
la pronunciada curva descrita por la cadena, cambió a
una dirección oeste-noroeste hace unos 43 millones de
años.,No se conoce la razón por la que la placa del Pacífico cambió su dirección de movimiento, pero ese desplazamiento puede estar relacionado con la colisión de
la In dia con el continente asiático, que se produjo más
o menos al mismo tiempo (véase la Figura 10.23).
DETERMINACIÓN
DEL MOVIMIENTO
DE LAS PLACAS
OCÉANO
PACfFICO
PLACA DEL
PACÍFICO
-
Dorsal
oceánica
•••
Zona de
subducción
Fallas
transforman tes
• Fig ura 2.24
Bordes de falla transformante. La falla de San A ndrés es una falla
transformante quE? separa la placa del Pacífico de la p laca
norteamericana. El movimierito a lo largo de esta fa ll a ha
provocado numerosos terremotos. La fotografía muestra un
fragmento de la fa ll a de San Andrés, a su paso por Carrizo Plain,
Californi a. Fuente: inset , U.S.G.S.
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qué velocidad y en qué dirección se mueven
las placas terrestres? ¿Se mueven todas ellas
a la misma velocidad? La velociclacl de movi miento ele las placas puede calcularse de diversas maneras. El método menos preciso consiste en determinar la
edad ele los sedimentos situados inmediatamente encima ele cualquier parte de la corteza oceánica y dividir dicha edad por la distancia con respecto a la dorsal de
expansión. Dicho cálculo proporciona una velocidad media de movimiento .
Un método más preciso para determinar tanto la veIociclacl media ele movimiento como el movimiento relativo consiste en datar las anomalías magnéticas en la
corteza del fondo marino. La distancia desde el eje de
una dorsal oceánica a cualquier anomalía magnética inclica la anchura del nuevo fondo marino que se ha formado durante dicho intervalo de tiempo . Así, para un
intervalo de tiempo determinado, cuanto más alta sea la
banda ele fondo marino , más rápido se habrá movido la
placa. De esta forma , no sólo puede determinarse la velocidad media actual ele movimiento y el movimiento relativo (Figura 2 .16), sino que también puede calcularse
la velocidad media de movimiento en el pasado, cliviclienclo la distancia entre anoma lías entre el tiempo
transcurrido entre esas anomalías.
¿
ME CAN IS MO M OTOR DE LA TECTÓN I CA D E P LACAS
Kamchatka
Nivel
Islas
Nivel
del mar Aleutianas del mar
55
Costa
de Alaska
Kauai
3,8-5,6
".
Oahu
2,3 -3,3
-.A
~
Molokai
1,3-1,8
......
'
Maui
0,8-1 ,3
Corteza oceánica
Astenoslera
Hawai 0,7 a
la actualidad
• Figura activa 2.25
La cad ena de las islas hawaianas y los m ontes submarinos del Emperador, formad os como resultado d el movimiento de la placa del Pacíf ico sobre un punto ca liente. La línea de islas volcánicas traza la dirección del m ovimiento de la ~laca. Los números indica n las edades de las
islas en m illones de años.
Los geólogos no sólo calculan la velocidad media de
movimiento de las placas a partir de las anomalías magn é ticas, sino que también las utilizan para determinar la
posición de las placas en diversos instantes del pasado.
Puesto que las anomalías magnéticas son paralelas y simé tricas con respecto a las dorsales de expansión, lo único que hace falta para d e te rminar la posición . d e los
continentes en el momento en que se formaron determinadas anomalías concretas consiste en desplazar de
nuevo hacia atrás las anomalías d e la dorsal de expansión, lo que hará que los contine ntes se muevan también
con ellas (• Figura 2.26). Desafortunadamente, el proceso de subducción destruye la corteza oceánica y el registro magnético qu e contiene. Así, dispon emos de un
excelente registro de movimiento de las placas desde la
fragmentación de Pangea, p ero nuestra comprensión del
movimiento d e las placas a ntes de ese momento no es
tan buena.
La velocidad m edia de movimiento, así como el movimiento rela tivo entre dos placas cualesquiera, también
puede determinarse mediante técnicas de determinación
de distancias por láser vía satélite . Con este procedimien~
to, un haz de rayos láser emitido por una estación situada en una placa rebota en un satélite (en órbita geosíncrona) y llega a otra estación situada e n otra placa
diferente. A m edida que las p lacas se aleja n la una resp ecto de la otra, el h az de rayos láser tarda más tiempo
en llegar desde la estación e misora hasta.el satélite esta-
cionario y a la estación receptora. Esta diferencia en el
tiempo transcurrido se utiliza para calcular la velocidad
del movimiento y el movimiento relativo entre las placas.
Los cálculos de movimiento de las placas derivados
de las inversiones magn éticas y de las técnicas de determinación de distancias m ediante láser vía sa téllte sólo
nos proporcionan el movimiento relativo d e una placa
con respecto a otra. Los puntos calientes permiten a los
geólogos determinar el movimiento absoluto, porque proporcionan una referencia aparentemente fija a partir
de la cual puede medirse la velocidad y dirección del movimiento de las placas. La cadena antes mencionada compuesta por las islas h awaianas y los montes submarinos
del Emperador se formó como resultado del movimiento
por encima de un punto caliente . De este modo, la línea
de islas volcánicas traza la dirección de movimiento de la
placa y la da tación de los volcanes permite a los geólogos
determin ar la velocidad de movimiento.
MECANISMO MOTOR DE
LA TECTÓNICA DE PLACAS
no de los principales obstáculos para la acep tación del con cepto de. la de riva continental
era la falta de un m ecanismo motor que explicara el movimiento de los continentes. C u ando se de© Cengage Learning Paran info
J
CAPITULO 2
TECTÓNI C A DE PLA C AS: UNA T E ORfA D E UNIFICA C IÓN
Anomalía
31
Anomalía
31
Fosa oceánica
Dorsal oceánica
Dorsal
oceánica
Litosfera
Fosa ocetmica
(a)
Fosa oceánica
Dorsal oceánica
Fuente
de calor
(b)
• Figura 2.26
---~-
------ -----
Reconstrucción de las posiciones de las p lacas ut ilizando las
anomalías magnéticas. (a) El At lántico norte en la actua lidad,
mostrando la Dorsal Ce ntroat lántica y la anoma lía 31, que se
formó hace 67 millones de años. (b) El océano Atlántico hace 67
millones de años. La anomalía 31 marca el borde entre las p lacas
en aquel instante. Vo lviendo a juntar las anomalías, junto con las
placas en las que se encuentran, podemos reconstruir la posición
anterior de los continentes.
mostró que los continentes y los fondos oceánicos se movían juntos, no de forma separada, y que se formaba nueva corteza en las dorsales en expansión debido al m agma
ascendente, la m ayoría de los geólogos aceptaron algún
tipo de sistema de convección de calor como proceso básico responsable del movimiento de las placas. Sin em bargo, la cuestión sigue siendo la misma: ¿qué es lo que
hace moverse a las placas?
Se han propuesto .dos modelos que incluyen celdas
de convección térmica para explicar el movimie nto de
las placas (• Figura 2.27). En uno de los modelos , las
celdas de convección térmica están restringidas a la astenosfera; en el segundo modelo, todo el manto está implic ado en el mecanismo. En ambo s modelos, las
dorsales en expansión m arcan los tramos ascendentes de
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Fosa oceánica
(b)
• Figura activa 2.27
- - - - - - - - - - - - ------ - - - - ----------
Se han propuesto dos modelos co n ce ldas de convección térm ica
para explicar el movimiento de las placas. (a) En uno de los
modelos, las ce ldas de convección térmica están restringid as a la
astenosfera. (b) En el otro modelo, las celdas de convección
té rm ica implican a todo el manto.
celdas de convección adyacentes , mientras que las fosas
oceánicas están presentes allí donde las celdas de convección vuelven a descender h acia el interior de la Tierra. Las ubicaciones de las dorsales en expansión y de
las fosas oceánicas están, por tanto, determinadas por
las propias celdas de conve.c ción, y la litosfera descansa
sobre la celda de convección térmica. Cada placa corresponde, así, a una única celda de convección.
Aunque la mayoría de los geólogos están de acu erdo
en que el calor interno de la Tierra juega un importante
INFLUENCIA D E L A T E CT_ÓNICA DE PLACAS EN LA DISTRIBUCIÓN D E RECURSOS N ATURALES
papel en el movimiento de las placas, existen problemas
con ambos modelos. El principal problema asociado con
el primero de los modelos es la dificultad a la hora de explicar la fuente de calor para las celdas de convección y
por qué éstas están restringidas a la astenosfera. En el
segundo modelo, la fuente de calor proviene del núcleo
externo, pero todavía no se conoce cómo se transfiere el
calor desde el núcleo externo hasta el manto. Tampoco
está claro cómo puede el mecanismo de convección implicar tanto al manto exterior como a la astenosfera.
Además de algún tipo de sistema de convección térmica que actúe como motor del movimiento de las placas, algunos geólogos piensan que el movimiento de las
placas tiene lugar debido a un mecanismo relacionado
con el «empuje de dorsal» o el «tirón de placa», siendo
ambos fenómenos debidos a la gravedad, pero que siguen
dependiendo de las diferencias térmicas existentes en la
Tierra (• Figura 2.28). En el tirón de placa, la capa fría
de subducción de la litosfera, al ser más densa que la astenosfera que la rodea, está más caliente, tira del resto de
la placa a medida que desciende hacia la astenosfera. A
medida que la litosfera se desplaza hacia abajo, se produce un flujo ascendente correspondiente hacia la dorsal
en expansión.
El mecanismo de empuje de dorsal opera en conjunción con el de tirón de placa. Como resultado del ascenso del magma, las dorsales oceánicas están más altas
que la corteza oceánica que las rodea. Se cree que la gravedad empuja la litosfera oceánica para alejarla de las
dorsales en expansión, más altas, en dirección a las fosas.
Actualmente, los geólogos están bastante seguros de
que el movimiento de las placas está relacionado con algún tipo de sistema de convección, pero todavía no se
Dorsal
oceánica
conoce a ciencia cierta el grado hasta el que están implicados otros mecanismos, como el de empuje de dorsal
y el de tirón de placa. Sin embargo, el hecho de que las
placas se hayan movido en el pasado y continúen moviéndose hoy en día está demostrado más allá de toda
duda. Y, aunque aún no se ha desarrollado una teoría
completa del movimiento de las placas, cada vez hay más
piezas que encajan a medida que los geólogos aprenden
nuevos datos acerca del interior de la Tierra.
INFLUENCIA DE
LA TECTÓNICA DE PLACAS
EN LA DISTRIBUCIÓN
DE RECµRSOS NATURALES
demás de ser responsable de las principales
características de la corteza terrestre y de
ejercer una influencia sobre la distribución y
evolución de la biota de la Tierra, el movimiento de las
placas también afecta a la formación y distribución de
algunos recursos naturales. De acuerdo con esto, los geólogos están utilizando la teoría de la tectónica de placas
para orientar la búsqueda de petróleo (véase el Enfoque
geológico 2.1) y de depósitos minerales, así como a la
hora de explicar la aparición de estos recursos naturales.
Cada vez está quedando más claro que, para poder
continuar satisfaciendo las demandas de una sociedad
global industrializada, resulta esencial la aplicación de
la teoría de la tectónica. de placas al origen y distribución
de los recursos naturales.
Fosa
Nivel
del mar
\
¡r
Movimiento en la
celda de convección
57
Astenosfera
• Figura 2.28
------· ---~-·
Se cree que el movimiento de las
placas también tiene lugar
debido a mecanismos de
«empuje de dorsal» y de «tirón
de placa» relacionados con I?
gravedad. En el tirón de placa, el
borde de la placa en subducción
desciende hacia el interior y el
resto de la placa es arrastrada
hacia abajo. En el mecan ismo de
empuje de dorsal, el magma
ascendente empuja las dorsales
oceánicas más elevada que el
resto de la corteza oceánica. De
este modo, la gravedad empuja
la litosfera oceánica, haciéndola
alejarse de las dorsales en
dirección a las fosas oceánicas.
Magma ascendente
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CAPITULO 2
TECTÓNICA DE PLA CAS: \)N A TEORfA DE U N IFI CACIÓN
Depósitos m·inerales
Muchos depósitos de minerales metálicos , como los
de cobre, oro, plomo, plata, estaño y cinc, están relacionados con la actividad ígnea y la actividad hidrotermal (agua caliente) asociada, por lo que no resulta
sorprendente que exista una estrecha relación entre los
bordes de las placas y la aparición de estos valiosos depósitos.
El magma generado por la fusión parcial de una placa en subducción asciende hacia la superficie y, a medida que se enfría, precipitan y concentran varias menas
metálicas. Muchos de los principales depósitos de minerales metálicos del m.undo están asociados con bordes
de placas convergentes, incluyendo los de los Andes, en
Sudamérica, las cordilleras costeras y las Montañas Rocosas de Norteamérica, Japón, Filipinas, Rusia y una
zona que ~e extiende desde la región del Mediterráneo
oriental hasta Pakistán._Además, la mayor parte del oro
existente en el mundo está asociado con depósitos de
sulfuros ubicados en antiguos bordes de placas converge~tes, en áreas tales co_mo Sudáfrica, Canadá, California, Alaska, Venezuela, Brasil, el sur de la India , Rusia y
Australia occidental.
Los..depósÚos de cobre situados en la p arte occidental de Norteamérica y Sudamérica son un excelente
ejemplo de la relación existente entre los bordes de placa convergentes y la distribución, concen tración y explotación de valiosas menas metálicas (• Figura 2.29).
Los depósitos de cobre más grandes del mundo se encuentran a lo largo de este cinturón. La mayoría de los
depósitos de cobre en los Andes y en la zona sur occidental de los Estados Unidos se formaron hace menos
de 60 millones de años, cuando las correspondientes placas oceánicas fueron subducidas bajo las placas norteamericana y sudamericana. El magma ascendente y los
fluidos hidrotermales asociados transportaban pequ eñas
cantidades de cobre, que estaba originalmente muy diseminado pero que terminó por concentrarse en las grietas y fracturas de las andesitas circundantes. Estos
depósitos de cobre de baja concentración contienen entre 0,2 y 2% de cobre y se extraen mediante grandes mi'nas a cielo abierto (Figura 2.29b).
Los bordes de placa divergentes también proporcionan valiosos recursos. La isla de Chipre, en el Mediterráneo , es rica en cobre y ha estado suministrando el
cobre necesario para cubrir total o parcialmente las necesidades mundiales en los últimos 3.000 años. La concentración de cobre en Chipre se formó como resultado
de la precipitación adyacente a conductos hidrotermales,
a lo largo de un borde de placas divergentes . Este yacimiento afloró a la superficie cuando el fondo marino, rico
·,
!;' ':~~~·· · ;r.
Placa
Norteamericana
Placa
det Pacífico
·1 ·
~Placa
_, ~
del Caribe
/
I
Placa
Sudamericana
• Yacimientos de cob're
Zona de ·subducción
..l.J..Lá.
..r- Borde divergente
(a)
(b)
• Figura 2.29
(~)A lo largo de la costa occidental de Norteamérica y Sudamérica se loca lizan importantes yacimientos de cobre. (b) Bingham Mine, en
Utah, es una gigantesca min a de cobre a cielo abierto cuyas reserva's se estim an en 1.700 millones de tonelada s. Cada d ía , se extraen más
de 400.000 toneladas de rocas .
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INF L U EN CIA Q E LA T E CTÓNICA D E PLACAS SOBHE LA DISTHIBU C IÓN D E LA \T IDA
en cobre, colisionó con la placa europea, lo que provocó
el abombamiento del fondo marino, formándose Chipre.
Los estudios indican que los minerales de metales
como cobre, oro, hierro, plomo, plata y cinc se están formando actualmente en forma de sulfuros en el Mar Rojo.
El Mar Rojo se está abriendo como resultado de la divergencia de placas y representa la etapa más temprana en la
formación de una cuenca oceánica (Figuras 2.l 7c y
2.18a).
INFLUENCIA
DE LA TECTÓNICA
DE PLACAS SOBRE
LA DISTRIBUCIÓN DE LA VIDA
a teoría de la tectónica de placas es tan revolucionaria y tiene unas implicaciones de tan largo
.alcance para la geología como la teoría de la evolución tuvo para la Biología en el momento de ser propuesta. Resulta curioso que fueran las evidencias fósiles
las que convencieran a Wegener, Suess y du Toit, así
como a muchos otros geólogos, de lo acertado de la hipótesis de la deriva continental. Juntas, la teoría de la tectónica de placas y de la evolución han cambiado la forma
de contemplar nuestro planeta, y no debería resultamos
sorprendente la íntima asociación que existe entre ambas
teorías. Aunque la relación entre los procesos de la tectónica de placas y la evolución de la vida es increíblemente compleja, los datos paleontológicos proporcionan
pruebas convincentes de la influencia del movimiento de
las placas sobre la distribución de los organismos .
. La actual distribución de plantas y animales no es
aleatoria, sino que está en buena medida controlada por
las barreras climáticas y geográficas. La biota terrestre
ocupa provincias bióticas, que son regiones caracterizadas por conjuntos distintivos de plantas y animales. Los
organismos existentes dentro de una de estas provincias
tienen similares requisitos ecológicos y las fronteras que
separan unas provincias de otras son, por tanto, barreras ecológicas naturale~. Las barreras climáticas o geográficas forman las fronteras de provincia más comunes,
y estas barreras están controladas en gran medida por los
movimientos de las placas.
Puesto que las provincias adyacentes suelen tener
menos de un 20 por ciento de especies en común, la diversidad global es una consecuencia directa del número
de provincias; cuantas más provincias existen, mayor es
esa diversidad global. Cuando los continentes se fragmentan, por ejemplo, se incrementa la oportunidad de
que se formen nuevas provincias, con el correspondiente
59
incremento en la diversidad. Por el contrario, cuando los
continentes se juntan, se produce el proceso opuesto. La
tectónica de placas juega así un importante papel en la
distribución de organismos y en su hisforia evolutiva.
Las complejas interacciones de los vientos y de las
corrientes oceánicas tienen una gran influencia sobre el
clima terrestre. Estas corrientes se ven influidas por el
número, distribución, topografía y orientación de los continentes. Por ejemplo, las montañas de los Andes meridionales actúan como una barrera muy efectiva para los
húmedos vientos del Pacífico que soplan hacia el este, lo
que da como resultado que al este de los Andes "meridionales exista un desierto virtualmente inhabitable. La temperatura es uno de los principales factores de limitación
para los organismos y las fronteras entre provincias reflejan a menudo barreras de temperatura. Puesto que las
temperaturas atmosférica y oceánica van disminuye11do
desde el Ecuador hasta los polos, la mayoría de las especies exhiben una fuerte fijación zonal climática. Esta fijación a la zona biótica refleja los patrones de circulación
atmosférica y oceánica latitudinales de la Tierra. Los
cambios en el clima tienen, por tanto, un profundo efecto sobre la distribución y evolución de los organismos.
La distribución de los continentes y de las cuencas
oceánicas no sólo influye sobre el viento y las corrientes
oceánicas, sino que también afecta a la provincialídad
creando barreras físicas, o caminos de paso, para la migración de los organismos. Los volcanes intraplaca, los
arcos de islas, las dorsales centrooceánicas, las cordilleras montañosas y las zonas de subducción son el resultado de la interacción entre las placas, y su orientación y
distribución influye fuertemente sobre el número de provincias y, por tanto, sobre la diversidad global. Por tanto,
la provincialidad y la diversidad serán máximas cuando
haya numerosos continentes de pequeño tamaño distribuidos en muchas latitudes distintas.
Cuando hay una barrera geográfica que separa de
repente una fauna anteriormente uniforme, las especies
pueden sufrir un proceso de divergencia. Si las condiciones en los lados opuestos de la barrera son suficientemente diferentes, las especies deberán adaptarse a las
nuevas condiciones, migrar o extinguirse. La adaptación
al nuevo entorno por parte de diversas especies puede
implicar los suficientes cambios como para que lleguen
a aparecer especies nuevas. Los invertebra.d os marinos
que podemos encontrar en los lacios opuestos del istmo
ele Panamá proporcionan un ejemplo excelente de divergencia provocada por la formación de una barrera geográfica. Antes del ascenso de esta conexión terrestre
entre Norteamérica y Sudamérica, una población homogénea de invertebrados del fondo marino habitaba los
mares poco profundos del área. Después del ascenso del
istmo ele Panamá por subducción ele la placa Pacífica,
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60
CAP ITUL O 2
T EC T ÓN I CA D E P LAC A S: !) NA T EOR Í A D E UN I F I CAC I ÓN
.. -
h ace unos 5 millones de años, la población original quedó dividida. En respuesta a los camb ios en el entorno,
evolucionaron nuevas especies en los lados opu estos del
istmo (• Figura 2.30 ).
La formación del istmo de Pan am á también ha in flu ido sobre la evolución de la fa una de m am íferos de
Norteamérica y Sudamérica. Dura n te la mayor p arte de
la era Cen ozoica, Sudam é rica era un contine n te isla
y su fa una de m a m íferos evolucion ó aislad a del resto
de las faunas del m u,n do. C u an do Norteam érica y Suda mérica qu edaron conectadas por el istmo de Panamá, la
mayor parte de los m amíferos autóctonos de Sudam érica fueron su stituidos por m amíferos inmigrantes procedentes de Norteam érica . Sorprendentem ente, sólo unos
p ocos grup os de m a m íferos de Suda m érica em igraron
hacia el norte.
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f
••
Imagine que forma parte de un equipo de exploración
minera que está estudiando un área muy prometedora
y remota de Asia central. Ya sabe que los antiguos
bordes de p lacas convergentes y divergentes suelen
ser buenos lugares de aparición de yacimientos de
menas minerales. ¿Qué evidencias buscaría para
determinar si el área que está explorando puede ser
una antiguo borde de placas convergente o
divergente? ¿Hay algo que pueda hacer antes de
visitar el área y que pueda ayudarle a determinar cuál
es la geología del área?
/
Especies del Pacífic o
Especies del Caribe
... ..
•;
..
Mar d el
Caribe
Océano
Pacífico·
O 500 km ,
[___)
(a)
(b)
• ~~9~!ª ~:~~- ------·---------·· --- ·-- -----------· _______________,,___ _
(a) El istmo d e F'anamá form a una barrera q ue divide una fa una q ue ant erio rmente era uniforme. (b) Divergencia de especies de
mo luscos después de la formació n d el istmo de Panamá. Cada una de las parej as pertenece al mismo género, pero se trata de especies
d istintas.
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· R ES U MEN D E L CA PI T UL O
61
~
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
El concepto de movimiento continental no es
nuevo. Los primeros mapas que mostrabán la
similitud entre la costa este de Sudamérica y la
costa oeste de África proporcionaron la primera
evidencia de que los continentes podrían haber
estado una vez unidos y haberse separado
posteriormente.
• Generalmente, se atribuye a Alfred Wegener el
desarrollo de la hipótesis de la deriva continental.
Este científico proporcionó abundantes evidencias
geológicas y paleontológicas para demostrar que los
continentes estuvieron una vez unidos en un único
supercontinente que él denominó Pangea.
Desafortunadamente, Wegener no pudo explicar por
qué se movían los continentes, así que la mayoría
de los geólogos ignoró sus ideas.
La hipótesis de la deriva continental renació
durante la década de 1950 cuando el estudio
paleomagnético de las rocas indicó la presencia de
múltiples polos norte magnéticos, en lugar de uno
sólo, como hay hoy en día. Esta paradoja se resolvió
construyendo un mapa hipotético y desplazando los
continentes a diferentes posiciones, con lo que se
hicieron coherentes los datos paleomagnéticos con
la existencia de un sólo polo norte magnético.
• Los análisis magnéticos de la corteza oceánica
revelaron la presencia de anomalías magnéticas en
las rocas, indicando que el campo magnético
terrestre se había invertido varias veces en el
pasado. Puesto que las anomalías son paralelas y
forman cinturones simétricos adyacentes a las
dorsales oceánicas, era preciso que se hubiera
formado nueva corteza oceánica a medida que el
fondo marino se expandía.
• La expansión del fondo marino ha sido confirmada
por la datación de los sedimentos depositados sobre
la corteza oceánica y por la datación radiométrica
de las rocas de las islas oceánicas. Dichas
dataciones revelan que la corteza oceánica es más
antigua a medida que aumenta su distancia con
respecto a las dorsales en expansión.
• La teoría de la tectónica de placas comenzó
a ser ampliamente aceptada en la década de 1970
debido a las abrumadoras evidencias que la
apoyaban y debido a que proporciona a los
geólogos una importante teoría para explicar
fenómenos tales como el volcanismo, la actividad
sísmica, la formación de montañas , los cambios
climatológicos globales, la distribución de la
biota terrestre y la distribución de los recursos
minerales.
• El ciclo del supercontinente indica que la totalidad
de las masas terrestres , o la mayor parte de ellas, se
junta, se fragmenta y se vuelve a juntar en un ciclo
que abarca unos 500 millones de años .
• Se considera que existen tres tipos de bordes entre
placas: bordes divergentes, en los que las placas se
alejan una de la otra; bordes convergentes, en los
que dos placas colisionan, y bordes transformantes,
en los que dos placas se deslizan una respecto a la
otra.
• Podemos reconocer los antiguos bordes entre placas
por sus conjuntos de rocas y estructuras geológicas
asociadas. Para los bordes divergentes, estas
estructuras pueden incluir valles de rift con
secuencias sedimentarias de gran espesor y grandes
diques y sills. Para los bordes convergentes, las
ofiolitas y las rocas andesíticas son dos
características distintivas. Las fallas transformantes
no dejan, generalmente, ninguna característica
distintiva en el registro geológico.
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CAP(TULO 2
TECTÓN I CA DE PLA CA S: UNA T E ORÍA D E UNI F ICA C IÓN
piensan que la principal fuerza motriz es algún tipo
de sistema de convección de calor.
La velocidad media de movimiento y el movimiento
relativo entre las placas pueden calcularse de varias
formas. Los resultados de los diferentes métodos
concuerdan e indican que las placas se mueven con
distintas velocidades medias.
El movimiento absoluto de las placas puede
determinarse a partir del desplazamiento de las
placas sobre las plumas del manto. Una pluma del
manto es una columna aparentemente estacionaria
de magma que se eleva hasta la superficie, donde se
convierte en un punto caliente y da origen a un
volcán .
Aunque todavía es necesario desarrollar una teoría
completa del movimiento de las placas, los geólogos
Existe una estrecha relación entre la formación de
algunos yacimientos minerales y petrolíferos y los
bordes entre placas. Además , la formación y
distribución de algunos recursos naturales están
relacionadas con el movimiento de las placas.
• La relación entre los procesos de la tectónica de
placas y la evolución de la vida es muy compleja.
La distribución de plantas y animales no es
aleatoria, sino que está controlada en gran medida
por las barreras climatológicas y geográficas, que a
su vez dependen bastante del movimiento de las
placas.
Términos clave
anomalía magnética (pág. 41)
borde transformante (pág. 52)
borde convergente continentalcontinental (pág. 50)
bordes convergentes (pág. 49)
bordes divergentes (pág. 48)
borde convergente oceánicocontinental (pág. 49)
borde convergente oceánico-oceánico
(pág. 49)
celda de convección térmica (pág. 41)
deriva continental (pág. 34)
expansión del fondo oceánico (pág. 41)
falla transformante (pág. 52)
flora de Glossopteris (pág. 32)
Gondwana (pág. 32)
inversión magnética (pág. 40)
laurasia (pág. 35)
paleomagnetismo (pág. 38)
pangea (pág. 34)
·
punto caliente (pág. 53)
punto de Curie (pág. 39)
teoría de la tectónica de placas (pág.
44)
Cuestiones de repaso
1.
La persona a la que se atribuye el desarrollo de la
hipótesis de la deriva continental es:
a.
Wilson;
b.
Wegener;
c.
Hess;
d.
du Toit;
e.
Vine.
2.
El nombre de supercontinente que se formó al
final de la era Paleozoica es:
a.
Laurasia;
b.
Gondwana ;
c.
. Panthalassa;
d.
Atlantis;
e.
Pangea.
3.
Los puntos calientes y las grietas asísmicas
pueden utilizarse para determinar:
a.
la ubicación de los bordes de placa
divergentes;
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b.
el movimiento absoluto de las placas ;
c.
la ubicación de las anomalías
magnéticas en la corteza oceánica;
d.
el movimiento relativo de las placas;
e.
la ubicación de los bordes entre placas
convergentes.
4.
La subducción tiene lugar a lo largo de los
bordes:
a ._ _ _ divergentes;
b ._ _ _ transforman tes;
c. ___ convergentes; d. _ _ _respuestas a y b;
e. _ _ _respuestas a y c.
5.
Se cree que el mecanismo responsable del
movimiento de las placas es:
a.
la isostasia;
A C TIV I DAD ES E N LA W ORLD WIDE WE B
b.
c.
d.
e.
la rotación de la Tierra;
las celdas de convección térmica;
el magnetismo;
la deriva polar.
6.
¿De qué tipo de borde entre placas es un ejemplo
la falla de San Andrés?:
a.
divergente;
b.
convergente;
c.
transforman te;
d.
oceánico-continental;
e.
continental-continental.
7.
Las fronteras de provincias bióticas más comunes
son:
a.
las barreras geográficas;
b.
las barreras biológicas;
c.
las barreras climatológicas;
d.
respuestas a y b;
e.
respuestas a y c.
8.
9.
10.
d.
e.
Los bordes de placa convergentes son zonas en
las que:
a.
se está formando nueva litosfera
continental;
b.
se está formando nueva litosfera
oceánica;
c.
dos placas se juntan;.
dos placas se deslizan una con respecto
d.
a la otra;
dos placas se alejan entre sí.
e.
Los minerales de hierro en el magma se
magnetizan y se alinean con el campo magnético
cuando se enfrían hasta el:
a.
punto de C urie;
punto de anomalía magnética;
b.
c.
p unto de convección térmica;
punto caliente;
punto isostático.
11.
Utilizando la edad de las islas hawaianas que se
muestrá en la Figura 2.25 y un atlas en el que
pueda medir la distancia entre unas islas y otras,
calcule la velocidad media de movimiento por
año de la placa del Pacífico desde que se formó
cada isla. ¿Es la velocidad media de movimiento
igua l para todas las islas? ¿Cabría esperar que lo
fu era? Razone su respuesta.
12.
¿Qué evidencia convenció a Wegener de que los
continentes estuvieron una vez juntos y
posteriormente se separaron?
13.
Estime la edad de la corteza oceánica y la edad· y
el espesor del sedimento más antiguo cerca de Ja
costa este de los Estados Unidos (por ejemplo en
Virginia). Al hacerlo, consulte la Figura 2.14 para
ver las edades y consulte las velocidades de
acumulación de sedimentos marinos indicadas en
este capítulo.
14.
¿Cómo han afectado los procesos de la tectónica
de placas a la formación y distribución de los
recursos naturales?
.
15.
Si la velocidad media del movimiento a lo largo
de la falla de San Andrés, que separa la placa
del Pacífico de la placa norteamericana,
es de 5,5 centímetros por año, ¿cuánto se tardará
e n que Los Ángeles y San Francisco se junten?
16.
¿Por qué la tectónica de placas es la teoría
unificadora de la geología?
17.
¿Por qué se pien sa que la principal fuerza . motriz
del movimiento de las placas es algú n tipo de
sistema de convección térmica?
18.
Explique cómo afecta la tectónica de placas a la
evolución de la vida.
19.
¿Qué es el ciclo del supercontinente? ¿Quién
propuso este concepto y qué tipo de datos
biológicos eran necesarios para demostrar dicho
concepto?
20.
Explique por qué se incrementa la diversidad
global al incrementarse el número de provincias
bióticas. ¿Cómo afecta el movimiento de las
placas al número de provincias bióticas?
'
Los análisis magnéticos de las cuencas oceánicas
indican que:
a.
la corteza oceánica es más joven en las
proximidades de las dorsales centrooceánicas
b.
la corteza oceánica es más antigua en
las proximidades de las dorsales oceánicas;
c.
la corteza oceánica es m ás joven cerca
de los continentes;
d.
la corteza oceánica tiene la misma edad
en todas partes;
e.
respuestas b y c.
63
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Minerales,
los formadores
de las rocas - ·
CAPÍTULO 3
ESQUEMA
DEL CAPITULO
~
Introducción
¿Qué es la materia?
¿Qué són los minerales?
¿Cuántos minerales existen?
GEOLOGÍA EN LUGARES
INESPERADOS: Las joyas de la Reina
Grupos de minerales reconocidos por los
geólogos
/
Propiedades físicas de los minerales
ENFOQUE GEOLÓGICO 3.1: Cristales
minerales
¿Cómo se forman los minerales?
¿Qué son los minerales formadores de
rocas?
l
Recursos y reservas naturales
Geo-Recapitulación
Estas perlas negras, _valorad as en unos 13.000 d órales, están
expuestas en Maui Pearls, en la ciudad de Avarua en la isla de
Rarotonga, que form¡;¡ parte de las islas Cook del Pacífico Sur:
Las perlas están compuestas principalmente del mine ral aragonito.
A diferencia de otras piedras preciosas, están prácticam e nte listas
para ser utilizadas desde e l m omento e n que se e ncue ntran.
Fuente: Sue M onroe
66
C A PÍTULO
3
M I NE R1I LES , LOS F O R MA D ORES D E L AS R O CA S
ormal m ente, utilizamos el térmi no mi nera l
para las s_usta ncias ali menticias que necesitamos para una buena nutrición, como por
ejemplo, ca lcio, hierro y magnesio, pero estos son, en rea lidad, elementos químicos, no m inera les, al menos en el sentido geo lógico. También sabemos que los min_era les son inorgán icos; sin embargo, no todas las sustancias
ino rgán icas son mi nera les. El agua y el vapor de agua son
inorgán icos, pero ninguno de el los es un m ineral; el hie lo, si n
embargo, es un mineral. Los minerales son só lidos, nunca líquidos o gases. Por tanto, los minerales son sólidos inorgánicos producidos de forma natural que se caracterizan ade- ·
más P.º~ se r crista linos, lo que significa que sus átomos están
dispuestos de una manera específica. Por el contrario, el vi- .
drio no tiene esa estructura inte rn a ordenada. Los m inera les
también poseen una composición quím ica definida, pero no
fija, y propiedades f ísicas características, como el color, la
du reza y la densidad. Examinaremos todas las partes de esta
I
defin ición, bastante larga, más adelan_te en este capítu lo .
Es evidente la importancia de los m inera les en muchas
actividades humanas. Los depósitos minerales de los que dependemos para sostene r nuestras sociedades industria liza das son concentraciones naturales de m inera les y rocas . El
minera l de hierro, los mi nera les industriales ut ilizados como
abrasivos, el cristal· y el cemento, así como lb s minera les y
rocas necesarios como sup lementos en la alimentación de
los animales y fertilizantes, son esencia les para nuestro bienestar económico. Los países industria lizados deben gran parte de su éxito económico a la d isponibilidad de abundantes
recursos naturales, aunque deben importar algunas materias
primas importantes, lo que explica los lazos políticos y económicos con otros países.
Una razón importante para estudiar los minera les es que
son los bloques constituyentes de las rocas, de manera que
las rocas, con pocas excepciones, son combinaciones de uno
o má s m inerales. El granito , por ejemplo, está formado de
porcentajes específicos de minera les conocidos como cuarzo y fe ldespatos junto con otros minerales en menor cantidad . En varios de los capítu los sigu ientes hablaremos algo
más sobre la importancia de los minera les en la identificación y clasificación ~ e las rocas.
Algunos minera les resu ltan atractivos y son buscados ansiosamente por coleccionistas pri vados y para exposiciones
en muse~s (• Figura 3 .1a). Otros minerales son conocidos
como gemas, es d ecir, minerales o pied ras preciosas o se-
(b)
(a)
• Figura 3.1
(a) Tu rma lina y cuarzo (inco loro) de la mi na Himalaya, con dado de
San D iego, Ca liforn ia . (b) El co lgante d e dia mante en este co llar, ·
q ue se encu ent ra en la Smithson ian lnstituti o n, es el di ama nte de
68 q uilates de Vict o ria Transvaal, de Sudáfrica. (c) Au nque el ámbar
se a un a sust ancia org áni ca , no obst ante es valorad o co mo una
p ied ra sem ipreciosa.
© Cengage learn ing Paraninfo
(e)
¿QUÉ ES LA MAT E RI A?
67
mipreciosas utilizados con propósitos decorativos, especialmente en joyería. Las piedras preciosas, como el diamante
(Figura 3.1 b), el rubí, el zafiro y la esmeralda son las más deseadas y las más caras. Mucha gente posee piedras preciosas
pequeñas, y quizá algunas semipreciosas, como el granate y
la turquesa. La tradición popular asociada a las gemas, como
su relación con el mes de nacimiento de una persona, las
hace aún más atractivas para mucha gente.
El ámbar y la perla se incluyen entre las piedras semipreciosas pero, ¿son realmente minerales? El ámbar es resi na (savia) endurecida de árboles coníferos y, por tanto, una
sustancia orgánica y no un mineral, pero, sin embargo, es
muy preciado como «piedra» decorativa (Figura 3.1c). Es más
famosa en la región del mar Báltico, donde las culturas ado-
radoras del sol, percatándose de su translucidez dorada, parecida a los rayos del sol, pensaban que poseía poderes místicos. Las perlas se forman cuando los moluscos, como las
almejas o las ostras, depositan sucesivas capas de diminutos
cristales minerales alrededor de algo irritante, quizá un grano de arena. La mayoría de las perlas son de un blanco brillante, pero algunas son gris plateado, verdes o negras
(véase la foto al principio del capítulo).
De lo visto hasta ahora, tenemos una definición formal
del término mineral y sabemos que los minerales son los
constituyentes básicos de las rocas. Ahora, estudiemos más
profundamente de qué están formados los minerales teniendo en cuenta la materia, los átomos, los elementos y los
enlaces.
¿Q~É ES LA MATERIA?
nes, que son eléctricamente neutros (Figura 3.2). El núcleo es sólo un 1/ 100.000 del diámetro de un átomo, pero
aún así contiene virtualmente toda su m asa. Los electrones , partículas con una carga eléctrica negativa ; orbitan rápidamente alrededor del núcleo a distancias
específicas en una o más capas. Los electrones determinan el modo en que un átomo interactúa con otros átomos, pero el núcleo determina cuántos elecfrones tiene
un átomo, porque los· protones de carga positiva atraen y
mantienen los electrones de carga negativa en sus órbitas.
ualquier cosa que tenga masa y ocupe espacio
es materia. De acuerdo con esto, el agua, las
plantas,·los animales, la atmósfe¡a, y .los minerales y las rocas, están compuestos de materia. Los físicos reconocen tres es tados o fases de la materia:
líquidos, gases y sólidos* . Los líquidos , como el agua su ,
perfícial y subterránea, así como los gases atmosféricos,
son importantes en los estudios de varios procesos de la
superficie, como el agua corriente y el viento, pero aquí,
nuestra mayor preocupación son los sólidos, porque, por
definición, los minerales son sólidos.
Átomos y elementos
La materia está formada de elementos químicos 1 que a su
vez están compuestos de átomos, ·las unidades de materia
más pequeñas que mantienen las c;aracterísticas de un elemento e n particular (• Figura 3.2). Es decir, los elementos no pueden transformarse en sustancias diferentes,
excepto a través un a descomposición radiactiva (tratada
en el Capítulo 17). Por tanto, un elemento está formado
por átomos, todos eillos con las mismas propiedades. Los
científicos han descubierto 92 elementos producidos de
forma natural, algunos de los cuales enumeramos en la
Tabla 3.1, y otros han sido producidos en laboratorios (véase Apéndice B). Todos los elementos naturales y la mayoría de los artificiales tienen un nombre y un símbolo, por
ejemplo, oxígeno (O), aluminio (Al) y potasio (K) .
En el centro de un átomo hay un pequeño núcleo
formado por una o más partículas, conocidas como protones, que tienen una carga eléctrica positiva, y neutro• En rea lidad, los científicos reconocen un cuarto estado de la materia, conocido como pl asma, un gas ionizado como el existe nte en fluorescentes y
luces de neón, y a materia en el Sol y las estrellas.
• Figura 3.2
Estructura de un átomo.. El núcleo denso compuesto de protones
y neutrones está rodeado de una nube de e lectrones en sus
respectivas ó rbitas.
© Cengage Learning Paraninfo
68
C APITULO 3
Tabla 3.1
--- ...
M I NERALES , L O S FO R MA DOR ES DE LAS ROCAS
---·
.
-- -- --------
·-·-- ·----- -
Símbolos, números atómicos y configuraciones
de electrones de algunos de los elementos
que se encuentran en la naturaleza
Elemento
Símbolo
Número
atómico
Número
de electrones
en cada capa
1
2
3
Hidrógeno
H
1
Helio
He
2
2
Litio
Li
3
2
Berilio
Be
4
2
2
Boro
B
5
2
3
Carbono
c
6
2
4
Nitrógeno
:N
7
2
5
O xígeno
o
8
2
6
Fl úor
F
9
2.
7
Neón
Ne
2
Sodio
Na
2
8
8
8
8
2
8
4
2
8
5
1
Azufre
s\
10
11
12
13
14
15
16
2
8
6
Cloro
CI
17
2
8
7
Argón
Ar
18
2
8
8
Potasio
K
19
2
8
Calcio
Ca
20
2
8
8
8
Magnesio
Mg
Aluminio
Al
Silicio
Si
p
Fósfo~o
El número de protones de su núcleo determina la
identidad de un átomo y su n úmero atóm ico . El hidrógeno (H) , por ejemplo, tiene 1 protón en su núcleo y, por
tanto, tiene un número atómico de 1. El núcleo de los
átomos del helio (He) posee 2 protones, mientras que
los del carbono (C) tienen 6 y el uranio (U) 92, por lo
qu e sus números atómicos son 2, 6 y 92, respectivamente. Los átomos también tienen un número de m asa
atómica, que es la suma de los protones y neutrones del
n úcleo Oos electrones aportan una masa insignificante
a los átomos) Sin embargo, átomos del mismo elemento
químico podrían tener números másicos diferentes , porque el n úmero de neutrones puede variar. Todos los átomos de carbono (C) tienen 6 protones -:-si no, no sería
carbono-, pero el número de protones y neutrones puede ser 12, 13 ó 14. Por tanto , conocemos tres tipos de
carbono,. que llamamos isótopos(• Figura 3.3), cada uno
de ellos con un número de masa atómica diferente.
© Cengage Learning Paraninfo
2
2
4
1
2
3
2
Los isótopos de carbono, o los de cualquier otro elemento, tienen el mismo comportamien to químico; por
ejemplo, el carbono 12 y el carbono 14 están ambos presentes en el dióxido de carbono (C0 2 ). Sin embargo, algunos isótopos son radiactivos , lo que significa que se
descomponen o se transforman en otros elementos de
forma espontánea. El carbono 14 es radiactivo , mientras
que el carbono 12 y el carbono 13 no lo son. Los isótopos radiactivos son importantes para determinar la edad
absoluta de las rocas (véase el Capítulo 17) .
Enlaces y compuestos
Las interacciones entre los electrones que hay alrededor
de los átomos pueden dar como resultado que dos o más
átomos se unan, proceso con ocido como enlace. Si los
átomos de dos o más elementos se unen, la sustancia resultante es un compu esto . El oxígeno gaseoso está com-·
¿QUÉ ES LA MATE RI A?
69
• Figura 3.3
12 C (Carbono 12)
13C (Carbono 13)
puesto sólo por átomos de oxígeno y es, por tanto, un elemento, mientras que el mineral de cuarzo, que está formado de átomos de silicio y oxígeno, es un compuesto.
La mayoría de los minerales son compuestos, aunque el
oro, el platino, entre otros, son excepciones importantes.
Para comprender los enlaces, es necesario profundizar en la estructura de los átomos . Recordemos que los
electrones de carga negativa orbitan alrededor del núcleo de los átomos en capas electrónicas. Con la excepción del hidrógeno , que sólo tiene un protón y un
1
electrón, la capa de electrones más interna de un átomo
contiene sólo dos electrones. Las otras capas contienen
diversos números de electrones , pero la capa externa
nunca tiene más de ocho (Tabla 3 . 1). Los electrones de
la capa externa son aquellos que normalmente están implicados en el enlace químico.
)
Dos tipos de enlaces químicos , iónico y covalente,
son p articularmente importantes en los minerales, y muchos minerales contienen ambos tipos. Otros dos tipos
de enlaces químicos, metálico y de van der Waals, son
mucho menos comunes, pero extremadamente importantes a la hora de determinar las propiedades de algunos
minerales útiles.
,
Enlace íóníco. Véase en la Tabla 3.1 que la mayoría
de los átomos tienen menos de ocho electrones en su
capa de electrones externa. Sin embargo, algunos elementos, incluidos el neón y el argón, tienen capas externas completas con ocho electrones ; debido a esta
configuración de electrones , estos elementos, conocidos como gases nobles, no reaccionan fácilmente con
otros elementos para formar compuestos. Las interacciones entre los á tomos tienden a producir configuraciones de electrones parecidas a las de los gases nobles.
Es decir, los á tomos interactúan de manera que su capa
de electrones externa se complete con ocho electrones,
a menos que la primera capa (con dos electrones) sea
también la capa externa, como en el helio.
Una manera de conseguir la configuración de .un gas
noble es mediante la transferencia de uno o más electrones de un átomo a otro. La sal común está compues-
14 C (Carbono 14)
Representación esquemática de
los isótopos del carbono. Su
número at ómico es el 6 y su
número de masa atómica es 12,
13 ó 14, dependiendo del
número de neutro nes en su
núcl eo.
ta por los elementos sodio (Na) y cloro (Cl); estos elementos son venenosos, pero cuando se combinan químicame nte forman el compuesto cloruro de sodio
(NaCl), más conocido como el mineral halita. Véase en
la • Figura 3.4a que el sodio tiene l l protones y 11 electrones ; por tanto , las cargas eléctricas positivas de los
protones quedan equilibradas por las cargas negativas de
los electrones y el átomo es. eléctricamente neutral. Del
mismo modo, el cloro, con 17 protones y 1 7 electrones,
es eléctricamente neutral (Figura 3.4a). Pero ni el sodio
ni el cloro t.i enen 8 electrones en su capa de electrones
externa; el sodio sólo tiene 1, mientras que el cloro tiene
7. Para conseguir una configuración estable, el sodio
pierde el electrón de su capa de electrones externa, dejando su siguiente capa de 8 electrones como la externa.
(Figura 3.4a). Ahora, el sodio tiene un electrón menos
(carga negativa) que protones (carga positiva), por lo que
es un ion eléctricamente cargado y tiene como símbolo
Na +.
El electrón perdido por el sodio se transfiere a la
capa de electrones externa del cloro, que tenía 7 electrones en un principio. La adición de un electrón más
le da al cloro una capa de electrones externa de 8 electrones , la configuración de un gas noble . Pero su número total de electrones es ahora de 1'8, lo que excede
en 1 el número de protones. Por consiguiente, el cloro
se convierte también en un ion, pero de carga negativa
(Cl-). Se forma un enlace iónico entre el sodio y el
cloro debido a la fuerza atrayente entre el ion de sodio
de carga positiva y el ion de cloro de carga negativa (Figura 3.4a).
En los compuestos iónicos , como el cloruro de sodio (mineral halita), los iones están dispuestos en una
estructura tridimensional que da lugar a una neutralidad
eléctrica total. En la halita, los iones de sodio están unidos a los iones de cloro por todos lados; de forma similar,
los iones de cloro están rodeados de iones de sodio (Figura 3.4b).
Enlace covalente. Los enlaces covalentes entre átomos se for~an cuando sus capas de electrones ·se super© Cengage Learning Paraninfo
CAPITULO 3
M I NEHALES, LOS FORMADORES DE LAS ROCAS
Transferencia de un electrón
Cloro (Ci-)
Sodio (Na+)
(a)
• Figura 3.4
(a) Enlace iónico. El electrón de la
capa más externa del sodio se
transfi ere a la capa de electrones
más exte rn a del cloro. Una vez que
la transferencia se ha producido, el
sodio y el cloro son iones ca rgados
positivamente y negativame nte,
respectivamente. (b) Est ructura
cristalina del cloruro de sodio, el
mineral halita. El esquema de la ·
izquierda m uestra el ta maño
rel ativo de los iones de sod io y
cloro, y el esquema de la derecha
muestra las ubicacio nes de los
iones en la estructura crista lina.
(b)
ponen y comparten electrones. Por ejemplo, á tomos del
mismo elemento, como por ejemplo el carbono, no pueden enlaza rse· transfiri endo electrones de un á tomo a
otro. El carbono (C), que forma los minerales grafito y
diamante, tiene cuatro electrones e n su capa de electrones externa (• Figura 3.5a). Si transfiriéramos estos cua-
(a)
tro electrones a otro átomo de carbono, el átomo qu e los
recibiera tendría la configuración de gas noble de ocho
electrones en su capa de electrones externa, pero el átomo que los aporta no. En dichas situaciones, átomos adyacentes comparten electrones superponiendo sus capas
de electrones. Por ejemplo , un átomo de carbonó en un
(b)
• Figura 3.5
(a) Enlaces cova lentes formados por átomos adyacentes que comparten electrones en forma de diamante. (b) El en lace covalente también
se produce en el.g raf ito, pero aquí los átomos de ca rbono se enl azan para formar juntos hojas que se unen entre sí por medio de en laces
de van der Waals . Las hojas por sí mismas son fuerte,s, pero los enlaces entre ellas son débiles.
© Cengage Learning .Paraninfo
¿ QU É SO N LOS MI N ER A L ES?
diamante comparte los cuatro electrones de su capa externa con un vecino para producir una configuración de
gas noble estable (Figura 3.5a).
Los enlaces covalentes no están restringidos a sustancias compuestas de átomos de una única clase. Entre
los minerales más comunes, los silicatos (estudiados más
adelante en este capítulo), el elemento silicio forma enlaces parcialmente covalentes y parcialmente iónicos con
el oxígeno.
Enlaces metálicos y de van der Waals.
El enlace
metálico es el resultado de un forma extrema de compartir electrones. Los electrones de la capa de electrones externa de metales como el oro, la plata y el cobre se
mueven fácilmente de un átomo a otro. Esta movilidad
de electrones explica el hecho de que los metales tengan
un brillo metálico (su apariencia al reflejo de la luz) , proporcionen una buena conductividad térmica y eléctriea y
puedan cambiar fácilmente de forma . Sólo unos pocos
mineraJ-es poseen enlaces metálicos , pero aquellos . que
los tienen son muy útiles; el cobre, por ejemplo, se utiliza para el cableado eléctrico gracias a su alta conductividad eléctrica.
Algunos átomos y moléculas eléctricamente neu~
tros * no tienen electrones disponiblfs para un enlace
iónico , covalente o metálico. Sin embargo, existe una
débil fuerza atrayente entre ellos, llamado enlace residual o de van der Waals , cuando están próximos. Los
átomos de carbono del mineral de grafito están enlazados de form a covalente pa ra formar láminas, pe ro las láminas se mantienen unidas débilmente mediante
enlaces de van der Waals (Figura 3.5b). Este tipo de enlace hace que el grafito sea útil para las minas de los lápices ; cuando movemos un lápiz por un trozo de papel,
se desprenden- pequeños trozos de grafito a lo largo de
los planos unidos por los enlaces de van der Waals y se
adhieren al papel.
¿QUÉ SON LOS MINERALES?
emos definido un mineral como un sólido
cristalino, natural, inorgánico, con una composición química pero no fija , definida y propiedades físicas características. Además, sabemos por la
· ~ Una moléc ul a es la unidad más pe~ ueña de un a sustancia que ti ene las
propiedades de ·esa sustancia. Una moléc ula de agua (H 2 0 ), por eje mplo,
posee dos átomos de hidrógeno y un átomo de oxígen?.
71
sección anterior que la mayoría de los minerales son
compuestos de dos o más elementos enlazados químicamente, como en el cuarzo (Si0 2 ). En las siguientes secciones, examinaremos cada parte de la definición formal
del término mineral.
Sustancias inorgánicas producidas
naturalmente
El criterio producidas naturalmente excluye de los minerales todas las sustancias fabricadas por el hombre, como
los diamantes y rubíes sintéticos. Este criterio es particularmente importante para aquellos que compran y venden piedras preciosas, la mayoría de las cuales son
minerales, porque algunas sustancias fabricadas por el
hombre son muy difíciles de distinguir de las gemas naturales.
Algunos geólogos creen que el término inorgánico
de la definición de mineral es innecesario. Nos recuerda
que la materia animal y la materia vegetal no son minerales . Sin embargo, algunos organismos, incluidos los corales , las almejas y cierto número de otros anim ales y
plantas, construyen sus conchas del compuesto carbonato cálcico (CaC0 3 ), que puede ser el mineral aragonito o calcita, o sus conchas están hechas de dióxido de
silicio (Si0 2 ) como en el cuarzo.
Cristales minerales
Por definición , los minerales son sólidos cristalinos en
los que los átomos constituyentes están dispuestos en
una estructura tridimensional (Figura 3.4b). Bajo condiciones ideales, como por ejemplo en una cavidad, los cristales minerales pueden crecer y formar cristales perfectos
que tengan superficies planas (caras de cristal), vértices
afilados y aristas rectas (• Figura 3.6). En otras palabras,
la forma geomé trica regular de un cristal mineral bien
formado es la manifestación exterior de una disposición
atómica interna ordenada. No todas las sustancias rígidas son sólidos cristalinos; el cristal natural y manufacturado carece de la disposición ordenada de átomos y se
dice que es amorfo, lo que significa «sin forma».
Cristalino se refiere a un sólido con una disposición
de á tomos tridimensional regular, mientras que un cristal es una forma geométrica con caras planas, vértices
afilados y aristas rectas. Por tanto, un cristal es la manifestación externa de una estructura cristalina. Sin embargo, no todos los sólidos cristalinos dan lugar a
cristales bien formados , porque cuando se forman muchos cristales y crecen unos junto a otros, forman un
mosaico entrelazado en el que 10s cristales individuales
hose ven (• Figura 3. ?a, b). Entonces , ¿cómo sabemos
que el mineral de la Figura 3. 7b es realmente cristalino?
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72
CAP I TULO
3
MI
ERALES , LOS FORM(\DORES DE LAS ROC/\S
/h
/
)
/
(b)
(a)
• Figura 3.6
(d)
(e)
-- - - -
Los cristales minerales aparecen en diversas formas . (a) Cristales cúbicos típicamente desarrollados en los minerales halita y galena . (b) Este
cristal con 12 caras pentagonales es un piritoedro encontrado en el mineral pirita. (c) El diamante tiene cristales octa édricos o de ocho
lados. (d) En el cuarzo se encuentra un prisma terminado por pirám ides.
Los rayos X y la luz transmitida a través de cristales minerales o de sólidos cristalinos se comportan de un modo
predecible, qu e proporciona una evidencia convincente
para una estructura interna ordenada.
Otra manera de determinar que los mineral es sin
cristales evidentes son realmente cristalinos es por su
exfoliación , la propiedad de romperse o dividirse' repetidamente a lo largo de planos lisos estrechamente espaciados. No todos los minerales tienen planos de exfoliación, pero muchos sí, y tal regularidad indica, ciertamente,
que la división está controlada por la estructura interna.
Ya en el año 1669, el científico danés Nicholas Steno
determinó que los ángulos de intersección de caras de
cristal equivalentes en diferentes especímenes de cuarzo
eran idénticos. Desde entonces, esta constancia de ángulos inteifaciales se ha demostrado en muchos otros mine-
rales , sin importar su tamaño, forma, edad o incidencia
geográfica (Figura 3. 7c). Steno postuló que los cristales
minerales están formados de bloques constituyentes idénticos muy pequeños, y que la disposición de estos bloques
determina la forma externa de los cristales minerales, una
propuesta que ha sido verificada desde entonces.
Composición química de los minerales
La composición de los minerales se muestra mediante
una fórmul a química, que es una manera adecuada de
indicar los números de átomos de diferentes elementos
que forman un mineral. El mineral de cuarzo está formado por un átomo de silicio (Si) por cada dos átomos
de oxígeno (O ) y, por tanto , su fórmula es Si02 ; el número indica el número de átomos . La ortosa está compues-
• Figura 3.7
(a) Cuarzo ahumado
(b) Cuarzo rosado
....__,,
....__,,
120º
""120º
t
t
(e)
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"'--"'
120º
120°
""120°
)120°
(a) Cristal bien fo rmado del cuarzo
ahumado. (b) Espécimen de cuarzo rosa
en el que no se pueden ve r los cristales.
(c) Vistas laterales y secciones
transversa les de cristales de cuarzo que
muestran la consta ncia de ángulos
interfaciales. Cristal bien formado
(izquierda), cristal bien formado más
grande (centro) y cristal mal formado
(derecha). Los ángulos entre las caras
equivalentes del cristal en especímenes
diferentes del mismo mineral son los
mismos a pesar del tamaño, de la edad,
de la forma o de la ubicación geográfica
de los especímenes. Fuente: (a) y (b), Sue
Monroe.
¿CUÁNT OS MI NE RAL E S EXI STEN?
ta de un á,tomo de potasio, uno de aluminio, tres de silicio y ocho de oxígeno, por lo que su fórmula es KA1Si 30 8 •
Algunos minerales conocidos como elementos nativos están formados por un único elemento y son, entre otros, la
plata (Ag), el platino (Pt), el oro (Au) y el grafito y el diamante, ambos compuestos de carbono (C).
La definición de mineral contiene la frase composición química definida pero no fija porque algunos minerales tienen en realidad un rango de composiciones. Para
muchos minerales , la composición química no varía. El
cuarzo está compuesto sólo de silicio y oxígeno (Si0 2 ) y
la halita sólo contiene sodio y cloro (NaC l). Otros minerales tienen un rango de composiciones porque un elemento puede sustituirse por otro si los átomos de dos o
más elementos son prácticamente del mismo tamaño y
carga. Véase en la • Figura 3.8 que los átomos de hierro
y de magnesio son más o menos del mismo tamaño; por
tanto, pueden sustituirse el uno por el otro. La fórmula
química del olivino es (Mg,Fe) 2 Si0 4 , lo que significa
que, además de silicio y oxígeno, puede contener sólo
magnesio, sólo hierro o una combinación de ambos.
Existe un cierto número de otros minerales que ~ambién
tienen un rango de composiciones, son en reali,dad grupos minerales con varios miembros.
73
Propiedades físicas de los minerales
El último criterio de nuestra definición de mineral,
propiedades físicas características, se refiere a propiedades como la dureza, el color y la forma del cristal.
Estas propiedades están controladas por la composición
y la estructura. Hablaremos algo más sobre las propiedades físicas de los minerales más adelante en este capítulo.
¿CUÁNTOS MINERALES
.EXISTEN?
os geólogos han identificado y descrito más de
3.500 minerales, pero sólo unos· pocos -quizá
dos docenas- son comunes. Podríamos pensar
que de 92 elementos producidos por la naturaleza, se podría formar un número extremadamente elevado de minerales, pero existen varios. factores que. limitan el
número posible. Por un lado, muchas combinaciones de
elementos sencillamente no se producen; por ejemplo ,
Iones cargados
negativamente
Iones cargados
positivamente
1+
2+
3+
4+
.0,39
0,26
.Calcio
Aluminio
Silicio
0,63
0,49
Hierro2+
Hierro3 +
0,99
Oxígeno
Flúor
Sodio
O, 15
Azufre
Carbono
Cloro
0,72
1 Ángstrom = 10- 8 cm
Magnesio
• Figura 3.8
·- - - - - - - Cargas eléctricas y tamáños relativos de iones comunes en minerales. Los números dentro de los iones son los
radios mostrados en unidades Ángstrom .
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74
CAPfTULO 3
M I NERAL E S , LOS FORMADOHES DE LAS HO C A S
Las joyas de la Reina
causa de su be lleza y escasez, las
piedras preciosas han fascin ado al
mundo durante miles de años .
Verdaderamente, nuestros ancestros
utilizaron diversos minerales, piedras y fósiles
por sus supuestos poderes místicos o
simp lemente porque eran atractivos. Una de
las colecciones más impresionantes de piedras
preciosas es la de las Joyas de la Corona, que
se alberga en la To rre de Londres, en
Inglaterra. La Torre de Londres es una
formidable estructura de piedra sobre el
T ámesis que ha servido como fortificación,
residencia de reyes y reinas, y prisión para
notables como Sir Walter Raleigh, que fue
encarce lado allí durante 13 años. La
construcción en la Torre de Londres comenzó
durante el reinado de Guillermo el
Conquistador (1066-1087). Se amplió y
modificó sucesivamente hasta 1300 y, desde
entonces, ha permanecido más o menos sin
cambios.
Dentro de la Torre, los Cuarteles de
Waterloo, construidos origina lmente para 1.000
so ld ados, han alberg ado las joyas de la corona
inglesa desde principios del sig lo XIV. Só lo
durante Segunda Guerra Mundial (1939-1945)
se cambiaron a una ubicación secreta para
guardarlas en lugar seguro y, posteriormente,
fueron devueltas. Entre las joyas de la corona
se encuentra la corona de la coronación de
Jorge VI en 1937, posteriormente modificada
para la reina Isabel 11en1953. Se compone
de 2.868 diamantes, con 17 zafiros,
A
no existe ningún compuesto formado sólo de potasio y
sodio o ele silicio y hierro. Otro factor importante es que
la mayor parte de la corteza terrestre está formada por
sólo ocho elementos químicos , e incluso entre estos
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11 esmera ldas, 5 rubíes y 273 perlas
(• Figura 1). Además de otras coronas, las
joyas de la corona comprenden platos de oro,
pi las bautisma les y cetros, incluyendo el Cetro
con la Cruz con el diamante Primera Estrella de
África, de 530 quilates, montado en su cabeza,
el diamante de corte más grande del mundo.
Realmente, la Primera Estrella de África es la
más grande de las nueve piedras cortadas del
mundo, mucho más grande que el diamante
Cullinan de África.
• Figura 1.
La Corona Imperial del Estado se hizo para la
co ronación de Jorge VI en 1937 y se modificó para la
de Su M ajestad la Reina Isabel 11 en 1953. Fuente:
PhotoDisc Green/G etty lmages.
ocho, el silicio y el oxígeno son, con mucho , los más comunes. En realidad, los minerales más comunes ele la
corteza están compuestos de silicio, oxígeno y uno o más
ele los elementos de la • Figur~ 3.9.
GRUPOS D E MIN E RALES RECO N OC I DOS POR LOS GEÓLOGOS
Corteza terrestre (por átomos)
Corteza te rrestre (en peso)
Oxígeno 62,6%
Oxígeno 46,6%
Otros 1,5%
75
Magnesio 1,8%
Potasio 1,4%
Sod io 2,6%
Calcio 3,6%
Alumin io 6,5%
Aluminio 8, 1%
(a)
(b)
• Figura 3.9
Elementos comunes en la corteza terrestre . (a) Porcentaje de corteza por peso, y (b) porcentaje de corteza por átomos. Fuente: (a) De
Mi ller, G. T., 1996. Living in the Environment: Principies, Concepts, and Solutions. Wadsworth Pub lishing. Figura 8.3.
GRUPOS DE MINERALES
RECONOCIDOS POR
LOS GEÓLOGOS
os geólogos reconocen clases o grupos de minerales, cada uno de ellos con miembros que comparten el mismo ion o grupo de iones de carga
negativa (Tabla 3.2). Ya hemos mencionado que los iones
son átom os qu e tienen una carga eléctrica positiva o negativa como resultado de Ja pérdida o adquisición de
electrones en su capa externa. Además de iones, algunos
minerales contienen grupos com p lejos estrechamente
enlazados de átomos diferentes conocidos como radicales, que actúan como unidades individuales . Un buen
ejemplo es el radical de carbonato, compu esto de un átomo de carbono enlazado con tres átom os de oxígeno,
Tabla 3.2
Grupos de minerales reconocidos por los geólogos
Grupos de minerales
Ion o radical
cargado
negativamente
Car6Pnatos
(Co/-
Haluros
Cl1-: , F1-
Hidróxidos
Elementos nativos
(OH)1 -
Fosfatos
Óxidos
(Poi0 2-
Si licatos
(Si0 4) 4 -
Su lfatos
(S0 4)2 -
Su lfuros
s 2-
Ejemplos
Composición
Ca lcita
Dolomita
Ha lita
Fluorita
Brucita
Oro
Plata
Diamante
Apat ito
Hematites
Magnetita
Cuarzo
Fe ldespato potásico
Ol ivino
Anhidrita
Yeso
Ga lena
Pirita
Argentita
CaC0 3
CaMg(C0 3)2
NaCI
Ca F2
Mg(OH) 2
Au
Ag*
e
Ca 5(P0 4h(F,CI)
Fe 20 3
Fe 30 4
Si0 2
KAISiPs
(Mg, Fe) 2Si0 4
CaS0 4
CaS0 4 ·2Hp
PbS
FeS 2
Ag 2S*
* Obsérvese que la plata se encuentra tanto como elemento nativo como sulfuro.
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CAPITULO 3
MI NE RAL E S , LOS F ORMAD O R E S D E LAS RO CAS
cuya fórmula es C0 3 y que tiene una carga eléctrica de
2- . Otros radicales comunes y sus cargas son: sulfato
(S0 4 , T), hidroxilo (OH, 1- ) y silicato (Si0 4 , 4-) (• Figura 3.1 O) .
Silicatos
Como el silicio y el oxígeno son los dos elementos más
abundantes de la corteza terrestre, no es extraño que
illl)Chos minerales contengan estos elementos. La combinación de silicio y oxígeno se conoce como sílice y los
minerales que contienen sílice son silicatos. El cuarzo
(Si0 2 ) es sílice pura porque está compuesto entera mente de silicio y oxígeno. Pero la mayoría de los silicatos tienen uno o más elementos adicionales, como la
ortosa (KA1Sip 8 ) y el olivino [(Mg,Fe) 2 Si0 4 ]. Los silicatos incluyen un tercio de todos los minerales conocidos, pero su abundancia es incluso más impresionante
cuando uno piensa que forman quizá el 95 % de la corteza terrestre.
(b)
Tetraedro
aislado
Carbonato
C0 3 (- 2)
Hidroxilo
OH (-1)
02-
0 2-
s~ +
-
/
Cadenas
continuas
de
tetraedros
(d)
Láminas
continuas
(e)
Redes
tridimensionales
Sílice
Si0 4 (-4)
• Figura 3.1 0
- -- --·.
··-~
-- - ·-·
Muchos minerales contienen radicales , que son grupos complejos
de átomos fuertemente enlazados entre ellos. Los radi cales de la
sílice y de los carbonatos son especia lmente comunes en muchos
minera les, como el cuarzo (Si0 2) y la cal cita (CaC0 3).
El bloque básico constituyente de todos los silicatos
es el tetraedro de silicio, que está formado por un átomo de silicio y cuatro de oxígeno(• Figura 3.1 la). Estos
.átomos están dispuestos de manera que los cuatro oxígenos rodean al átomo de silicio, que ocupa el espacio
Fórmula del grupo iónico
cargado negativamente
Ejemplo
~
(Si0 4)4-
Olivino
_ A A
(Si03)2 -
Grupo de piroxenos
(augite)
(Si401 1)6-
Grupo de anfíboles
(hornblenda)
w w-
(c)
Sulfato
S0 4 (- 2)
-m-
Micas
(moscovita)
.____
0 2-
0 2-
Demasiado compleja
para mostrarla
con un simple dibujo
en dos dimensiones
Cuarzo
Feldespato ortosa
Feldespato plagioclasa
(a)
• Figura activa 3.11
(a) Modelo del tetraedro de silicio, mostrando las cargas negativas libres en cada oxígeno. (b) -(e) Estructuras de los sili catos comunes
most rados según las diversas disposicione s de los tetraedros de silicio. (b) Tetraedros aislado s. (c) Cadenas continuas. (d) Lámin as
co ntinuas. (e) Armazones. Las flechas adyacentes a un a cadena simple, a üna d oble y a los silicatos laminares indican que estas
estructuras continúan indefinidamente en las direcciones mostradas.
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GRUPOS D E M I NERALES RECONOCIDOS POR L OS GEÓLOGOS
entre los átomos de oxígeno, formando así una estructura piramidal de cuatro caras. El átomo de silicio tiene
una carga positiva de 4 y cada uno de los átomos de oxígeno tiene una carga negativa de 2 , lo que da como resultado un radical con una carga negativa total de 4
(Si0 4 ) 4 - .
Como el tetraedro de silicio tiene carga negativa, no
existe en la naturaleza como un grupo de iones aislado;
por el contrario, se combina con iones de carga positiva
o comparte sus átomos de oxígeno con otros tetraedros
de silicio. En los silicatos más sencillos, los tetraedros
de silicio existen como unidades simples enlazadas a iones de carga positiva. En los minerales que contienen tetraedros aislados , la proporción de silicio con respecto a
oxígeno es de 1 :4, y la carga n egativa del ion de silicio
está compensada con iones positivos (Figura 3 .11 b). Por
ejemplo, el olivino [(Mg,Fe) 2 Si0 4 ] tiene dos iones de
magnesio (Mg 2 +), dos iones de hierro (Fe 2 +) o uno de
cada para compensar la carga de 4 - del ion de silicio.
Los tetraedros de silicio también pueden unirse para
formar cadenas de una longitud indefinida (Figura
3.1 lc). Se forman cadenas sencillas, como en los piroxenos, cuando cada tetraedro comparte dos de sus átomos de oxígeno con un tetraedro adyacente, dando como
resultado una proporción de silicio con respecto a oxígeno de 1 :3 . La enstatita, un mineral del grupo de los piroxenos , refleja esta proporción en su fórmula química,
MgSi0 3 • Sin embargo, las cadenas individuales poseen
una carga eléctrica neta de 2 -, por lo que se equilibran
.con iones positivos, como por ejemplo el Mg2 +, que unen
cadenas paralelas (Figura 3.1 lc).
El grupo de minerales de los anfíboles está caracterizado por una estructura de doble cadena en la que
tetraedros alternos en dos filas paralelas enlazan transversalmente (Figura-3. l lc) . La formación de cadenas do1
bles da como resultado una proporción de silicio con respecto a oxígeno de 4: 11 , por lo que cada cadena doble
posee una carga eléctrica de 6 - . Mg 2 +, Fe2+ y Al2+ están ·
normalmente implicados en el proceso de unión de cadenas dobles .
En los silicatos de estructura en lámina, se comparten tres átomos de oxígeno de cada tetraedro con tetraedros adyacentes (Figura 3 .11 d) Dichas estructuras dan
como resultado láminas continuas de tetraedros de silicio con proporciones de silicio-oxígeno de 2:5. Esta estructura en particular explica la característica estructura
en lámina de las micas, como la biotita y la moscovita, y
de los minerales de la arcilla.
Las redes tridimensionales de tetraedros de silicio se
forman cuando éstos comparten sus cuatro átomos de
oxígeno con los te traedros adyacentes (Figura 3 . 1 Í e)
Este proceso de compartir los átomos de oxígeno tiene
como resultado una proporción de silicio con respecto a
77
oxígeno de 1 :2, que es eléctricamente neutro. El cuarzo
es un silicato de estructura tridimensional.
Los geólogos reconocen dos subgrupos de silicatos:
silicatos ferromagnesianos y no ferromagnesianos. Los
silicatos ferromagnesianos son aquellos que contienen
hierro (Fe) , magnesio (Mg), o ambos. Estos minerales
son normalmente oscuros y más densos que los silicatos
no ferromagnesianos. Algunos de los silicatos ferromagnesianos más comunes son el olivino, los piroxenos , los
anfíboles y la biotita (• Figura 3.12a).
Los silicatos no ferromagnesianos carecen de hi~ ­
rro y de magnesio, son generalmente de color claro y menos densos que los silicatos ferromagnesianos (Figura
3.12b) . Los minerales más comunes de la corteza terrestre son los silicatos no ferromagnesianos, conocidos
Olivino
Aug ita
Hornblenda
Mica biotita
(a) Silicatos ferromagnesianos
Cuarzo
Ortosa
Plagioclasa
Moscovita
(b) Silicatos no fe rromagnesianos
• Figura 3.12
(a) Silicatos ferromagnesianos comunes y (b) silicatos no
fe rromagnesianos. Fuente: Sue Monroe.
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j
El descubrimiento de oro por James Marshall en Sutter's Mil/,
cerca de Coloma, en 1848, provocó la fiebre del oro de-California
(1849-1853) durante la que se
extrajeron 200 millones
de dólares en oro.
OCÉANO
PACIFICO
Muestra de oro de California. El oro es
demasiado pesado y demasiado blando
para fabricar herramientas y armas, así
que se ha destinado a joyería, y como
símbolo de riqueza, pero también se
utiliza en la fabricación de vidrio,
circuitos eléctricos, chapados en oro, la
industrip química y en odontología.
D
Cinturón de la
quimera del oro
o
o
100
100
200
200
Un minero busca oro (en primer plano) removiendo agua,
arena y gráva en una batea ancha y poco profunda. El oro,
más pesado, se hunde. A la izquierda, un minero lava
sedimento en una artesa oscilante. Ésta, al igual que la batea,
separa el oro, más pesado, de los demás materiales.
Buscadores de oro en el río American, cerca de
Sacramento; California. La mayor parte del oro
procedía de depósitos, denominados placeres, en
los que el agua en movimiento separaba los
minerales concentrados y los fragmentos de roca .
según su densidad.
Minería hidráulica en California, en la que fuertes
corrientes de agua lavaban las arenas auríferas y la
grava en esclusas. En esta imagen, tomada en 1905
en Junction City, California, el agua se dirige a
través de un cañón en una ladera. La minería
hidráulica era eficiente desde el punto de vista
minero pero causó considerables daños
ambientales.
~
i
j
¡iM.~--
L-.....
Informes en 1876 de la existencia de oro en las
Colinas Negras de Dakota del Sur tuvieron como
resultado una avalancha de mineros, lo que llevó
al comienzo de las hostilidades con los indios
Sioux, y la aniquilación del Teniente Coronel
George Armstrong Custer y 260 de sus hombres
en la batalla de Little Big Horn, en Montana. Esta
vista muestra las cabeceras (arriba, a la derecha)
de la mina de Homestake, en Lead, Dakota del
Sur, en 1900. Las cabeceras son el grupo de
edificios junto a la bocamina.
De la misma manera que el oro, la plata se encuentra como
elemento nativo, como se observa en esta muestra, pero también
como un compuesto en el sulfuro mineral denominado argentita
(Ag 2S). La plata se usa en Norteamérica para las películas de
haluros de plata, joyas, utensilios de mesa, instrumentos quirúrgicos
y como elemento de reflexión en espejos.
Esta imagen muestra
las cabeceras de la
mina de Yellowjacket,
en Gold Hill, Nevada, y
el recuadro muestra
cuarzo conteniendo
plata (blanco) en roca
volcánica. Este
descubrimiento de
plata, el más grande
en Norteamérica, denominado Comstock Lode, fue el responsable de la
incorporación de Nevada a la Unión en 1864, durante la Guerra Civil, aunque
tenía muy poca población para tener la condición de estado. El Comstock Lode
se excavó, buscando plata y oro de 1859 hasta 1898.
80
CAPITULO
3
M I NERALES, L OS FORMADORES DE LAS RO CAS
como feldespatos. Feldespatos es un nombre genérico,
difere nciándose dos grupos distintos , cada uno de los
cuales incluye varias especies. Los feldespatos de potasio
están representados por Ia microclina y la ortosa u ortoclasa (KAISi 3 0 8 ) . El segundo grupo de feldespatos, las
plagioclasas , van desde las variedades ricas en calcio
(CaAI 2 Si2 0 8 ) a las ricas en sodio (NaAISi3 0 8 ) . El cuarzo
.(Si0 2 ) es otro silicato no ferromagnesiano común. Es un
silicato de estructura tridimension al que podemos reconocer normalmente por su apariencia vítrea y su dureza .
Otro silicato no ferromagnesiano bastante común es la
moscovita, que es una mica (Figura 3.12b).
Carbonatos
Los carbonatos, qu e contienen el radical de carbonato
con carga negativa (C 0 3 ) 2 - , incluyen el carbonato cálcico (CaC0 3 ), como aragonito o calcita(• Figura 3.13a).
El aragonito es inestable y normalmente se transforma
en calcita, el principal constituyente de la caliza. Se conocen otros carbonatos , pero sólo nos interesa uno de
ellos: la dolomita [CaMg(C0 3 ) 2 ], form ada por la alteración química de la calcita debido a la adición de magnesio. La roca sedimentaria compuesta del_ mineral
dolomita es la dolomía (véase el Capítulo 7)
(a) Calcita
Otros grupos de minerales
Además de los silicatos y los carbonatos, los geólogos reconocen otros grupos de minerales (Tabla 3.2). Aunque
los minerales de estos grupos son menos comunes que
los silicatos y los carbonatos, encontramos muchos de
ellos en las rocas en pequeñas cantidades y otros son recursos importantes. En los óxidos, un elemento se combina con el oxígeno, como en la hematites (Fe 20 3 ) y en la
magnetita (Fe 3 0 4 ) . Las rocas con altas concentraciones
de estos minerales en la región del Lago Superior de
Canadá y de los Estados Unidos son men as de hierro
para la fabricación de acero. Los hidróxidos relacionados se forman principalmente por la alteración química
de otros minerales.
Hemos observado que los elementos nativos son minerales compuestos de un único elemento, como el diamante y el grafito (C), y los metales preciosos oro (Au),
plata (Ag) y platino (Pt) (véase «Los metales preciosos»,
en las páginas 78 y 79) . Algunos elementos, como la plata y el cobre, se encuentran como elementos nativos y
como compuestos y, por tanto, los incluimos también en
otros grupos de minerales ; un ejemplo de esto puede ser
la argentita (Ag2 S), un sulfuro de plata. Varios minerales
y rocas que contienen el radical fosfato (P0 4 ) 3 - son
(b) Galena
• Figura 3.13
(e) Yeso
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(d) Halita
(a) La ca lcita (CaCO;¡) es el
ca rbonato mineral más común.
(b) El sulfuro galena (PbS) es la
mena de plomo. (c) El yeso
(CaS04 ·2Hp) es un sulfato
común. (d) La halita (NaCI) es un
buen ejemp lo de un haluro.
PROPI E DADES FÍSI CAS DE LOS MI N ERAL ES
fuentes importantes de fósforo para los fertilizantes. Los
sulfuros, como la galena (PbS), el mineral de plomo, tienen un ion de carga positiva combinado con sulfuro
(S 2 -) (Figura 3.13b), mientras que los sulfatos tienen un
elemento combinado con el radical complejo (S0 4 ) 2 - ,
como en el yeso (CaS04 ·2H 2 0) (Figura 3.13c) . Los haluros contienen los elementos halógenos, flúor (FI - ) y
cloro (Ci1-); por ejemplo, la halita (NaCl) (Figura 3.13d)
y la fluorita (CaF 2 ).
PROPIEDADES FÍSICAS
DE LOS MINERALES
a estructura interna y la composición química
determinan las propiedades físicas características de todos los minerales. Muchas propiedades
físicas son notablemente constantes para una especie de
minerales dada, pero otras pueden variar, especialmente
el color. Aunque los geólogos profesionales utilizan técnicas sofisticadas para estudiar e identificar minerales,
la mayoría de los minerales comunes pueden identificarse utilizando las propiedades físicas que describimos
a continuación (véase Apéndice C).
81
Figura 3.13, sólo la galena tiene un brillo metálico. Entre los diversos tipos de brillo no metálico, se encuentran el vítreo (como el cuarzo), mate o terroso, céreo,
graso y adamantino (como el diamante) (Figura 3. 1b).
Los estudiantes de geología principiantes se angustian por el hecho de que el color de algunos minerales
varía considerablemente, haciendo que la propiedad física más obvia resulte de poca utilidad para la identificación de los minerales. E n cualquier caso, podemos
hacer algunas generalizaciones útiles sobre el color. Los
silicatos feiromagnesianos son normalmente negros, marrones o verdes oscuros, aunque el olivino es verde oliva
(Figura 3.12a). Por otra parte, los silicatos no ferromagnesianos varían considerablemente de color, pero rara
vez son muy oscuros. Los colores más normales son el
blanco, crema, incoloro tonos de rosa y verde pálido
(Figura 3.12b).
Otra generalización útil es que el color de los minerales con brillo metálico es más consistente que el color
de los minerales no metálicos. Por ejemplo, la galena
siempre es gris plomo (Figura 3 .13 b) y la pirita es, invariablemente, amarillo latón. En contraste, el cuarzo, un
mineral no metálico, puede ser incoloro, marrón ahumado a casi negro, rosado, m arrón -amarillo; blanco lechoso, azul o de violeta a morado (Figura 3.7a, b).
y
Brillo y color
Morfología cristalina
El brillo (no hay que confundirlo con el color) es la calidad y la intensidad de la luz reflejada por la superficie
de un mineral. Los geólogos definen dos tipos básicos de
brillo: m etálico, que tiene la apariencia del metal, y no
metálico. Observemos que de los cuatro minerales de la
Como ya hemos observado, muchos especímenes de minerales no muestran la típica morfología cristalina perfecta de su especie (Figuras 3.6 y • 3 .14). Sin embargo,
recordemos que aunque los cristales pueden no ser evidentes, los minerales tienen una estructura cristalina.
(a)
(b)
(e)
• Figura 3.14
Crist ales min erales. (a) Crist ales cúbicos d e fluorita (CaF2) . (b) Crist al d e calcita (CaC0 3) . (c) Crist ales d e granat e (Fe 3A l2(Si04)) . Fuente: (a & b)
Sue M onroe, (e) Michael Penn/ Juneau, Alaska, BLM .
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82
CAPITULO 3 .
MI NE RA LE S, L OS FÓRMADOR ES D E LAS RO CAS
Algunos minerales aparecen normalmente como
cristales. Por ejemplo, son normales los cristales de granate de doce caras, como lo son también los cristales de
pirita de seis y doce caras. Los minerales que crecen en
cavidades o que precipitan a partir de flujos de agua caliente (soluciones hidrotermales) en grietas y fisuras de
rocas aparecen normalmente también como cristales
(véase Enfoque geológico 3 .1).
La morfología cristalina puede ser también una característica útil para la identificación de los minerales,
pero hay un cierto número de ellos que tienen la misma
morfología cristalina. La pirita (FeS 2 ) , la galena (PbS) y
la halita (NaCI) aparecen en forma de cristales cúbicos,
pero pueden identificarse fácilmente por otras propiedades, como el color, el brillo, la dureza y la densidad.
(a)
Exfoli ación en
una dirección
Mica biotita
y moscovita
Feldespatos
de potasio,
feldespatos
plagioclasa
(b)
Exfol iación en
dos direcciones
en ángulos
rectos
(c)
Exfoliación en tres
direcciones
en ángulos rectos
Halita, galena
Exfoliación en
tres direcciones ,
en ángulos no
rectos
Calcita,
dolomita
Exfoliación y fractura
No todos los minerales tienen exfoliación, pero aquellos .
que la poseen se rompen, o se dividen, a lo largo de un
plano o planos ·lisos de debilidad, determinada por la
fuerza de sus enlaces químicos. La exfoliación se caracteriza en términos de calidad (perfecta, buena, pobre),
dirección y áng~los de intersección de los planos de exfoliación. La·biotita, un silicato ferromagnesiano común,
tiene una exfoliación perfecta en una dirección(• Figura 3.1 Sa). La biotita es un silicato laminar que tiene las
láminas con los tetraedrosde sílice débilmente enlazadas unas a otras mediante iones ele hierro y de magnesio
(Figura 3.12a).
.
.
Los feldespatos tienen.dos .clirecciones de exfoliación
que se cruzan formando ángulos rectos \ Figura 3.1 Sb), y
el mineral ha.lita tiene_tres direcciones de exfoliación que
~e cruzan formando ángulos rectos (Figura 3.1 Sc) ._La
-calcita también posee tres direcciones cfé'exfoliación,
pero ninguno de los ángµ.los de intersección es un ángulo recto, de modo que los fragmentos de exfoliación de la
calcita son romboedros (Figura 3.1 Sd) . La H~writa y el
diámante son mfoerales con éuatro direcciones de exfoliación (Figura 3.1 Se). Irónicamente, el diamante, el mineral m~s duro, puede exfoliarse fácilmente. Unos pocos
minerales , como la esfalerita, un mineral de cinc, tienen
seis direccio~es de exfoliación (Figura 3.1 Sf).
La exfolia,ción es una propiedad diagnóstica de los
minerales importantes y es esencial reconocerla a la hora
de distinguir entre algunos minerales. Por ejemplo, el piroxeno augita y el anfíbol hornblenda son muy parecidos: ambos son de verde oscuro a negro, tienen la misma
dureza y poseen dos direcciones de exfoliación. Pero los
planos de exfoliación de la augita se cortan formando ángulos de 90 grados, mientras que los planos de exfoliación de la hornblenda se cortan formando ángulos de 56
y 124 grados (• Figura 3.16) .
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(d)
(e)
Exfoliación en
cuatro direcciones
(f)
Exfoli ación en
sei s direcciones
Fluorita,
diamante
Esfalerita
Varios tipos de exfoliación mineral. (a) Una dirección. (b) Dos
direcciones en ángulos rect os. (c) Tres direcciones en ángulos
rectos. (d) Tres direcciones en ángulos no rectos. (e) Cuatro
direcciones. (f) Seis direccio nes.
En contraste con la exfoliación, la fractura se produce cuando el mineral se rompe en superficies irregulares. Cualquier mineral puede fracturarse si se aplica la
fuerza suficiente, pero las superficies de fractura son,
normalmente, desiguales o concoidales (curvas) en lugar de lisas. .
Dureza
Un geólogo austriaco, Fiedrich Mohs, ideó una escala
de dureza relativa para 1O minerales. Asignó de manera
arbitraria un valor de dureza 1O al diamante, el mineral ·
Cristales minerales
e
iertamente, las
características más
atrayentes de los
minerales son los cristales.
La mayoría de los cristales
son bastante pequeños, con medidas
que van desde unos pocos milímetros
a varios centímetros de longitud, pero
algunos alcanzan prQporciones
g igantescas. Los cristales de
espodumena, de hást a 14 m de
longitud, se extrajeron en Dakota del
Sur por su contenido en litio. En Rusia
se han encontrado cristales de cuarzo
que pesan varias toneladas, y hojas
de moscovita que miden más de
2,4 m de sección p roceden de m inas
en Ontario. Invariablemente, los.
crista les de semejantes tamaños
aparecen en cavidades donde su
crecimiento no tiene ninguna
restricción, o se encuentran en
pegmatitas, un tipo de roca ígnea con
minerales esp ecialmente grandes
(véase el Capítulo 4).
El hallazgo reciente más notable
de cristales g igantescos se produjo en
abri l de 2000, en una mina de p lata y
p lomo en Chihuahua, M éxico. Al lí
existe una caverna tapizada con
centenares de cristales de yeso de
más de 1 m de longitud y a los que
un autor denominó «cristal rayos d e
luna», cristales de yeso d e 1,2 m de
diámetro y hasta 15,2 m de lo ngitud
(• Figura 1). Quizás éstos son los
cristales minerales más g randes del
mundo. Temiendo el vandalismo, la
compañía p ropietaria de la m ina
mantuvo los cristales en secreto
durante aig ún tiempo, pero los 65 ºC
de t emperatura y el 100% de
humedad dentro de la caverna rellena
de cristales podía mantener a los
vándalos a raya, excepto a los más
contumaces.
Durante muchos sig los, los crist ales
y los minerales se valoraron po r sus
supuest os poderes de curación y por
las propiedad es míst icas. De hecho,
muchos minerales, especialmente
cristales minerales, así como algunas
piedras y fósiles han servido como
símbolos religiosos y talismanes, o se
han aplicado externamente, o
ingerido por sus supuestos poderes
místicos o curativos. El diamante,
según una leyenda, espanta a los
espíritus malignos, la enfermedad y
las inundaciones, mientras que el
topacio prevenía los desórdenes
mentales, y el rubí se· creía que
preservaba la salud de su dueño y
advertía de la mala suerte inminente.
Verd aderamente, aún hoy, anuncios
de revistas y periódicos ensalzan las
cua lidades curativa's de diversos
cristales y reclaman q ue aumentan la .
estabilidad emociona l y aclaran las
ideas. Desgraciadamente para
aquellos que compran cristales con
estos propósitos, no proporcionan
más beneficio que los artifi ciales. Las
propias ilusiones y el efecto de
p lacebo son los responsables de
cualquier resultado beneficioso.
Una razón por la que algunas
personas p iensan que los ·cristales
tienen atributos favorables es la
curiosa propiedad denom inada el
efecto piezoeléctrico. Cuando
algunos cristales se comprimen o se
ap lica una corriente eléctrica, estos
minerales producen una carga
eléctrica que perm it e que sean
exactos en cuanto a lo que se refiere
a medición del tiempo. Po r ejemplo,
la corriente eléctrica de una batería
d e re loj origina que un cristal d e
cuarzo se expanda y comprima muy
rápida y reg ularmente (cerca de
100.000 veces po r segundo). Los
primeros relojes de crist al d e cuarzo
se desarrollaron en 1928, y ahora son
muy comunes. Incluso los re lojes de
cuarzo muy barat os son muy exactos,
y los de precisión que se utilizan en
astro nomía no atrasan ni ad elantan
más de 1 segundo en 10 años.
Una interesante nota histó rica es
que durante la Segunda Guerra
Mundial (1939-1945) los Estados
Unidos tuvieron d ifi cultades para
obtener crista les de cuarzo
brasileños, necesari os para fabricar
radios. Esta escasez incitó el
desarrollo de la síntesis artificial del
cuarzo, y ahora la mayoría de los
cuarzos utilizados en relojes de
pulsera y de otros tipos son
sint éticos. Aunque el efecto
piezoeléctrico en los cristales no
tenga poderes curativos ni
protectores, son esenciales en
apl icaciones en las que se necesita
medidas precisas de tiempo, presión
o aceleración. Y, por sup uesto,
muchas personas están intrigadas
con los· crista les simplemente po r su
at ractivo.
• Figura 1
Al g unos d e estos crista les d e yeso en
una caverna de Chihuahua, M éxico,
miden hasta 15,2 m de longitud y
posib lemente sean los más g randes del
mundo. Se d escubrieron en abril d e
2000.
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CAPÍTULO
3
MINERALES, LOS FORMADORES DE LAS ROCAS
~
Sección transversal
V
(a)
.,
Secc1on
transversa
I ~
~
(b)
• Fig~r~:'.'!_~-- -- ~-----· -- _ - - ·-·- _
Exfo liación en augita y hornblenda. (a) Cristal de augita y sección
transversa l del cristal mostrando la exfoliación. (b) Cristal de
hornblenda y sección transversal del cristal mostrando la
exfoliación.
más duro conocido, y valores menores a los otros minerales, Podemos determinar fácilmente la dureza relativa
utilizando la escala de dureza de Mohs (Tabla 3.3) El
cuarzo puede rayar la fluorita pero ésta no puede rayar el
Tabla 3.3 ·
Escala de dureza de Mohs
Dureza
Mineral
10
· Diamante
9
8
Topacio
7
Cuarzo
6
Ortosa
5
4
3
Apatito
2
Yeso
Dureza de algunos .
objetos comunes
Corindón
Lima de acero (6X)
Vidrio (SX-6)
Fluorita
Calcita
Moneda de cobre (3)
Uñas (2X)
Talco
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cuarzo, podemos rayar el yeso con una uña, etc. Por tanto, definimos la dureza como la resistencia de un mineral a la abrasión y está controlada principalmente por su
estructura interna. Por ejemplo, tanto el grafito como el
diamante están compuestos de carbono, pero el primero
tiene una dureza de l a 2, mientras que ·el último tiene
una dureza de l O.
Peso específico (densidad)
El peso específico y la densidad son dos conceptos diferentes, aunque aquí los utilizaremos más o menos como
sinónimos. El peso específico de un mineral es la proporción de su peso con respecto al peso de un volumen
igual de agua pura a 4 ºC. Por tanto, un mineral con un
peso específico de 3,0 es tres veces más pesado que el
agua. Por el contrario, la densidad es la masa (peso) de
un mineral por unidad de volumen expresada en gramos
por centímetro cúbi~o. Por tanto, el peso específico de la
galena (Figura 3.13b) es de 7,58 y su densidad es de
7 ,58 g/cm 3 • En la mayoría de los casos nos referiremos a
la densidad de un mineral, y en algunos de los capítulos
siguientes mencionaremos la densidad de varias rocas.
La estructura y la composición controlan la densidad y el peso específico de un mineral. Debido a que los
silicatos ferromagnesianos contienen hierro, magnesio,
o ambos, tienden a ser más densos que los silicatos no
ferromagnesianos. En general, los minerales metálicos,
como la galena y la hematites, son más densos que los no
metálicos. El oro puro, con una densidad de 19,3 g/cm 3
es dos veces y media más denso que el plomo. El diamante y el grafito, ambos compuestos de carbono (C),
ilustran cómo la estructura controla el peso específico o
la densidad. El peso específico del diamante es de 3,5,
mientras que la del grafito varía de 2,09 a 2,33.
Otras propiedades útiles
de los minerales
Existen otras propiedades físicas que caracterizan a los
minerales. El talco tiene un tacto jabonoso distintivo, el
grafito escribe sobre el papel, la halita sabe a sal y la
magnetita es magnética(• Figura 3.17). La calcita posee
la propiedad de la doble refracción, lo que significa que
cuando vemos un objeto a través de un trozo de calcita
transparente, veremos la imagen doble. Algunos silicatos laminares son plásticos y cuando los doblamos dándoles una nueva forma, mantienen esa forma; otros son
flexibles y si los doblamos, volverán a su posición original
cuando se eliminen las fuerzas que los han doblado.
Una prueba química sencilla para identificar la calcita y la dólomita es la de aplicar una gota de ácido clorhídrico al mineral. Si el mineral es calcita, reaccionará
¿QU É S O N L O S MINERAL E S F ORM A DORE S DE HO C AS?
• Figura 3.17
La magnetita , un importante mineral de hierro, es magnética.
enérgicamente con el ácido y liberará dióxido de carbono, lo que hace que el ácido haga burbujas o entre en
efervescencia. Por el contrario, la dolomita no reaccionará con el ácido clorhídrico a menos qu~ esté en polvo.
¿CÓMO SE FORMAN
LOS MINERALES?
asta ahora, hemos visto la composición, estructura y propiedades físicas de los minerales , pero no hemos hablado de cómo se originan. Un fenómeno que explica el origen de los minerales
es el enfriamiento del material de roca fundida conocido como magma (el magma que alcanza la ·superficie se
llama lava). Cuando el magma o la lava se enfrían, los
minerales cristalizan y crecen, determinando así la composición mineral de las diversas rocas ígneas, como el basalto (dominado por silicatos ferromagnesianos) y el granito (dominado por silicatos no ferromagnesianos) (véase
el Capítulo 4). Normalmente, las soluciones de agua caliente derivadas del magma invaden grietas y fisuras de
las rocas adyacentes, y a partir de estas soluciones cristalizan una variedad de minerales, algunos de gran importancia. Los minerales .también se originan cuando el
agua de las fuentes termales se enfría (véase el Capítulo 13) y cuando se vierte agua caliente rica en minerales en el fondo oceánico a través de fuentes termales conocidas como chimeneas negras (véase el Capítulo 9).
Los materiales disueltos en el agua del mar, y menos probable en el agua de los lagos, se combinan para
formar minerales como la halita (NaCl), el yeso
(CaS0 4 ·2H 2 0) y otros, cuando el agua se evapora. El
85
aragonito y/o la calcita, ambas variedades de carbonato
cálcico (CaC0 3 ), podrían formarse también por la evaporación de agua, pero se originan principalmente cuando organismos como las almejas, ostras, corales y
microorganismos flotantes utilizan este compuesto para
construir sus conchas. Y unas cuantas plantas y animales
utilizan dióxido de silicio (Si0 2 ) para sus esqueletos, que
se acumulan como materia mineral en el fondo marino
cuando los organismos mueren (véase el Capítulo 7).
Algunos minerales de la arcilla se forman cuando
ciertos procesos químicos alteran la composición y la estructura de otros minerales, como los feldespatos (véase
Capítulo 7), y otros se originan cuando las rocas se transforman d1,1rante el metamorfismo (véase el Capítulo 7).
En realidad, los agentes que causan el metamorfismo,
calor, presión y fluidos químicamente activos, son los
responsables del origen de muchos minerales. Algu~os
minerales incluso se originan cuando gases como el sulfuro de hidrógeno (H 2 S) y el dióxido de azufre (S0 2 ) reaccionan en las chimeneas volcánicas para producir
azufre.
¿QUÉ SON LOS MINERALES
FORMADORES DE ROCAS?
os geólogos utilizan el término roca para designar a un agregado sólido de uno o más minerales , pero el término también hace referencia a
masas de materia parecida al mineral como el vidrio natural obsidiana (véase el Capítulo 4} y a masas de materia orgánica sólida como el carbón (véase el Capítulo 6) .
Y aunque algunas rocas pueden contener muchos minerales, sólo unos pocos, llamados minerales formadores de rocas, son suficientemente comunes para la
identificación y clasificación de las rocas (Tabla 3.4 y
• Figura .18). Otros, conocidos como minerales accesorios, están presentes en cantidades tan pequeñas que
podemos ignorarlos.
Dado que los silicatos son, con mucho, los más comunes de la corteza terrestre, la mayoría de las rocas están compuestas de estos minerales. De hecho, los
minerales de feldespato (plagioclasas y potásicos) y el
cuarzo forman más de un 60% de la corteza terrestre. Por
tanto, aunque existen cientos de silicatos, sólo uno~ pocos
son particularmente comunes en las rocas, aunque muchos otros están presentes como minerales accesorios .
Los minerales no silicatos formadores de rocas más
comunes son los carbonatos calcita (CaC0 3 ) y dolomita
[CaMg(C0 3 ) 2 ], principales constituyentes de las .rocas sedimentarias caliza y dolomía, respectivamente (véase el
Capítulo 7). Entre los sulfatos y los haluros , el yeso
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86
CAP ITULO 3
'MINERALES, LOS FO,RMADORES DE LAS HOCAS
Tabla 3.4
Minerales importantes formadores de rocas
Mineral
Aparición principal
Silicatos ferromagnesianos
Olivino
Rocas ígneas y metamórficas
Grupo de los piroxenos
Aug ita, el más común
Rocas ígneas y metamórficas
Grupo de los anfíboles
Hornblenda, el más común
Biotita
Rocas ígneas y metamórficas
Todos los tipos de rocas
Silicatos no ferromagnesianos
Cuarzo
Todos los tipos de rocas
Grupo de los feldespatos de potasio
Ortosa, m icroclina
Todos los tipos de rocas
Grupo de las plagioclasas
Todos los tipos de rocas
Moscovita
Todos los tipos de rocas
Grupo de los minerales
de la arcilla
Suelos, rocas sedimentarias
y algunas rocas met amórficas
Carbonatos
Cal Cita
Rocas sedimentarias
Dolomita
Rocas sediment arias
Sulfatos
Anhidrita
Rocas sedimentarias
Yeso
Rocas sedimentarias
Haluros
Ha lita
(CaS0 4 ·2H2 0) en la roca yeso y la halita (NaCI) en la
sal gema (véase el Capítulo 7) son suficientemente comunes como para calificarse como minerales formadores
de rocas. Sin embargo, aunque estos minerales y sus rocas
correspondientes podrían ser comunes en algunas áreas,
su abundancia total es limitada en comparación-con los
minerales constituyentes de silicatos y de carbonatos. ·
RECURSOS Y RESERVAS
NATURALES
os Estados Unidos y Canadá han disfrutado ·de
un éxito económico considerable gracias a que
poseen abundantes recursos naturales. Pero
¿qué son l os recursos, cómo y dónde se forman y cómo
se encuentran y se explotan?-Los geólogos del Centro de
Investigación Geológica de Estados Unidos utilizan esta
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Rocas sedimentarias
definición: Un recurso es una concentración de material
sólido, líquido o gaseoso natural dentro o sobre la corteza terrestre, de tal forma y cantidad que la extracción
económica de un producto de la concentración es verdadera o potencialmente factible.
Los recursos naturales son principalmente concentraciones de minerales, rocas, o ambos, pero el petróleo
líquido y el gas natural también están incluidos. En realidad, algunos de los recursos a los que nos referimos son
recursos m etálicos (cobre, estaño, mineral de hierro,
etc.), recursos no metálicos (arena y grava, roca pulverizada, sal, azufre, etc.) y recursos energéticos (petróleo, gas
natural, carbón y uranio). Todos ellos son recursos; pero
debemos hacer una distinción entre un recurso, la cantidad total de un producto, ya se haya descubierto o no,
y una r eserva, que es sólo esa parte de .los recursos que
es conocida y puede ser recuperada de forma económica.
El aluminio puéde extraerse de rocas sedimentarias e ígneas ricas en aluminio, pero, en la actualidad, no se puede hacer de forma económica .
REC U RSOS Y RES E R VA S NA T U R A LE S
87
Granito
'
¡
(a)
(b) Piroxeno
Anfíbo l
Feldespato
de potasio
(ortosa)
Plagioc lasa
rica en sodio
(albita)
Plagioclasa
rica en calcio
(anortita)
La distinción entre un recurso y una reserva es suficientemente sencilla en principio, pero en la práctica depende de varios factores, que no siempre permanecen
constantes. La localización geográfica puede ser importante. Por ejemplo, un recurso en una región remota podría no explotarse porque los costes de transporte sean
demasiado altos, y lo que podría considerarse un recurso
más que una reserva en los Estados Unidos y Canadá,
puede explotarse en un país en desarrollo donde los costes de mano de obra sean bajos. El producto en cuestión
también es importante. El oro y los diamantes en cantidad suficiente se pueden extraer de manera rentable casi
en cualquier parte, mientras que los depósitos de arena y
grava deben encontrarse cerca de sus áreas de mercado.
Qué haría
La dist inción entre minerales y rocas no es fácil de
entender para estu d iantes de primer nivel. Como
profesor, sabe que los minerales están formados de
elementos químicos y que las rocas se componen de
uno o más minerales, pero a pesar de sus mejores
esfuerzos por definirlos claramente, sus estudiantes .
confunden comúnmente uno por otro. ¿Puede pensar
en analogías que quizás ayuden a que los estudiantes
entiendan la diferencia entre minerales y rocas?
l!I;
~
~
• Figura 3.18
Biotita
----
(a) El granito se compone de los minera les
mostrados, así que es claro con unos
pocos co mp onentes negros. (b) El basa lto
contiene minera les en su mayor parte
os curos. Observe tambi én que los
minerales son claramente visibles en el
granito, pero no en el basa lto ya que só lo
se pueden ver cuando está lo
suficientemente aument ado. Fuente:
Dem ande Monroe.
Obviamente, el precio de mercado es importante a la
hora de evaluar cualquier recurso. Desde 19 3 5 hasta
1968, el gobierno de Estados Unidos mantuvo el precio
del oro a 3 5 dólares la onza ·troy ( 1 onza troy = 31, 1 g) .
Cuando esta restricción fue eliminada, la demanda determinó el precio de mercado y el precio del oro subió,
alcanzando la cifra récord de 843 dólares la onza troy en
1980. Como resultado de esto, muchos depósitos marginales se convirtieron en reservas y se reabrieron un cierto número de minas abandonadas.
Los cambios tecnológicos también afectan al esta'tus de un recurso. Cuando comenzó la Segunda Guerra
Mundial (1939 - 1945) , los depósitos de hierro más ricos
de la región de los Grandes Lagos de E stados Unidos y
Canadá estaban práctic amente agotados. Pero el desarrollo de un m é todo para separar el hierro de la roca
inútil y transformarlo en gránulos, ideales para su utilización en altos hornos,. hizo que fuera rentable extraer
rocas que contenían menos hierro.
La mayoría de la gente sabe que las sociedades industrializadas dependen de una variedad de recursos naturales, pero poco saben de su incidencia, métodos de
recuperación y su economía. Desde luego, los geólogos
son esenciales en la búsqueda y evaluación de los depósitos, pero para la extracción h acen falta ingenieros, químicos, mineros y muchas personas de industrias de
apoyo que aportan el equipo de extracción. En última
instancia, la deeisión de si un depósito debe explotarse o
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j
88
CAPITUL O 3
MI N ERA LE S , LO S F Ó RMADORE S DE L A S RO C AS
no recae en personas dedicadas a los n egocios y a la economía. En resumen, la extracción debe producir un ben eficio. La extracción de recursos distintos del petróleo,
el gas natural y el carbón ascendieron a m ás de 40.000
millones de dólares durante 2002 en Estados Unidos, y
en Canadá, la extracción de recursos no combustibles
durante el mismo año fue de casi 18.000 millones de dólares canadienses.
Además de recursos como el petróleo, oro y minerales de hierro y cobre, algunos minerales bastante comunes son también ese nciales. Por ejemplo, la arena de
cuarzo puro es utilizada para fabricar vidrio e instrumentos ópticos, así como p apel de lija y aleaciones de
acero . Los minerales de la arcilla son necesarios para fa bricar cerámica y papel; los feldespatos se utilizan para
fabricar porcelana, cerámica, esmalte y vidrio, y los fosfatos se utiliza para fertilizantes. Las micas se utilizan en
una variedad de productos , incluidos barras de labios,
purpurina y sombra de ojos, así como la pintura brillante de aparatos y automóviles.
El acceso a los recursos es esencial para la industrialización y el alto nivel de vida que se disfruta en muchos países. Los Estados Unidos y Canadá son nacion es
ricas en recursos , pero muchos recursos son no renovables, lo que significa que hay un suministro limitado y
no pueden reponerse mediante procesos naturales con
la misma rapidez con que se agotan. Por consiguiente,
cuando se agota un recurso, hay que en contrar sustitutos
adecuados si existen. En lo que respecta a algunos recursos esenciales , Estados Unidos depende totalmente
de las importaciones; en 2002 no se extrajo cobalto en
este país. Pero Estados Unidos, el mayor consumidor de
cobalto del mundo, utiliza este metal esencial en motores
de turbina de gas para aeronaves e imanes y para aleaciones resistentes a la corrosión y al uso. Obviamente, todo
el cobalto es importado, al igual que todo el manganeso,
un elemento imprescindible para fabricar acero.
Los Estados Unidos también importan todo el mineral de aluminio que utiliza, así como todo o parte de
muchos otros recursos (• Figura 3.19). Por el contrario ,
Porcentaje importado
o
Producto
25
50
75
100
Principales fuentes de importación
Utilización
Bauxita
Guinea, Jamaica, Brasil, Guayana
Mineral de alum ino
Niobio
Brasil, Canadá, Alemania, Estonia
Acero al carbono, superaleaciones
Grafito
China, Canadá, México, Brasil
Recubrimiento de frenos, lubricantes
Manganeso
Gabón, Sudáfrica, Australia, México
Producc ión de acero, baterfas secas
Vanadio
Sudáfrica, Canadá, China,
Repú blica Checa
Aleaciones de acero
Platino
Sudáfrica, Reino Unido,
Alemania, Rusia
Convertidores catalíticos, joyería
Estaño
Perú , China, Indonesia, Brasil, Bolivia
Latas y contenedores de estaño
Cobalto
Finlandia, Noruega, Rusia, Canadá
Superaleaciones
Tungsteno
Ch ina, Rusia
Carburos para herram ientas de corte
Cromo
Sudáfrica, Kazajastán ,
Zimbawe, Turquía, Rusia
Aceros inoxidables y resistentes al calor
Plata
Canadá, México, Perú, Reino Unido
Plateado, joyería
Cinc
Canadá, México , Kazajastán
Metal galvan izado, aleaciones de cinc
Oro
Canadá, Brasi l, Perú , Australia
Joyería y arte, industria eléctrica
Níquel
Canadá, Noruega, Rusia, Australia
Acero inoxidable, electrochapado
Cobre
Canadá, Ch ile, Perú, México
Cobre y aleac iones de cobre , cable
Plomo
Canadá, México, Austral ia, Perú
orno para aterías , recu nm1entos
protectores
Canadá, Brasil, Australia, Venezuela
Acero, hierro dulce
Mineral
de hierro
•
Fuentes: USGS Minerals lnformation: http://minerals.usgs.gov/minerals/
USGS Mineral Commodity Summaries 2003: http://usgs.gov/minerals/pubs/mcs/2003 .pdf
• Figura 3.19
-- ----
-
------------
-- ---------·-
----~---·----·
-----·- ·-- - - - - - - - - - - - · - ·
---------·-
--------
La dependencia de los Est ados Unidos de las importaciones de diversos recursos minerales es bien patente en este gráfico. Las long itudes
de las ba rras se correspo nden co n las ca nt idades de recu rsos importados.
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89
R E SUMEN D EL C APfTULO
Ca n adá es m ás indep endiente, sa tis faciendo la m ayo r
parte de sus n ecesidades de energía y minerales. Sin e mb argo, deb e importar fo sfato, cromo, m a nganeso y min eral de alumini o . C anadá ta mbi é n produce m ás
pe tróleo en crudo y gas na tural del que utiliza y está entre los líderes mundiales en la producción y exportación
de uranio .
Para asegurar el suministro continuo de minerales
esen ciales y recursos en ergéticos, los geólogos y otros
científicos , las agen cias del gobiern o y los líderes del
mundo empresarial e industrial calculan continuam ente
el estado de los rec ursos en vista de las condiciones políticas y económicas variables y los ca mbios en cie ncia y
tecn ología.
Por ejemplo , el Centro de Investigación Geológica
de Es tados Unidos m antiene registros estadísticos de tallados de la producción minera, las importaciones y las
exportacion es, y publica regularmen te informes sobre el
estado de numerosos productos. Informes parecidos apa-
recen regularmente en el Canadian Minerals Yearbook.
En varios de los capítulos siguientes h ablaremos de la
inciden cia geológica de los recursos .
Oué haría
Alguna gente de negocios acreditada le habla de
oportunidades de invertir en recursos naturales. Dos
aventuras parecen prometedoras: una mina de oro y
una cantera de arena y grava . Dado que el oro se
vende a cerca de 420 dólares la onza, mientras que la
arena y la grava valen entre 4 y 5 dólares por tonelada,
¿sería más prudente invertir en la mina de oro?
Explique no sólo cómo el precio de mercado influiría en
su decisión sino también qué otros factores quizás
necesite considerar.
,.
~
GEO
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
• La ma teria está . compuesta de elementos químicos
compuestos de á tomos. En el núcleo de un átomo
h ay protones y n eutrones y los electrones orbitan
alrededor del núcleo en capas de electrones.
El número de proton es del núcleo de un átomo
determina su número atómico . El número de m asa
atómica es el número de protones m ás el número
de n eutrones del núcleo.
• Se.produce el e nlace cu ando los á tomos se unen a
otros átomos; elem entos difere n tes se unen p ara
form ar un compuesto. Con p ocas excepciones, los
minerales son compuestos.
Los enlaces ión icos y covalentes son los m ás
comunes en los minerales, pero podemos e ncontrar
e nlaces m e tálicos y de van der Waals en algunos.
• Los minerales son sólidos cristalinos, lo que
significa que poseen una disposición de átomos
interna orden ada.
La composición de un m in eral vien e indicada por
una fórmula química, com o Si0 2 p ara el cu arzo.
Algunos minerales tien en una variedad de
composicion es porque elem entos diferentes se
sustituyen los unos a los otros si sus átomos tienen
el mism o ta maño y la mism a carga eléctrica.
• Se conocen m ás de 3.5 00 minerales y la m ayoría de
ellos son silicatos. Los dos tipos de silicatos son
ferrom agn esianos y n o ferrom agnesian os.
• Adem ás de los silicatos, los geólogos reconocen
carbon atos , elem entos n ativos, hidróxidos, óxidos,
fosfatos, h aluros; sulfa tos y sulfuros.
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CAPITULO 3
M I NE RA L ES , L OS FORM A D O R E S D E L AS RO CAS
La estructura y la composición controlan las
propiedades físicas de los minerales, como el brillo,
morfología cristalina, dureza, color, exfoliación,
fractura y peso específico.
Muchos recursos son concentraciones de minerales
y rocas de importancia económica. Se caracterizan
también como recursos metálicos, recursos no
metálicos y recursos energéticos.
Varios procesos explican el origen de los minerales;
incluido el enfriamiento del magma, la meteorización,
la evaporación del agua del mar, .el metamorfismo y
los organismos que utilizan sustancias disueltas en
agua del mar para construir sus conchas.
Las reservas son la parte de la base de recursos que
se puede extraer de forma económica. La distinción
entre recurso y reserva depende del precio de
mercado, los costes de mano de obra, la
localización geográfica y los desarrollos en ciencia y
tecnología.
Unos pocos minerales, llamados minerales
formadores de rocas, son lo suficientemente
comunes en las rocas como para ser esenciales en
su identificación y clasificación. La mayoría de los
minerales formadores de las rocas son silicatos,
pero algunos carbonatos son también comunes.
Estados Unidos debe importar muchos recursos
para mantener su capacidad industrial. Canadá es
más independiente, pero también debe importar
algunos productos.
Términos clave
átomo (pág. 67)
brillo (pág. 81)
capa de electrones (pág. 67)
carbonato (pág. 80)
compuesto (pág. 68)
cristal (pág. 71)
densidad (pág. 84)
dureza (pág. 84)
electrón (pág. 67)
elemento (pág. 6 7)
enlace (pág. 68)
enlace covalente (pág. 69)
enlace iónico (pág. 69)
exfoliación (pág. 72)
ion (pág. 69)
mineral (pág. 71)
minerales formadores de rocas
(pág. 85)
neutrón (pág. 6 7)
núcleo (pág. 67)
número atómico (pág. 68)
número de masa atómica
(pág. 68)
peso específico (pág. 84)
protón (pág. 67)
recurso (pág. 86)
reserva (pág. 8 5)
roca (pág. 85)
silicato (pág. 7 6)
silicato ferromagnesiano
(pág. 77)
silicato no ferromagnesiano
(pág. 77)
sílice (pág. 7 6)
sólido cristalino (pág. 71
tetraedro de silicio (pág. 7 6)
Cuestiones de repaso
1.
Un silicato formador de rocas común es____
mientras que el carbonato más común es ____
a.
olivino/yeso;
cuarzo/calcita;
b.
c.
hematites/galena ;
d.
halita/biotita;
e.
moscovita/hornblenda .
3.
Los dos elementos más abundantes de la corteza
terrestre son:
a.
oxígeno y silicio;
hierro y potasio;
b.
c.
aluminio y calcio;
d.
granito y basalto;
e.
magnesio e iridio.
2.
¿En qué tipo de enlace se comparten los
electrones con átomos adyacentes?:
a.
van der Waals;
b.
silicato;
c.
octaedro;
d.
esférica;
e.
covalente.
4.
Un átomo con 6 protones y 8 neutrones en su
núcleo tiene un número de masa atómica de :
a.
6;
b.
8;
48 ;
c.
14;
d.
e.
2.
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A CT IVIDADES EN LA WORLD W ID E WEB
5.
Cualquier mineral compuesto de un elemento
combinado con azufre (S 2 -), como la galena,
(PbS) es un :
b.
a.
óxido;
sulfuro;
d.
silicato;
carbonato;
c.
e.
hidróxido.
6.
Los átomos de los gases nobles no reaccionan
para formar compuestos porque tienen:
a.
ocho electrones en su capa de
electrones externa;
b.
más cargas positivas que negativas;
c.
tres direcc.i ones de exfoliación
cruzándose para formar ángulos rectos;
número de masa atómicas superiores a
d.
92;
e.
demasiado sílice y no suficiente calcio.
7.
8.
9.
Un mineral formador de rocas es cualquier
mineral:
a.
que se encuentre en las rocas;
que contenga el radical (C0 3 ) 2 - ;
b.
c.
en el que el oxígeno se combine con
hierro;
esencial para la clasificación de las
d.
rocas;
e.
del grupo de los silicatos.
Un mineral conocido como elemento nativo es
uno en el que:
a.
un elemento puede su stituirse por otro;
la composiCión está determinada por
b.
reacciones entre oxígeno y hierro;
los átomos se enlazan para formar
c.
láminas continuas;
se encuentra al m enos silicio y oxígeno;
d.
e.
sólo h ay un elemento químico presente.
Los minerales que poseen la propiedad conocida
como exfoliación:
a.
son más densos que los minerales que
carecen de esta propiedad;
b.
muestran doble refracción;
c.
se rompen a lo largo de planos lisos de
debilidad ;
incluyen la obsidiana y el carbón; ·
d.
están compuestos principalmente de
e.
los gases nobles.
91
10.
El silicato ferromagnesiano olivino tiene la
fórmula química (Mg,Fe)2 Si04 , que significa que:
a.
el silicio y el oxígeno pueden_o no estar
presentes;
b.
el m agnesio y el hierro pueden
sustituirse uno por otro;
c.
el magnesio y el hierro son menos
abundantes en la corteza terrestre qu e el silicio y
el oxígeno;
d.
el olivino contiene o magn~sio o hierro,
pero no ambos;
e.
los silicatos ferromagnesianos son más
oscuros que los no ferromagnesianos.
11.
Explique la diferencia entre los mineráles
formadores de rocas y los minerales accesorios.
Además, nombre algunos dé los silicatos
formadores de rocas más comunes y un
carbonato formador de rocas.
12.
¿Por qué debe Estados Unidos, una nación rica
en recursos, importar todo o parte de algun9_s de
los recursos que necesita? ¿Cuáles son algunos
de los problemas que crea dicha dependencia de
las importaciones?
13.
¿Qué es la exfoliación en los minerales? ¿Cómo
puede utilizarse al «cortar» piedras preciosas?
14.
¿En qué se diferencian los minerales caracterizados
como silicatos de los carbonatos y de los óxidos?
15 .
Explique brevemente tres formas de originarse
los minerales.
16.
Compare los enlaces iónicos y covalentes.
17.
¿Bajo qué condiciones se originan los cristales
minerales bien formados? ¿Por qué no son muy
comunes los cristales bien formados?
18.
¿Qué explica el h echo de que algunos minerales,
como las plagioclasas, tengan cierta variedad de
composiciones químicas? b é ·un ejemplo de los
silicatos ferromagnesianos.
19.
¿En qué se diferenciaría el color y la densidad de
una roca compuesta principalmente de silicatos
ferromagnesianos de .una formada principalmente
de silicatos no ferromagnesianos?
.
20.
¿C uál es la diferencia básica entre minerales y
rocas?
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..
.
· · .. Las rocas ígneas
y la actividad ígnea
•
•
1ntrus1va
CAPÍTULO 4
ESQUEMA,,
DEL CAPITULO
Introducción
Las propiedades y comportamiento del
magma y de la lava
¿Cómo se origina y cambia el magma?
Rocas ígneas, sus características y
clasificación
Plutones, sus características y orígenes
ENFOQUE GEOLÓGICO 4.1: Algunos
pitones volcánicos extraordinarios
¿Cómo intruyen los batolitos en la
corteza terrestre?
Geo-Recapitulación
Esta masa de roca granítica del Parque Nacional de Yosemite,
e n Ca li forn ia, se llama El Cap itán. Es parte de l bato /ita de Sierra Ne vada, un plutón enorme que mide 640 km de largo y 110 km
de ancho. Este acantilado casi vertical se eleva más de 900 m
por encima de l suelo de l valle, convirtié ndo lo e n e l acantilado
intacto más alto del mundo.
94
C APITULO 4
LAS RO CAS Í GNEA S Y LA A C T I V ID A D Í GNE A ! N TRUS I VA
lntroduc
a hemos mencionado que el término roca se
aplica a un agregado sólido de uno o más minerales, así como a materia parecida al mineral , como el vidrio natural, y a masas sólidas
de materia orgánica, como el carbón . Además, en el Capítulo 1 hablamos brevemente de las tres principales familias de
rocas : ígneas, sedimentarias y metamórficas. Recordemos
que las rocas ígneas se forman cuando el material rocoso
fundido , conocido como magma o lava, se enfría y cristaliza
para fo rmar una gran variedad de minerales, o cuando los
componentes fragmentados conocidos como materiales p iroclásticos se consol idan. Estamos más fami liarizados con las
rocas ígneas formadas a partir de flujos de lava y de materiales piroclásticos porque podemos observarlas. fácilmente
en la superficie de la Tierra, pero deberíamos ser conscientes
d e qu e la mayor parte del magma nunca alcanza la superficie. De hecho, gran parte se enfría y cristaliza a gran profundidad, formando así los plutones, cuerpos ígn.eos de diversas
formas y tamaños.
El granito y varias rocas de aspecto .s imilar son las rocas
más comunes de los plutones más grandes, como los de Sie-
rra Nevada, en California (véase la foto al principio del
capítulo) y el Parque Nacional de Acadia , en Maine (• Figura 4.1a) . Las imágenes de los presidentes Lincoln , Roosevelt,
Jefferson y Washington del monumento nacional del monte
Rushmore, en Dakota del Sur (Figura 4.1 b), así como el cercano monumento a Caballo Loco (en construcción) están en
e l Harn ey Peak Gran ite, de 1,7 bill o nes d e años, que está
formado de un cierto número d e plutones. Estos enorm es
plutones se formaron muy por debajo de la superficie, pero
un posterior levantamiento y erosión profunda los expuso en
su forma actual.
Algunos granitos y rocas parecidas son bastante atractivas, especialmente cuando se cortan y se pulen. Se utilizan
para fabricar lápidas, chimen eas, encimeras de cocina, revestimientos de edificios, pedestales para estatuas y estatuas . Aunque es más importante el hecho de que los fluidos
que manan de los plutones explican el origen de muchos depósitos de minerales de metales importantes, como el cobre, en rocas adyacentes.
El origen de los plutones, o la actividad ígnea intrusiva,
y el volcanismo que implica la erupción de flujos de lava, gases y materiales piroclásticos son temas muy relacionados,
aunque los estudiaremos en capítulos d istintos. Los mismos
tipos de magma se ven implicados en ambos procesos, pero
el magma varía en su movilidad, lo que explica por qué sólo
(b)
• Figura 4.1
(a)
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·(a) Rocas graníticas de co lor claro expuestas a lo largo de la costa
en el Parque Naciona l Aca d ia, en M ai ne. La roca oscu ra es b asalto
que se form ó cuando el magm a se intro dujo a lo largo de un a
fractura eh la roca granít ica. (b) Las im ágenes de los presid entes en
el N ati onal Memorial del monte Rushmore, en Dakot a del Sur,
est án en el p ico Ha rney, co mp uest o d e gra nito.
LAS. PROP I E D ADES Y E L COMPO RTAMIENTO D EL MAGMA Y L A LAVA
95
parte alcanza la superficie. Además, normalmente, los p lutones yacen bajo áreas volcánicas y, en realidad, son la fuente de los flujos de lava superficia les y de los materiales
piroclásticos. Los plutones y la mayoría de los volcanes se
encuentran en o cerca de bordes de placa divergentes y convergentes, por lo que la presencia de rocas ígneas es un criterio para reconocer bordes de placa antiguos; las rocas
ígneas nos ayudan también a aclarar las complejidades de
los episodios de formación de montañas.
Una razón importante para estudiar las rocas ígneas y
la actividad ígnea intrusiva es que las rocas ígneas son una
de las tres fam ilias principales de rocas. Además, las rocas
ígneas form an gran parte de todos los continentes y casi
toda la corteza oceánica, que se forma continuamente por
la actividad ígnea en bordes de p lacas divergent es. Y, como
ya hemos mencionado, podemos encontrar depósitos mineral es importantes junto a muchos plutones.
En este capítulo, nos centraremos en (1) el origen , composición, textura? y clasificación de las rocas ígneas y (2) el
origen, importancia y _
t ipos de plutones. En el Capítu lo 5, estudiaremos el volcan ismo, los volcanes y fenómenos as.ociados que se producen cuando el magma alcanza la superficie
d e la Tierra. Aunque d ebemos recordar que el origen de los
plutones y el volcanismo son temas relacionados.
LAS PROPIEDADES
Y EL COMPORTAMIENTO
DEL MAGMA Y LA LAVA
Composición del magma
n el Capítulo 3, vimos que un proceso que explica el origen de los minerales y, por tanto, de
las rocas, es el enfriamiento y cristalización del
magma y de la lava . El magma es roca fundida bajo la
superficie de la Tierra. Cualquier tipo de magma es menos denso que la roca de la que se deriva, por lo que
tiende a desplazarse hacia arriba, pero gran parte se enfría y se solidifica a gran profundidad, dando lugar a
cuerpos ígneos intrusivos conocidos como plutones. Sin
embargo, parte del magma sí sale a la superficie, donde
mana en forma de coladas d e lava, o es expulsado enérgicamente a la atmósfera como componentes fragmentados con ocidos como materia les piroclásticos (del
griego p_yro, «fuego», y ldastos «roto»). Desde luego, los
flujos de lava y las erupciones de materiales piroclásticos son las manifestaciones más impresionantes de todos los procesos relacion ados con el magma, pero son
resultado de sólo un pequeño porcentaje de .t odo el
magma que se forma.
Todas las rocas ígneas se derivan del magma, pero
existen dos procesos distintos de formación. Se forman
cu ando (1) el -magma o la lava se enfrían y cristalizan
para formar minerales, o (2) los materiales piroclásiicos
se consolidan para formar un agregado sólido a partir de
fragmentos previamente sueltos. Las rocas ígneas que resultan del enfriamiento de flujos de lava y de la consolidación de materiales piroclásticos son rocas volcánicas
o rocas ígneas extrusivas, es decir, rocas ígneas que se
han formado a partir de m ateriales expulsados a la superficie. Por el contrario, el magma que se enfría bajo la
superficie forma rocas plutónicas o rocas ígneas intrusivas.
En el Capítulo 3 vimos que, con mucho, los minerales
más abundantes de la corteza terrestre son los silicatos,
como el cuarzo, varios tipos de feldespatos y diversos silicatos ferromagnesianos, todos compuestos de silicio y
oxígeno, y otros elementos que mostramos en la Figura
3.9. Por consiguiente, la fusión de la corteza da lugar
principalmente a magm as ricos en sílice que también
contienen una cantidad considerable de aluminio, calcio, sodio, hierro, magnesio y potasio, y otros varios elementos en menor cantidad. Otra fuente de magma es el
manto superior de la Tierra, que está compuesto de rocas
que contienen principalmente silicatos ferromagnesianos. Por tanto, el m agm a que procede de esta fu e nte
contiene, comparativamente, menos silicio y oxígeno (sílice)' pero m ás hierro y magnesio.
Aunque existen algunas excepciones, el principal
constituyente del magma es la sílice, que varía lo suficiente como para distinguir los magmas , clasificados
como félsiCos, intermedios y básicos"' . El m agma félsico, con más de un 65 % de sílice, es rico en sílice y con .
tie ne una cantidad considerable d e sodio, potasio y
aluminio, pero poco calcio, hierro y magn esio. Por el
contrario, el magma básico, con menos de un 52% de sílice, es pobre en sílice y contiene proporcionalmente más
- calcio, hierro y magn esio. Y como es de esperar, el m agma intermedio tien e una composición entre el magma
félsico y el básico (Tabla 4 .1 ).
¿Qué. temperatura alcanzan el magma y
la lava?
Todo el mundo sabe que la lava está muy caliente, pero
¿cuánto? La lava en erupción tiene normalmente una
,; La lava de algunos volcanes de África se enfría para formar carbonitita,
roca ígnea con al menos un 50% de minerales de carbonato, en su mayor
parte calcita y dolomita.
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CA PITULO 4
LAS RO CAS Í GNEAS Y LA ACT I V I D AD Í GNEA I N TRU S I VA
Tabla 4.1
Tipos de magmas más comunes y sus características
Tipo de magma
Contenido en sílice (%)
Ultrabásico
Básico
Intermedio
Fé lsico
< 45
45-52
53-65
> 65
Sodio, potasio y aluminio
Calcio, hierro y magnesio
Aumenta
t
Aumenta
r
temperatura entre 1.000 y 1.200 ºC , aunque se llegó a
Cuando el Monte St. Helens e ntró en erupción en
registrar una temperatura de 1.350 ºC debajo de un lago
1980, en el estado de Washington, expulsó magma félside lava en Hawai, donde los gases volcánicos reaccionaco en forma de flujos piroclásticos. Dos semanas desron con la a tmósfera. El magma debe estar incluso más . pués , estos flujos tenían temperaturas d e e ntre 300 y
caliente que la lava pero no se han tomado nunca medi420 ºC, y m ás de un año más tarde se produjo una exdas directas de su temperatura.
plosión de vapor cuando el agua se encontró con algunos
La mayor parte de las temperaturas de la lava se tom a teriales piroclásticos aún calientes. La razón por la
man en volcanes que muestran poca o ninguna actividad
que la lava y el magma mantienen tan bien la temperaexplosiva, por lo que la mejor información proviene de
tura es que la roca conduce muy m al el calor. Por consicoladas de lava básica, como por ejemplo las de Hawai
guiente, el interior de las coladas densas de lava y los
(• Figura 4 .2) . Por el contrario, las erupciones de lava
depósitos de flujo piroclástico pueden p ermanecer cafélsica no son tan comunes y los volcanes de los que m alientes durante meses o años, mientras que los plutones,
n an estas coladas tienden a ser explosivos, por lo que no
dependiendo de su tamaño y profundidad, pueden no ennos podemos acercar de manera segura. Sin embargo, se
friarse por completo durante miles o millones de años.
han llegado a medir a distancia las temperaturas de algun as masas bulbosas de lava: félsica en domos de lava con
Viscosidad o resistencia a fluir
un pirómetro óptico. Las superficies de estos domos de
lava están a una temperatura de 9 00 ºC, p ero segura- Todos los líquidos tienen la propiedad de la viscosidad,
m ente en su interior están a temperaturas aún m ás altas.
o la resistencia a fluir. En líquidos como el agua, la vis-
• Figura 4.2
Geólogo utilizando un te rm opar para
det erm inar la te mperatu ra d e una
co lada de lava en Hawai.
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¿ C ÓMO S E ORIGINA Y CA MBIA E L MAGMA?
cosidad es muy baja, por lo que son altamente fluidos y
fluyen fácilmente. Sin embargo, en otros líquidos la viscosidad es tan alta que fluyen mucho más lentamente.
Buenos ejemplos de ello son el aceite de motor frío y el
sirope, ambos bastante. viscosos y que fluyen con dificultad. Pero cuando calentamos estos líquidos, su viscosidad es mucho más baja y fluyen con más facilidad ; es
decir, se hacen más fluidos al aumentar la temperatura.
Por tanto, podríamos pensar que la temperatura controla la viscosidad del magma y de la lava, y esta deducción
es en parte correcta: Podríamos generalizar y decir que el
magma o la lava caliente se mueven más fácilmente que
los que están más fríos , pero debemos matizar esta afirmación haciendo constar que la temperatura no es el
único control de la viscosidad.
El contenido de sílice controla en gran medida la
viscosidad del magma y de la lava. Al aumentar el contenido de sílice, se forman numerosas redes de tetraedros de sílice y el flujo se retarda, porque para que tenga
lugar, deben rompers ~ los fuertes vínculos de estas redes. La lava y el magma básicos con un 45-52 % de sílice, tienen menos rede·s de tetraedros de sílice y, por
tanto, son más móviles que los flujos de lava y de magma félsicos. En 1783, una colada básica recorrió en Islandia 80 km y los geólogos han rastreado coladas
antiguas en el estado de Washington a lo largo de más de
SOO km. Por el contrario, el magma félsico , debido a su
viscosidad más alta, no alcanza la superficie con tanta
frecuencia como el magma básico. Y cuando se producen coladas de lava félsica tienden a ser densas, se mueven lentamente y sólo a lo largo de distancias cortas.
Una colada de lava densa y pastosa que érupc;ionó en
19 f 5 en Las sen Peak, en California, recorrió tan sólo
unos 300 m antes de detenerse.
¿CÓMO SE ORIGl.NA
Y CAMBIA EL MAGMA?
a mayoría de nosotros no hemos sido testigos de
una erupción volcánica, pero sí hemos visto noticias o documentales mostrando como el magma fluye en forma de coladas de lava o como materiales
piroclásticos. En cualquier caso, estamos familiarizados
con algunos aspectos de la actividad ígnea, pero la mayoría de la gente no tiene ni idea de cómo y dónde se origina el magma, cómo sale de su lugar de origen y cómo
podría ~ambiar. De hecho; muchos tienen la idea equivocada de que la lava proViene de una capa continua de
roca fundida situada debajo de la corteza o de que proviene del núcleo exterior fundido de la Tierra.
· 97
En primer lugar, estudiaremos cómo y dónde se origina el magma. Sabemos que los átomos de un sólido están en movimiento constante y que, cuando un sólido se
calienta, la energía del movimiento excede las fuerzas de
enlace y el sólido se funde . Todos estamos familiarizados
con este fenómeno, y también sabemos que no todos los
sólidos se funden a la misma temperatura . Una vez que se
forma el magma tiende a subir, porque es menos denso
que la roca que se ha fundido, y parte llega a la superficie.
El magma puede provenir de l 00 a 300 km de profundidad, pero la mayor parte se forma a profundidades
mucho más superficiales, en el manto superior o la corteza inferior, y se acumula en depósitos conocidos como
cámaras magmáticas. Por debajo de las extensas dorsales, donde la corteza es delgada, las cámaras magmáticas
están a una profundidad de sólo unos pocos kilómetros,
pero a lo largo de los bordes de placas convergentes, las
cámaras magmáticas. están no-r malmente a unas decenas
de kilómetros de profundidad. El volumen de una cámara magmática varía de unos pocos a muchos cientos de
kilómetros cúbicos de roca fundida en .el interior de la litosfera que, por lo demás, es sólida. Una parte sencillamente se enfría y cristaliza dentro de la corteza terrestre,
explicando así el origen de diversos plutones, mientras
que otra parte sube a la superficie y es emitida en forma
de coladas de lava o como materiales piroclásticos.
Series. de Cristalización de Bowen
Durante la primera parte del siglo pasado, N. L. Bowen
sostuvo la hipótesis de que los magmas básicos, intermedios y félsicos podían derivar todos ellos de un magma básico madre. Él sabía que no todos los minerales
cristalizan simultáneamente al enfriarse el magma, sino
que cristalizan en una secuencia predecible. Basándose
en sus observaciones y en experimentos de laboratorio,
Bowen propuso un mecanismo, ahora llamado series de
cristalización de Bowen, para explicar la diferenciación de los magmas intermedio y félsico del magma básico. Las series de cristalización de Bowen ('.Onsisten en
dos ramas: una rama discontinua y una rama continua
(• Figura 4.3). A medida qu e baja la temperatura del
magma, los minerales cristalizan a lo largo de ambas ramas simultáneamente, pero, por comodidad, las estudiaremos por separado.
En la rama discontinua, que contiene sólo silicatos
ferromagnesianos , un mineral se transforma en otro en
unos límites de temperatura específicos (Figura 4.3).
Cuando la temperatura baja, se alcanza un límite de temperatura en el que un mineral dado ' empieza a cristalizar. Un mineral formado con anterioridad reacciona con
el magma líquido remanente (el material fundido) de
manera que forma el siguiente mineral de la secuencia.
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98
CAPITULO 4
LAS RO CAS f GNE A
Y LA AC T I V I DAD fGNE A ! NT R US I VA
• Figura 4.3
Plagioclasa
rica en calcio
Olivino
Tipos de
magma
Básico
(45-52% sílice)
Anfíbol
(hornblenda)
Las series de cristalización de
Bowen consisten en una ra ma
disco ntinua en la que una sucesión
de sili catos ferromagnesianos
cristaliza según va disminuyendo la
t emperatu ra del magma, y una
rama continua en la cual cristalizan
las plagi oclasas progresiva mente
más ricas en sodio. Obs erve
t ambién que la composición del
magm a básico ca mbia según se va
produ ciendo la crist ali za ción por las
dos ramas.
Intermedio
(53-65% sílice)
Reacción
Plagioclasa
rica en sodio
Mica
biótita
Feldespato
de potasio
Félsico
(>65% sílice)
Mica
moscovita
Cuarzo
Por ejemplo, el olivino [(Mg,Fe) 2 Si0 4 ] es el primer silicato ferromagnesiano en cristalizar. A medida que el
magma sigue enfriándose, alcanza el límite de temperatura en el que el piroxeno es estable; se produce una reacción entre el olivino y el material fundido remanente y
se forma el piroxeno.
Con un enfriamiento continuado, se produce una
reaceión similar entre el piroxeno y el material fundido,
y la estructura del piroxeno se reorganiza para formar el
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Oué haría
Es profesor de ciencias en el colegio interesado en
desarrollar experimentos para mostrar a sus alumnos
que (1) la composición y la temperatura afectan la
viscosidad de la colada de lava, y (2) cuando el magma
o la lava se enfrían, algunos minerales cristalizan antes
que otros. Describa los experimentos que se le ocurran
para ilustrar estos puntos.
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© Cengage 'Learning Paraninfo
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anfíbol. Un posterior enfriamiento provoca una reacción entre el anfíbol y el material fundido y ~u estructura se reorganiza de manera que se forma la estructura
laminar de la mica biotita. Aunque las reacciones que
acabamos de describir tienden a convertir un mineral
en el siguiente de la serie, las reacciones no siempre se
completan. Por ejemplo , el olivino podría tener un borde de piroxeno, lo que indicaría una reacción incompleta. Si el magma se enfría lo suficientemente rápido,
los minerales que se han formado al principio no tienen tiempo de reaccionar con el material fundido y, por
tanto, todos los silicatos ferrom agnesianos de la rama
discontinua pueden estar en una roca . En c u alquier
caso, para cuando h aya cristalizado la biotita, todo el
magnesio y el hierro presentes en el magma original se
habrán agotado.
Las plagioclasas, que son silicatos no ferromagnesianos, son los únicos minerales de la rama continua de
las series de cristalización de Bowen (Figura 4.3). La
plagioclasa rica en calcio cristaliza primero. Cuando el
magma sigue enfriándose, la plagioclasa rica en calcio
reacciona con el material fundido y cristaliza una pla-
¿CÓMO SE OR IGINA Y CA MBIA E L MAGMA?
gioclasa que contiene proporcionalmente más sodio, hasta que se agota todo el calcio y el sodio. En muchos casos , el enfriamiento es demasiado rápido para que se
produzca una transformación completa de la plagioclasa
rica en calcio a la plagioclasa rica en sodio. La plagioclasa que se forma bajo estas condiciones se presenta zonada, lo que signific~ que tiene un núcleo rico en calcio
rodeado de zonas progresivamente más ricas en sodio.
Cuando los minerales cristalizan simultáneamente
en las dos ramas de las series de cristalización de
Bowen, el hierro y el magnesio se agotan porque se utilizan en los silicatos ferromagnesianos, mientras que el
calcio y el sodio se agotan en las plagioclasas. En este
punto, cualquier magma remanente es rico en potasio,
aluminio y silicio, que se combinan para formar la ortosa (KAISi 3 0 8 ), un feldespato de potasio, y si la presión del agua es alta, se forma el silicato laminar denominado moscovita. Cualquier magma remanente es
rico en silicio y oxígeno (sílice) y forma el mineral
cuarzo (Si0 2 ). La cristalización de la ortosa y el cuarzo
no es una verdadera serie de reacciones, porque se forman independientemente y no por una reacción de la
ortosa con el material fundido.
e
Sólido
e
'º
·¡¡;
et
'Ü
·¡¡;
Q)
Curva de
fusión
Curva de
fusión
húmeda
Curva de fusión
99
Sólido
Q)
et
Líquido
Temperatura - -
Temperatura - -
(a)
(b)
• Figura 4.4
Efectos de la presión y la temperatura en la fusión (a) Según
disminuye la presión, incluso cuando la temperatura permanece
constante, se produce la fusión. El círculo negro representa la roca
a temperatura alta. La misma roca (círculo abierto) se funde a
presión má s baja. (b) Si está presente el agua, la curva de fusión se
traslada hacia la izquierda debido a que el agua proporciona un
agente adicional para romper los enlaces químicos. Acorde con
ello, las rocas se funden a una temperatura más baja (curva de
fusión ve rde) si está presente el agua.
nos. Para explicar cómo se origina el magma básico a
partir de rocas ultrabásicas, los geólogos proponen que el
El origen del magma en dorsales
magma se forma de una roca fuente que sólo se funde
parcialmente.
Este fenómeno de fusión parcial se proUna observación fundamental con respecto al origen del
duce
porque
no
todos los minerales de las rocas se funmagma es que la temperatura de la Tierra aumenta con
den
a
la
misma
temperatura.
la profundidad. Conocido como el gradiente geotérmiRecordemos la secuencia de minerales de las Series
co, este aumento de temperatura tiene un promedio de
de
cristalización
de Bowen (Figura 4.3). El orden en el
25 ºC/km. Por consiguiente, las rocas profundas están
que
se
funden
estos
minerales es el opuesto a su orden
calientes pero permanecen en estado sólido porque su
de
cristalización.
Por
consiguiente, las rocas cümpuestemperatura de fusión se eleva con el aumento de pretas
de
cuarzo,
feldespato
de potasio y plagioclasas ricas
sión (• Figura 4.4a). Sin embargo, debajo de las dorsaen
sodio
empiezan
a
fundirse
a temperaturas más bajas
les la temperatura en la zona excede la temperatura de
que
los
compuestos
de
silicatos
ferromagnesianos y las
fusión, al menos en parte, porque la presión disminuye.
variedades
cálcicas
de
las
plagíoclasas.
Por tanto, cuanEs decir, la separación de las placas en las dorsales pro- .
do
las
rocas
ultrabásicas
empiezan
a
fundirse
, se funden
bablemente provoca un descenso de la presión sobre las
primero
los
minerales
más
ricos
en
sílice,
.
seguidos
de
rocas profundas ya calientes, iniciándose así la fusión
aquéllos
que
contienen
menos
sílice.
(Figura 4.4a). Además, la presencia de agua disminuye la
Si la fusión no es completa,' se produce un magma
temperatura de fusión debajo de las dorsales , porque el
básico
que contiene, proporcionalmente, más sílice que
agua ayuda a la energía térmica a romper los enlaces quíla
roca
de origen.
micos de los minerales (Figura 4.4b).
Plumas cilíndricas y localizadas de material del manto caliente, llamadas plumas mantélicas, se elevan por
debajo de las dorsales y en otros sitios, y al hacerlo, la
presión disminuye y comienza la fusión, dando lugar al
magma. El magma formado bajo las dorsales es invariablemente básico (45-52% de sílice). Pero las rocas del
manto superior de las que se deriva este magma están
caracterizadas como ultrabásicas (<45% de sílice), compuestas principalmente de silica tos ferromagnesianos y
cantidades más pequeñas de silicatos no ferromagnesia-
Zonas de subducción y el origen
del magma
Otra cuestión fundamental con respecto al magma es
que, allí donde una placa oceánica subduce bajo una placa continental u otra placa oceánica, se encuentra un
cinturón de volcanes y plutones cerca del borde anterior
de la placa preponderante(• Figura 4.5). Entonces, parecería que la subducción y el origen del magma deben
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100
CAP ITULO
4
L AS ROCAS fG N EAS Y L A A C T I VID AD Í GNEA I NT RU S I VA
Volcanes
f
LPlaca
co ntinental
Corteza
Manto
superior
Astenosfera
Corteza continental
Corteza oceán ica
Astenosfera
• Figura 4.5
Tanto la activid ad ígn ea intrusiva como la extrusiva ti enen lu gar en b ordes de p laca d ivergentes (dorsales en expansión) y donde las placas
subd ucen en b ordes de placa convergentes. La co rteza oce ánica se com pon e en gran parte de plutones y rocas ígneas oscuras que se
produjeron al enfriarse co ladas de lava submarinas. El magma se forma donde una p laca oceá nica subdu ce b aj o otra p laca oceán ica o bajo
una p laca cont inental como se mu estra aquí. La mayor parte del magma forma p luto nes, pero una parte es expu lsa d o en erupciones para
forma r vo lcanes (véase el Capítul o 5).
estar relacionados de algún modo , y en realidad lo están.
Además, el magma de estos bordes de placas convergentes es, principalmente, intermedio (53 -65 % de sílice) o
félsico (>65 % de sílice).
Una vez más , los geólogos recurren al fenómeno de
la fusión parcial para explicar el origen y la composición del magma en las zonas de subducción. Cuando
una placa subducida desciende hacia la astenosfera, al
final alcanza una profundidad donde la temperatura es
lo suficientemente alta como para iniciar la fusión parcial. Además, la corteza oceánica des ciende a una profundidad en la que se produce la deshidratación de los
minerales, y cuando el agua asciende al m anto suprayacente, aumenta la fusión y se forma el m agma (Figura 4.4b).
Recordemos que la fusión parcial de rocas ultrab ásicas en las dorsales da lugar a magma básico. De
forma similar, la fusión parcial d e rocas básicas de
la corteza oceánica da lugar a m agmas interm edios
(53-65 % de sílice) y félsicos (>65 % de sílice), ambos
más -ricos en sílice que la roca d e orige n. Ade más ,
p arte de las rocas sedimentarias y sedimentos ricos en
sílice de los m árgen e s continentales se despl azan,
probablemente, con la placa subducida y aportan su
sílice al magma. Por otra parte, el magma básico que
asciende a través de la corteza continental inferior
debe estar contaminado con materiales ricos en sílice,
lo que cambia su composición.
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Procesos que producen cambios
de composición en el magma
Una vez que se. ha formado el magma, su composición
puede cambiar por la sedimentación de cristales, que
implica la separación física de lo,s minerales mediante
cristalización y depósito gravitacional (• Figura 4 .6). El
olivino, primer elemento ferromagnesiano en formarse
en la rama discontinua de la serie de cristalización de
Bowen, tiene una de nsidad mayor que el magma remanente y tiende a hundirse. Por consiguiente, el magma
remanente se hace más rico en sílice, sodio y potasio, ya
que gran parte del hierro y del magnesio fueron eliminados al cristalizar minerales como el olivino y quizá el piroxeno.
Aunque la cristalización tenga lugar, no lo hace en
una proporción que produzca mucho m agma félsico a
partir del magma básico. En algunos plutones gruesos
en forma de capa llamados sills, los primeros silicatos ferromagnesianos que se formaron están concentrados en
sus partes inferiores. Pero incluso en estos plutones, la
cristalización ·ha dado lugar a muy poco magma félsico.
Si el magma félsico pudiera producirse a gran escala a p artir del magm a básico, debería haber mucho más
magma básico que félsico. Para producir un volumen
concreto de granito (una roca ígnea félsica), inicialmente tendría que haber 1O veces más de magma básico para que la cristalización diera lugar al volumen de
¿ C ÓMO S E Oll!GJNA Y CA MBIA E L MAGMA ?
101
Cámara magrrlática
•
Figura 4.6
(a) Los sili catos ferromagnesianos formados al principio son
más densos q ue el magma y se depositan y acumulan en la
cá mara magm át ica. Los fragmentos de rocas .extra ídos por
el movimiento del magma hacia arrib a pueden fund irse y
ser incorporados al magm a, o pueden permanecer como
incl usiones. (b) Inclusiones oscuras en una roca granítica.
granito en cuestión. Si esto fuera así, entonces las rocas
ígneas intrusivas básicas deberían ser mucho más comunes que las félsicas . Sin embargo , oc u rre justo lo
contrario , así que debe haber otros mecanismos aparte
de la cristalización que expliquen el gran volumen de
magma félsico. La fusión parcial de la corteza oceánica
básica y de sedimentos ricos en sílice de los márgenes
continentales durante la subducción da lugar a un magma más rico en sílice que la roca de origen. Además , el
magma que asciende a través de la corteza continental
absorbe algunos materiales félsicos y se hace más rico
en sílice.
La composición del magma también cambia por asimilación, un proceso en el cual el magma reacciona con
la roca preexistente, llamada roca de caja, con la que
entra en contacto (Figura 4.6). Las paredes de un conducto volcánico o cámara magmática se calientan con el
magma adyacente, que puede alcanzar temperaturas de
1.300 ºC . Algunas de estas rocas se funden parcial o
completamente, siempre que su temperatura de fusión
sea más baja que la del magma. Debido a que las rocas
asimiladas rara vez tienen la misma composición que el
magma, la composición de éste cambia.
El hecho de que la asimilación ocurre viene indicado por las inclusiones, fragmentos de roca que no se han
fundido completamente y que son bastante comunes en
las rocas ígneas. Muchas inclusiones sencillamente se
desprendieron de la roca de caja cuando el magma se
(b)
abría paso por las fracturas preexistentes (Figura 4.6).
Nadie duda que la asimilación existe, pero su efecto en la
composición del magma debe ser poco importante. La
razón es que el calor para la fusión proviene del mismo
magma y esto tiene el efecto de enfriar el magma. El
magma sólo puede asimilar una cantidad limitada de
roca y esa cantidad es insuficiente para producir un cambio importante en su composición.
Ni la cristalización, ni la asimilación pueden producir una cantidad significativa de magma félsico a partir
del magma básico. Pero ambos procesos, si se producen
simultáneamente, pueden dar lugar a cambios más importantes que cualquiera de ellos actuando en solitario.
Algunos geólogos creen que ésta es una de las maneras
en las que se forma el magma intermedio allí donde la litosfera oceánica subduce por de bajo de la litosfera continental.
Un único volcán puede expulsar lavas de diferente
composición, lo que indica la presencia de magmas de
distinta composición. Parece probable que algunos de
estos magmas pudieran entrar en contacto y mezclarse
los unos con los otros. Si este es el caso, sería de esperar
que la composición del magma resultante de la mezcla
de magmas fuera una versión modificada de los magmas
madres. Supongamos que el magma básico en ascenso
se mezcla con magma félsico de más o menos el mismo
volumen (• Figura 4. 7). El magma <<nuevo» resultante
tendría una composición más intermedia.
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102
CAPITULO 4
LAS ROCAS f GNEAS Y LA ACT I V ID AD f GNE1\ I NT RUS I VA
• Fig ura 4.7
------·
Mezcla de magmas. Se mezclan dos magmas y se pro d uce uno. con
una composición diferente a cualqui era de los o riginales. En est e
caso, el magma resultante debería tener una composición
intermedia.
ROCAS ÍGNEAS,
SUS CARACTERÍSTICAS
Y CLASIFICACIÓN
a hemos definido las rocas ígneas intrusivas o
plutónicas y las rocas ígneas extrusivas o volcánicas. Aquí h ablaremos más sobre la textura,
composición y clasificación de estas rocas, que constituyen una de las tres familias de rocas más importantes representadas en el ciclo petrológico (véase la Figura 1.12).
Texturas de las rocas ígneas
El término textura h ace referencia al tamaño, forma y disposición de los minerales que componen las· rocas ígneas.
El tamaño es lo más importante, porque el tamaño de cristal del mineral está relacionado con la historia de enfriamiento del magma o lava y, generalmente, nos indica
si una roca ígnea es volcánica o plutónica. Los átomos del
magma o de la lava están en constante movimiento, p ero
cuando comienza .el enfriamiento, algunos átomos se
unen para formar p equ eños núcleos. Cuando otros á tomos del líquido se unen químicamen t_e a estos núcleos,
lo hacen en una disposición geométrica ordenada, y los
núcleos se convierten en granos de mineral cristalino, las
partículas individuales que forman las rocas ígn~as.
Durante un en friamiento rápido, como el que tiene
lugar en las coladas de lava, el ritmo al que se forman los
núcleos de minerales excede el ritmo de crecimie nto y
entonces se forma un agregado de muchos gran.os de mineral pequeños. El resultado es una textura de grano fino
o textura afanítica, en la que los minerales individuales
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son demasiado pequeños para poderlos ver sin algún tipo
de aumento(• Figura 4.8a, b ). Con un enfriamiento lento, el ritmo de crecimiento excede el ritmo de formación
de los núcleos, y se forman granos de mineral relativamente grandes, dando lugar a una textura de grano grueso o textura fanerítica , en la que los minerales son
claramente visibles. Normalmente, las texturas afaníticas
indican un origen extrusivo, mientras que las rocas con
texturas faneríticas son normalmente intrusivas. Sin embargo, los plutones poco profundos podrían tener una textura afanítica, y las rocas que se forman en el interior de
los flujos de lava densa podtian ser faneríticos.
Otra textura común en las rocas ígneas es la llamada
porfídica, en la que encontramos minerales de tamaños
marcadamente diferentes en la misma roca. Los minerales más grandes son los f enocristales y los más pequeños
forman, colectivamente, la matriz, que es, sencillamente, el conjunto de granos que h ay entre los fenocristales
(Figura 4 .8e, f). La matriz puede ser afanítica o fanerítica; el único requisito p ara una textura porfídica es que
los fenocristales sean considerablemente más grandes
que los minerales de la masa granulada . Las rocas ígneas
con texturas porfídicas se llaman póefidos, como el basalto porfídico. Estas rocas tienen historias de enfriamiento
más complejas que aquellas con texturas afanítica o fanerítica que podrían suponer, por ejemplo, un m agma
que se enfría parcialmente bajo la superficie y luego erupciona y se enfría rápidamente en la superficie .
La lava puede enfriarse tan rápidamente que sus átomos constituyentes no tengan tiempo de disponerse en
las estructuras tridimensionales orden adas de los minerales . Como consecu encia, se form an vidrios naturales
como la obsidiana (Figura 4.8g) . Aunque la obsidiana,
con su textura vítrea, no está compuesta de minerales,
los geólogos la clasifican como una roca ígnea.
Algunos magmas contienen grandes cantidades de
vap or de agua y de gases. Estos gases pueden quedar
atrapados en la lava durante el proceso de enfriamiento,
donde forman numerosos agujeros o cavidades llamadas
vesículas ; a las rocas con muchas vesículas se las llama
vesiculares, como, por ejemplo, el basalto vesicular (Figura 4.8h).
Las rocas ígneas formadas por una actividad volcánica explosiva están caracterizadas p or una textura piroclástica o fragmenta! (Figura 4.8i). Por ejemplo, las
cenizas expulsadas a la a tmósfera, con el tiempo se depositan en la superficie, donde se acumulan; s i se consolidan, forman rocas ígneas piroclásticas.
Composición de las rocas ígneas
La mayoría de las Tocas ígneas, al igual que el magma
del que se originan, se clasifican como básicas (45-52%
ROCAS ÍGNEAS, SUS CARACTER Í ST I CAS Y C LASJF ! CAC I ÓN
103
Enfri amiento rápido
(a)
(b)
(e)
(d)
Enfriam iento lento
.. .
Fenoc ri stal es
(f)
(e)
o
-2
ro
i
"
~
~
"
~
(g)
•
(h)
(i)
"'
Figura 4.8
Dive rsas texturas de rocas ígn eas. La t extura es 1.mo de los criteri os utilizados para clasifica r rocas ígneas . (a, b) El enfriamiento rápido,
como el que se produce en las co ladas de lava, ti ene como resultado minerales de p equeñ o t amaño y una textu ra (de grano fino) afaníti ca.
(c, d) El enfria miento lento en los pluto nes resu lta en una textu ra fane ríti ca. (e, f) Est as textu ras porfídicas ind ican una historia de
enfriam iento comp lej o. (g) La obs idi ana tiene una t extu ra vítrea deb id o a que el magma se enfrió dema siado rápid o para que se formasen
cristales m'inerales. (h) Los gases se expanden en la lava y ori g inan una t extu ra vesicu lar. (i) Vista microscóp ica de una roca íg ne a co n una
t extu ra frag me nta !. Los objetos angul osos inco loros son frag mentos de vidrio vo lcá nico q ue miden hasta 2 mm.
de sílice) , intermedias (53-65%), o félsicas (>65 % de sílice) . Existen unas pocas a las que llamamos ultrabásicas
(<45 % de sílice), p e ro éstas, probablemente, se derivan
del magma básico mediante un proceso del que hablaremos más adelante . El magma m adre juega un papel
importante a la hora de determinar la composición mi-
neral de las rocas ígneas, pero es posible que el mismo
magma dé lugar a una amplía variedad de rocas ígneas ,
porque su composición p uede cambiar como resultado de
la secuencia -en la que los minerales cristalizan, o por cristalización, asimilación y mezcla de magmas (Figuras 4.?,
4.6 y 4.7).
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_)
104
CAP ÍTULO 4
LAS ROCAS Í GNEAS Y LA AC TIVIDAD Í G NEA I N TRUS I VA
Clasificación de las rocas ígneas
Los geólogos utilizan la textura y la composidón para clasificar la mayor parte de las rocas ígneas. Observemos en
la • Figura 4.9 que todas las rocas, excepto la peridotita,
están emparejadas; los miembros de un par tienen la misma composición pero diferente textura. El basalto y el gabro, la andesita y la diorita, y la riolita y el granito son
pares composicionales (mineralógieos), pero el basalto, la
andesita y la riolita son afaníticos y comúnmente extrusi~
vos (volcánicos), mientras que el gabros, la diorita y el
granito son faneríticos y principalmente intrusivos (plutónicos). Normalmente, podemos distinguir los miembros
extrusivos e intrusivos de cada par por la textura, pero recordemos que las rocas de algunos plutones poco profundos pueden ser afaníticas y las rocas formadas en flujos
de lava densa pueden ser faneríticas. En otras palabras,
todas estas rocas existen en continuidad textura!.
Las rocas ígneas de la Figura 4.9 también se diferencian por la composición, es decir, por su contenido en minerales. En la tabla, la riolita, la andesita y el basalto, por
ejemplo, muestran que las proporciones de silicatos ferromagnesianos y no ferromagnesian~s cambian.
Sin embargo, las diferencias e n la composición son
graduales a lo largo de un continuo composicional. En
otras palabras, existen rocas con composiciones entre el
granito y la diorita, el basalto y la andesita, etc.
Afanítica:
Rocas ultrabásicas. Las rocas ultrabásicas (<45% de
sílice) están compuestas principalmente de silicatos ferromagnesianos. La roca ultrabásica peridotita contiene
principalmente olivino, menor cantidad de piroxeno y, normalmente, un poco de plagioclasa (Figuras 4.9 y • 4.10).
La piroxenita, otra roca ultrabásica, está compuesta predominantemente de piroxeno. Como estos minerales son
oscuros, las rocas son, generalmente, de color negro o verde oscuro. Probablemente, la peridotita sea el tipo de roca
que forma el manto superior (véase el Capítulo 9). Es probable que las rocas ultrabásicas de la corteza terrestre se
originen por la concentración de los minerales ferromagnesianos de formación temprana que se ha separado de
los magmas básicos.
Se conocen coladas de lava ultrabásica en rocas de
m ás de 2. 500 millones d e años (komatitas) , pero son
raras o incluso inexistentes coladas m ás modernas. La
razón es que, para emitirse, la lava ultrabásica debe tener una temperatura cercana a la superficie de unos
1.600 ºC; las temperaturas superficiales de las coladas
de lava básica actuales están entre 1.000 y 1.200 ºC. Sin
embargo, durante los primeros tiempos de la historia de
la Tierra, una mayor descomposición radiactiva calentó
el manto a unos 300 ºC m ás que ahora y las lavas ultrabásicas pudieron salir a la superficie. Como con el tiempo la cantidad de calor ha disminuido, la Tierra se ha
enfriado, y las erupciones de lava ultrabásica h an cesado.
Riolita
Fanerítica:
e
Q)
E
::::¡
o>
e
Q)
Q)
ro
-e
Q)
o
o
o...
• Figura 4.9
Clasificación d e las rocas íg neas. Est e
diagram a muestra los porcentajes d e
minerales así co mo las t exturas d e las
ro cas íg neas más com unes. Po r
ej emp lo, una roca afanítica (de g rano
fin o), q ue est á formad a en su mayor
pa rte por p lag io clasa rica en calcio y
piroxeno, es un basalto.
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Aumento del peso específico y del color oscuro
Aumento en sílice
Andesita
Basalto
Komatita
RO CA S ÍG NE AS , S U S CA RA CTERÍS TI CA S Y C L A S I F I CA C I Ó N
• Figura 4.10
Este espécimen d e la roca ultrabásica peridotita est á compuesto en
su mayor parte de o livino. La peridotita es rara en la su perfi cie d e la
Tierra, pero es probablement e la roca que compone el manto.
Fuente: Sue Monroe
Basa/to-Gabro. El basalto y el gabro son las rocas afanítica y fanerítica, respectivamente, que cristalizan a partir del m agma básico ( 45-5.?% de sílice) (• Figura 4.11).
Por tanto , ambas tienen la misma composición, principalmente plagioclasa rica en calcio y piroxeno, con cantidades más pequeñas de olivino y anfíbol (Figura 4.9).
Como contienen una gran proporción de silicatos ferromagnesianos, basalto y gabro, son oscuros; los que son
porfídicos, normalmente contienen fenocristales de pla-
105
gioclasa cálcica u olivino. Coladas extensas de lava basáltica cubren amplias á reas de Washington, Oregón ,
Idaho y el norte de California. Las islas oceánicas, como
Islandia, las Galápagos, las Azores y Hawai, están compuestas princip almente de bas alto , y el basalto forma
también la parte superior de la corteza oceánica.
El gabro es mucho menos común que el basalto, al
menos en la corteza continental o donde puede ser fácilmente observado. Existen pequeños cuerpos intrusivos de gabro en la corteza continental, pero las rocas
intrusivas intermedias o félsicas son mucho más comunes. Sin embargo, la parte inferior de la corteza oceánica está compuesta de gabro.
Andesita-Diorita. El magma de composición inte rmedia (53-65% de sílice) cristaliza para formar andesita
y diorita, que son rocas ígneas de grano fino y grano
grueso de una composición equivalente (• Figura 4.1 2).
La andesita y la diorita están compuestas predominantemente de plagioclasa, siendo el componente ferromagnesiano típico el anfíbol o la biotita (Figura 4 :9 ). La
andesita es , generalmente, de gris medio a gris oscuro,
pero la diorita tien e un aspecto de sal y pimienta debido
a que la plagioclasa es bla'nca a gris clara y sus silicatos
ferromagnesiarios oscuros (Figura 4.12).
La andesita es una roca ígnea extrusiva común formada por lava que ha surgido de cadenas volcánicas en
bordes de placa convergentes. Los volcanes de los Andes,
(a) An desita
(a) Basalto
."·,,....··
l
,..
¡_'',.
.•
•"
>'
:
•.
, • ·t
'~ e
.,,.
.,..,,.
.
(b) Diorita
(b) Gab ro
• Figura 4.11
Rocas ígneas básicas. (a) El basalto es afanítico, mientras que
(b) el gabro es fanerítico. Observe la luz reflejada por las caras de
los cr ist ales en (b). Tanto el ba sa lto como el gabro ti enen la misma
composició n minera l (véase la Fi g ura 4.9).
• Figura 4.12
-·--------
Rocas ígneas intermedias. (a) La andesita tiene fenocristales de
hornblenda, de modo que esta andesita es porfíd ica. (b) la diorita
tiene la apariencia de sa l y pimienta debido a que cont iene silicatos
no ferrom ag nesianos de color claro y silicatos ferro magn esian os de
co lor oscuro.
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1
J
ro6
CAPÍTULO 4
L AS RO CA S f G N EA S Y LA AC TI V ID A D Í GNEA I N T RUS I VA
en Sudamérica, y la cordillera de las Cascadas, en eloeste de Norteamérica, están compuestos, en parte, de andesita. Los cuerpos intrusivo_s de diorita son bastante
comunes en la corteza continental.
Río/ita-Granito. La riolita y el granito cristalizan a partir de magma félsico (>65 % de sílice) y son, por tanto,
rocas ricas en sílice (• Figura 4.13). Están compuestas
principalmente de feldespato potásico, plagioclasa rica
en sodio y cuarzo, a veces con algo de biotita en raras
ocasiones de anfíbol (Figura 4.9). Como predominan los
silicatos no ferromagnesianos, la riolita y el granito son,
típicamente, de color claro. La riolita es de grano fino,
aunque casi siempre contiene fenocristales de feldespato potásico o cuarzo, y el granito es de grano grueso. El
pórfido granítico es también bastante común.
Las coladas de lava de riolita
. son mucho. menos comunes que las coladas de 'andesita y basalto. Recordemos
que el principal control de la viscosidad del magma es el
contenido en sílice. Por tanto, si el magma félsico sale a
la superficie, empieza a enfriarse, la presión disminuye y
los gases se liberan de manera explosiva, normalmente
dando lugar a materiales piroclásticos riolíticos. Las coladas de lava riolítica son densas y altamente viscosas y se
desplazan sólo a lo largo de distancias cortas.
y
(a) Riolita
\
' (b) Granito
~--~i!Jura '!_:!_~-------·--·----- ----·----· -..--------·
Rocas ígneás félsicas. (a) La riolita y (b) el granito generalmente
tienen colores claros debido a que contienen en su mayor parte
silicatos no fe~rornagnesianos. Los punto s oscuros del granito son
mica biotita. Los minerales blancos y rosáceos son feldespatos ,
mientras que los minerales vítreos son cuarzos.
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El granito es una roca ígnea cristalina de grano grueso con una composición que se corresponde con la del
campo que mostramos en la Figura 4.9. Estrictamente
hablando, no todas las rocas de este campo son granitos.
Por ejemplo, a una roca con una composición ubicada en
la línea que separa el granito y la diorita la denominamos
granodiorita. Para evitar la confusión que podría resultar
al introducir más nombres de rocas, seguiremos la práctica de referirnos a las rocas que se encuentran a la izquierda de la línea del granito-diorita de la Figura 4.9
como graníticas.
Las rocas graníticas son , con mucho, las rocas ígneas
intrusivas más comunes, aunque están restringidas a los
continentes. La mayoría de las rocas graníticas intruyeron en, o cerca de, márgenes de placas convergentes durante episodios de formación de montañas. Cuando estas
regiones montañosas se elevan y erosionan, los grandes
cuerpos de rocas graníticas que forman sus núcleos quedan expuestos. Las rocas graníticas de Sierra Nevada, en
California, forman un cuerpo compuesto que mide unos
640 km de largo por 11 O km de ancho, y las rocas graníticas de la Cordíllera de la Costa de la Columbia Británica, en Canadá, son aún más voluminosos.
Pegmatita . El término pegmatita se refiere a una textura en particular más que a una composición específica,
ya que la mayoría de las pegmatitas están compuestas
principalmente de cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa rica en sodio, siendo, por tanto, muy parecida al
granito. Algunas pegmatitas son básicas o intermedias en
cuanto a su composición y se denominan pegmatitas de
gabro y diorita . La característica más notable de las pegmatitas es el tamaño de sus minerales, que miden al menos 1 cm de ancho, y en algunas pegmatitas decenas de
centímetros o metros (• Figura 4.14 ). Muchas pegmatitas están asociadas a grandes cuerpos intrusivos de granito y están compuestas de minerales que se han
formado del magma enriquecido en agua que quedó después de que cristalizara la mayor parte del granito.
Cuando el magma se ·enfría y se forma el granito, el
magma enriquecido en agua que queda tiene propiedades que difieren del magma del que se ha separado. Tiene una menor densidad y viscosidad y, normalmente,
invade las rocas adyacentes d,onde cristalizan los minerales. Este magma rico en agua contiene también una
cantidad de elementos que no suelen estar dentro de los
minerales comunes que forman el granito. Las pegmatitas que son esencialmente granito cristalino de grano
muy grueso son pegmatitas simples, mientras que las que
tienen minerales que contienen elementos como litio,
berilio, cesio, boro y otros· cuantos son pegmatitas complejas. Algunas pegmatitas complejas contienen hasta
300 especies minerales diferentes, algunas de ellas im-
RO C A S ÍG NEA S , S U S CA R A CT E RÍ ST I CA S Y C L A SIF I CA CI ÓN
107
(b)
• Figura 4.14
(a) La roca de color claro es pegmatita expuesta en las
Colinas Negras de Dakot¡¡ del Sur. (b) Vista de cerca de
un espécimen .de pegmatita con minera les que miden
entre 2 y 3 cm de secci ón. Ést a es una pegmatita simple
que tiene un a composición muy simi lar al granito.
(a)
portantes desde el punto de vista económico. Además ,
en algunas pegmatitas podemos encontrar varias piedras
preciosas, como la esmeralda y el aguamarina, ambas variedades del silicato berilo, y la turmalina. Muchos minerales raros de menor valor y cristales bien formados de
minerales comunes, como, por ejemplo, el cuarzo, son
también explotados y vendidos a coleccionistas y museos.
La formación y el crecimiento de los núcleos de cristales-minerales en las pegmatitas son similares a los de
otros magmas, pero con una diferencia importante: El
magma enriquecido en agua a partir del cual cristalizan
las pegmatitas inhibe la formación de núcleos. Sin embargo, se forman algunos núcleos, y como los iones apropiados del líquido pueden moverse fácilmente y unirse a
un cristal en crecimiento, los minerales individuales tien en la oportunidad de hacerse muy grandes.
Otras rocas ígneas. Algunas rocas ígneas, incluidas
la toba, brecha volcánica, obsidiana, piedra pómez y escoria, son identificadas principalmente por sus texturas
(• Figura 4. 15). Gran parte del material fragmentado que
expulsan los volcanes es ceniza, nombre que se le da a los
materiales piroclásticos con tamaños menores de 2,0 mm,
formada en su mayoría de fragmentos rotos de vidrio volcánico (Figura 4.8i). La consolidación de la ceniza forma
tobas piroclásticas (• Figura 4. l 6a). La mayoría de las tobas son ricas en sílice y de color claro y se denominan
tobas riolíticas. Algunos flujos de cenizas están tan calientes que cuando se detienen las partículas de ceniza
se sueldan y forman una toba soldada. Las brechas volcánicas son depósitos consolidados de materiales piroclásticos más grandes, como bombas y escorias (Figura 4.15).
Tanto la obsidiana como la piedra pómez son variedades de vidrio volcánico (Figura 4.16b, c). La obsidiana
Composición
Vesicular
félsica
Básica
Piedra pómez
Escoria
al
:s
x
Vítrea
Obsidiana
Q)
1--
Piroclástica
o
fragmenta!
Brecha volcánica Toba/toba soldada
• Figura 4.15
Clasificación de las rocas ígneas, en la s que la textura es el factor
principal. Se muestra la composición, aunque no es esencia l para
poner nombre a estas rocas .
puede ser negra, gris oscura, roja o marrón, dependiendo de la presencia de hierro.
La obsidiana se rompe con fractura concoidal (ligeramente curvada), típica del vidrio. Los análisis de muchas muestras nos indican que la mayor parte de la
obsidiana tiene un alto contenido de sílice y una composición similar a la riolita.
La piedra pómez es una variedad de vidrio volcánico
que contiene numerosas vesículas que se -desarrollan
cuando el gas escapa a través de la lava y forma espuma
(Figura 4. l 6c) . Si la piedra pómez cae al agua, puede ser
arrastrada grandes distancias porque es tan porosa y ligera que flota . Otra roca vesicular es la escoria. Es más
densa y cristalina que ·la piedra pómez, pero tiene más
vesículas que la roca sólida (Figura 4 . l 6d).
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108
CAP ITUL O 4
L A S RO CAS Í GN E AS Y LA ACT I V I DAD ÍG N EA I NT RUS I VA
(b) Oqsidiana
(a) Toba
• Figure 4.16
(c) Piedra pómez
Oué haría
Como único miembro de su comunidad con ex periencia
en geología, está considerado como el experto local en
minerales y rocas . Suponga que uno de sus amigos le
trae un espécimen de roca con las siguientes
características o composición. En su mayor p arte
f eldespato potásico y pl agioclasa, con alrededor d e un
10% d e cuarzo y pequeñas cantidades d e biotita.
Textura: una sección media d e los minerales de 3 mm,
pero algunos feldespatos potásicos tienen hasta 3 cm.
Póngale nombre al espécimen de roca y cuéntele a su
amigo todo lo que sepa acerca de ella. ¿Por qué son
tan grandes los minerales?
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(d) Escoria
Ejemp los de rocas ígneas
clasificadas en primera instancia
por sus text uras. (a) La toba está
compuest a de materiales
piroclásticos como los que se
muestran en la Figura 4.8.
(b) Vid rio de obsidiana natural.
(c) La piedra pómez es vítrea y
ext remadamente vesicular.
(d) La escori a también es
vesicu lar, pero es más oscura,
densa y crist alina q ue la piedra
pómez.
Pi.UTONES,
SUS CARACTERÍSTICAS
Y ORÍGENES
diferencia del volcanismo y el origen de las rocas volcánicas, sólo podemos estudiar la actividad ígnea intrusiva de manera indirecta, porque
los pintones, cuerpos ígneos intrusivos, se forman cuando el
magma se enfría y cristaliza en el interior de la corteza te1Testre (véase «Los plutones» en las páginas 110 y 11 1).
Podemos observarlos después de que la erosión los
haya expu esto en la superficie. Además, los geólogos no
pueden duplicar las condiciones bajo las que se forman
los pluton es, excepto en pequeños experimentos de laboratorio. Por consiguiente, los geólogos se enfrentan a
un mayor desafío al interpretar los mecanism os por los
\
PLUTONES, SUS CA RA CTE RÍSTICAS Y ORÍGE NE S
cuales se forman los plutones. El magma que se enfría
para formar los plutones está situado en la -corteza terrestre principalmente en bordes de placas convergentes
y divergentes, que son también áreas de volcanismo.
Los geólogós reconocen varios tipos de plutones basándose en su geometría (forma tridimensional) y en la
relación con la roca de caja. Con respecto a su geometría, los plutones son masivos (irregulares), tabulares, cilíndricos o en forma de hongo. Los plutones son también
concordantes, lo que significa que tienen bordes paralelos a las capas de la roca de caja, o discordantes, con
límites que cortan las capas de la roca de caja (véase
«Los plutones» en las páginas 110 y 111).
Diques y sills
Los diques y los sills son plutones tabulares o en forma de
lámina, que sólo se diferencian en que los diques son discordantes, mientras que los sills son concordantes (véase
«Los plutones» en las páginas 110 y 111). Los diques son
bastante comunes; la mayoría son cuerpos pequeños que
miden 1 ó 2 m de ancho, pero pueden oscilar de unos pocos centímetros a más de 100 metros de grosor. Siempre
están emplazados dentro de fracturas preexistentes o donde la presión de los fluidos es lo suficientemente grande
como para que formen sus propias fracturas.
La erosión de los volcanes hawaianos expone diques
en zonas de rotura, donde las grandes fracturas cortan
estos volcanes. Los basaltos del río Columbia, en el estado de Washington (estudiados en el Capítulo 5), surgieron de largas' fisuras , y el magma que se enfrió en esas
fisuras formó diques. Algunas de las grandes erupciones
históricas a través de fisuras se deben a los diques; por
ejemplo, los diques explican tanto la erupción por fisura
de Laki, en Islandia, en 1783, como la fisura de Eldgja,
tambi,én en Islandia, donde se produjeron erupciones
en el 950 d.C. a través de una fisura de casi 30 km de
longitud.
Los plutones en forma de capas concordantes son los
sills; muchos sills .tienen un metro o menos de grosor,
aunque algunos son mucho más gruesos. Un sill famoso
en Estados Unidos es el sill de Palisades, que forma las
Palisades, en la orilla occidental del río Hudson, en Nueva York y Nueva Jersey. Está expuesto durante 60 km a lo
largo del río y tiene hasta 300 m de grosor. La mayoría de
los sills penetran en rocas sedimentarias, pero los volcanes
erosionados también nos revelan que es normal que los
sills se inyecten en las masas de rocas volcánicas, De hecho, la deformación de los volcanes antes de las erupciones puede estar provocada por la inyección de sills.
A diferencia de los diques, que siguen zonas de debilidad, los sills se emplazan cuando la presión de los fluidos es tan grande que el magma en proceso de intrusión
109
levanta las rocas suprayacentes. Como el emplazamiento
requiere que la presión de los fluidos exceda la fuerza
ejercida por el peso de las rocas suprayacentes, muchos
sills son cuerpos intrusivos poco profundos, pero algunos
están situa~os a mucha profundidad en la corteza.
Los lacolitos
Los lacolitos son parecidos a los sills en que són concordantes, pero en lugar de ser tabulares tie'nen una geometría en forma de hongo (véase «Los plutones» en las
páginas 11 O y 111). Tienden a tener una base plana y
tienen forma de domo en su parte central. AJ igual que
los sills, los lacolitos son cuerpos intrusivos bastante
poco profundos que levantan las >rocas suprayacentes
cuando penetra el magma. Sin embargo, en este caso~
1
las capas de roca forman un arco sobre el plutón.
La mayoría de los lacolitos son cuerpos bastante pequeños. Unos lacolitos famosos en Estados Unidos son
los de las Montañas Henry, en el sudeste de Utah, y varias lomas de Montana son.lacolitos erosionados.
Chimeneas y pitones volcánicos
Un volcán tiene un conducto cilíndrico llamado chimenea volcánica que conecta el cráter con una c~mara de
magma subyacente. A través de esta estructura el magma
asciende hasta la superficie. Cuando cesa la erupción de
un volcán, el agua, los gases y los ácidos atacan sus laderas y se erosiona, pero el magma que se ha solidificado en la chimenea es, normalmente, más resistente a la
alteración y a _la erosión. Por consiguiente, gran parte del
volcán se erosiona pero la· chimenea permanece como
un remanente llamádo pitón volcánico. Podemos encontrar varios pitones volcánicos en el suroeste de Estados Unidos, especialmente en Arizona y Nuevo México,
así como en otros lugares (véase Enfoque Geológico 4 . 1
y «Los plutones» en las páginas 11 O y 111).
Batolitos y stocks
Por definición, un batolito, el más grande de todos los
plutones, debe tener al menos 100 km 2 de superficie, y la
mayoría de ellos son mucho más grandes. Por el contrario, un stock es parecido pero más pequeño. Algunos
stocks son, sencillamente, partes de plutones grandes
que, una vez expuestos por la erosión son batolitos (véase «Los plutones» en las _páginas 11 O y 111 ). Tanto los ' _
batolitos como los stocks son generalmente discordantes, aunque pueden ser concordantes, y especialmente
los batolitos están compuestos de múltiples intrusiones.
En otras palabras, un batolito es un cuerpo grande
compuesto originado por repetidas y voluminosas intru-
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··,;
Los cuerpos intrusivos denominados plutones
son comunes, pero sólo los vemos en la
supelficie después de una profunda erosión.
Observe que varían en geometría y en sus
relaciones con la roca de caja.
Cono de escorias
Colada de lava
Volcán comp uesto
Sill
Stock
Batolito
Lacolito
Bloque diagrama que muestra varios plutones. Algunos atraviesan
las capas de la roca de caja y son discordantes, mientras que otros
son paralelos a las capas y son concordantes.
Parte del batolito de Sierra Nevada, en
Yosemite National Park, California.
El batolito, que se compone de intrusiones
múltiples de roca granítica, tiene. más de
600 km de largo y hasta 11 O km de ancho.
Para apreciar la escala en esta imagen, la
cascada tiene un salto de 435 m.
Un pitón volcánico en Monument Valley .Tribal Park, Arizona.
Esta formación tiene 457 m de altura. La mayor parte del
volGán original fue erosionado, dejando sólo este vestigio.
Rocas graníticas de .
un pequeño stock en
Castle Crags State
Park, California.
Los materiales oscuros
en esta imagen son
rocas ígneas, mientras
que las capas claras
son sedimentarias.
Observe que el sill es
paralelo a las capas,
así que es
concordante. El dique,
sin embargo,
claramente corta las
capas y es discordante.
Los sills y Jos diques
tienen geometría en
forma de capas, pero
en esta imagen sólo
Jos podemos ver en
dos dimensiones.
Crown Butte, en Montana, es un
lacolito erosionado que se eleva unos
300 m por encima de la llanura
circundante. El magma que hizo este
pequeño plutón intruyó hace
aproximadamente 50 millones de años.
Diagramas que
muestran Ja evolución
de un lacolito
erosionado.
. \
II I
Algunos pitones volcánicos extraordinarios
H
emos mencionado que al
igua l que un volcá n
extin gu ido hace frente al
clima y se erosiona, un
resto del edificio origi nal puede
persistir como un pitón volcánico.
El origen de los pitones volcán icos
es bien conocido, pero estos
monolitos aislados elevándose
sobre el horizonte son escénicos,
impresionantes y objeto de
leyendas. Se encuentran en muchas
áreas de volcanismo activo
reciente. Un pitón volcánico
pequeño que se eleva sólo 79 m
por encima de la superficie en la
ciudad de Le Puy, Francia, es. el
lugar donde se alza la capilla del
siglo XI de Saint Michel d'Aigui lhe
(• Figura 1). Es tan empinada que
los materiales y herram ientas
utilizados en su construcción
t uvieron que ser izados en cestas.
Quizás el pitón volcánico más
famoso en los Estados Unidos es
Shiprock, Nuevo México, que se
eleva casi 550 m por encima de la
llan ura circundante y es visible
d esde 160 km. En forma radial y
hacia fuera de esta estructura
cónica existen tres diques verticales
que se semejan a muros por
encima del campo adyacente
(• Figura 2a). De acuerdo a la
leyenda, Shiprock, o Tsae-bidahi,
que significa «roca alada»,
representa a un páj aro gigante que
trajo a los N avajos desde el norte.
La misma leyenda cuenta que los
d iques son serpientes petrifi cadas.
La edad absoluta que se
determ inó para uno de los diques
indica que Shiprock tiene cerca de
27 de mi llones de años de
·
antigüedad. Cuando el volcán
original se formó, aparentemente
durante erupciones explosivas, hizo
qÚe el magma penetrase en
d iversas rocas, incluyendo la lutita
físil de M ancos, la roca que ahora
se expone en la superficie
adyacente a Shiprock. La roca que
compone Shiprock es la propia
brecha de toba, que se compone
de restos volcánicos fragmentados
así como de fragmentos de rocas
metamórficas, sedimentarias e
ígneas.
Los geólogos coinciden en que
la Torre del Diablo, en el nordeste
siones de magma en la misma región. Por ejemplo, el batolito costero de Perú fue emplazado durante un período
de 60 a 70 millones de años y está formado de unos 800
plutones individuales.
Las rocas ígneas que forman los batolitos son principalmente graníticas, aunque también puede haber dio-
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de W yoming, se enfrió a partir de
un pequeño cuerpo magmático y
que esa erosión lo ha modificado
hasta su forma actual (• Figura 2b).
Sin embargo, la opinión se divide
en si es un p itón volcánico o un
!acolito erosionado. En cualqu'ier
caso, la roca que compone la Torre
del D iablo tiene entre 45 y 50
millones d e años de edad, y e l
presidente Teodoro Roosevelt
designó esta impresio nante
formación como el primer
monumento nacio nal en 1906. Con
260 m de altura, la Torre del Diablo
es visible desde 48 km de distancia
y ha servido como seña l para los
primeros viajeros en este área.
Logró una nueva distinción en 1977
.cuando apareció en la película
Encuentros en la tercera fase.
Los indios cheyennes y sioux
llaman a la Torre del Diablo Mateo
Tepee, que sign ifica «Alojamiento
del oso gris». Se llamó también la
«Torre Mala de Dios», y
supuestament e «To rre del Diablo»
es una tradu cción d e est a frase.
La principal de las características
visibles de la torre son las líneas
rita. Los batolitos y los stocks se emplazan principal-,
mente cerca de bordes de placas convergentes durante
episodios de formación de montañas. Otro ejemplo es el
batolito de_Sierra Nevada, en California (véase la foto al
inicio del capítulo), que se formó a lo largo de millones
de años durante un episodio de formación de montañas
casi verticales que, según las
leyendas de los cheyennes, son las
marcas de las zarpas hechas por un
gigantesco oso gris. Una leyenda
cuenta que el oso hizo esas marcas
mientras perseguía a un grupo de
niños. Otra habla de seis hermanos
y una mujer también perseguidos
por un oso gris. Uno de los
hermanos llevaba una piedra, y
cuando cantó una canción ésta
creció y se convirti ó en la Torre del
Diablo, poniendo fuera del alcance
del oso a los hermanos y a la mujer.
Aunque no tan interesante
como las leyendas cheyennes, el
origen de las «marcas de zarpas»
es bien conocido. Estas líneas se
formaron realmente en las
interseccion es de las diyunciones
co/umnares, fracturas que se
(a)
forman como respuesta al
enfriamiento y contracción que se
produce en algunos p lutones y
coladas de lava (véase el Capítu lo
5). Las co lumn as de li mitadas por
estas fracturas tienen hasta 2,5 m
de sección, y el montón de
escombros en la base de la torre es
simplemente una acumulación de
columnas desplomadas.
(b)
• Figura 1
• Figura 2
Este cue ll o volcán ico en Le Puy, Francia,
se eleva 79 m por encima de la superficie
circundante. Los trabajadores en la Capilla
de Saint Michel d'Aigui lhe tuvieron que
subir los materiales de construcción y las
herramientas en cestas.
(a) Shiprock es un p itón volcánico en el noroeste de Nuevo México, se eleva cerca de 550 m
por encima de la planicie circundante. Primer plano de uno de los diques que parten de
Shiprock. (b) La Torre del Diab lo, en el nordeste de Wyoming. Las líneas verticales son el
resu ltado de las intersecciones de fracturas denominadas disyunciones columnares (véase
el Capítu lo 5).
conocido como la orogenia de Nevadan. Un posterior levantamiento y erosión expusieron este enorme plutón
compuesto en la superficie. Otros batolitos grandes en
Norteamérica son el batolito de Idaho, el batolito de
Boulder, en Montana, y el batolito de la Cordillera de la
Costa, en la Columbia Británica, en Canadá.
Podemos encontrar recursos minerales en las rocas
de los batolitos y de los stocks, así como en las rocas de
caja adyacentes. Los depósitos de cobre de Butte, Montana, se encuentran en rocas cerca de los márgenes de
las rocas graníticas del batolito de Boulder. Cerca de Salt
Lake City, Utah, se extrae cobre de las rocas mineraliza-
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CAPITULO 4
LAS ROC A S ÍGNEAS Y L A ACTIVID A D ÍGN EA INTRUSI VA
das del stock de Bingham, un plutón compuesto formado de granito y pórfido granítico. Las rocas graníticas son
también la principal fuente de oro, que se forma a partir
de soluciones ricas en minerales que se desplazan a través de grietas y fracturas de los cuerpos ígneos.
¿CÓMO INTRUYEN LOS
BATOLITOS EN LA CORTEZA
TERRESTRE?
ace tiempo que los geólogos se dieron cuenta
de que el origen de los batolitos planteaba un
problema de espacio. ¿Qué le ocurrió a la roca
que una vez estuvo en el espacio ahora ocupado por un
batolito? Una posible respuesta fue que no se había producido ningún desplazamiento, sino que los batolitos se
formaron en el mismo sitio por la alteración de la roca de
caja mediante un proceso llamado granitización. De
acuerdo con esta idea, el granito no se originó a partir del
magma, sino de soluciones calientes ricas en iones que,
sencillamente, alteraron la roca de caja y la trasformaron
en granito. La granitizacÍón es un fenómeno de estado
sólido; por lo que es, esencialmente, un tipo extremo de
metamorfismo (véase el capítulo 7).
La granitización es, sin duda, un fenómeno real,
pero la mayoría de las rocas graníticas muestran claras
evidencias de tener un origen ígneo, En primer lugar, si
se hubiera producido una granitización, sería de esperar
que el cambio de roca de caja a granito se hubiera producido gradualmente a lo largo del tiempo. Sin embargo,
en casi ningún caso se ha detectado este cambio gradual. En realidad, la mayor parte de las rocas graníticas
tienen lo que los geólogos llaman contactos netos con
las rocas adyacentes . Otra característica que indica un
origen ígneo de las rocas graníticas es el alineamiento
de minerales alargados en paralelo con sus contactos,
que debió producirse cuando se inyectó el magma.
Algunas rocas graníticas carecen de contactos marcados y cambian gradualmente de características hasta
que se parecen a la roca de caja adyacente. Éstas probablemente se originaron mediante la granitización. En
opinión de la mayoría de los geólogos, mediante este
proceso sólo podrían formarse pequeñas cantidades de
roca granítica, por lo que no puede explicar el enorme
volumen de rocas graníticas de los batolitos. Por consiguiente, los geólogos han llegado a la conclusión de que
está claro que hay un origen ígneo para casi todas las
rocas graníticas, pero aún deben estudiar el problema
de espacio.
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!
. Una solución es que estos grandes cuerpos ígneos
se abrieron camino hacia la corteza mediante la fusión.
En otras palabras, simplemente asimilaron la roca de
caja a medida que ascendían (Figura 4.6). La ptesencia
de inclusiones, especialmente cerca de las cimas de algunos plutones, indica que esa asimilación se produce.
Sin embargo, como ya hemos observado, la asimilación
es un proceso limitado, porque el magma se enfría cuando se asimila la roca de caja. Los cálculos indican que
en el magma hay disponible poco calor para asimilar las
enormes cantidades de roca de caja necesarias para hacer espacio a un batolito.
Ahora, los geólogos normalmente coinciden en que
los batolitos se emplazaron mediante una enérgica inyección a medida que el magma se desplazaba hacia arriba. Recordemos que el granito proviene del magma
félsico viscoso y que, por lo tanto, asciende lentamente.
Parece ser que el magma deforma y empuja la roc:;t de
caja, y a medida que va ascendiendo, parte de la roca de
caja rellena el espacio por debajo del magma (• Figura
4. l 7a). Se descubrió una situación análoga en la que
grandes masas de roca sedimentaria, conocida como sal
de roca, asciende a través de las rocas suprayacentes para
formar domos de sal (Figura 4.l 7b-d).
Se conocen domos de sal en varias partes del mundo, incluida la Costa del Golfo de los Estados Unidos.
Existen capas de sal de roca a cierta profundidad, pero la
sal es menos densa que la mayoría de los demás tipos de
materiales rocosos. Cuando se encuentra bajo presión,
asciende hacia la superficie aunque permanece sólida, y
a medida que va subiendo, empuja y deforma la roca de
caja. Se conocen ejemplos naturales de flujo de sal de
roca y pueden ser fácilmente demostrados de forma experimental. Por ejemplo, en el árido Oriente Medio nos
encontramos con que la sal que asciende de la manera
que hemos descrito llega a salir a la superficie.
Algunos batolitos muestran evidencias de haber sido
emplazados por la fuerza empujando y deformando la
roca de caja. Este mecanismo ocurre probablemente en
las partes más profundas de la corteza, donde la temperatura y la presión son altas y es fácil deformar las rocas
caja de la forma que hemos descrito. A menor profundidad, la corteza es más rígida y tiende a deformarse, fracturándose. En este entorno, los batolitos pueden ascender
mediante stoping, un proceso en el cual el magma en ascenso separa y sepulta fragmentos de la roca de caja
(• Figura 4.18).
De acuerdo con este concepto, el magma sube por
las fracturas y los planos que separan las capas de la roca
de caja. Con el tiempo, fragmentos de la roca de caja se '
separan y se depositan en el magma. No se crea ningún
espacio nuevo durante el proceso; el magma sencillam ente rellena el espacio anteriormente ocupado por la
r~ca de caja (Figura 4.18).
¿CÓMO I NTRUYEN L OS BATOLITOS EN · LA CORTEZA TERRESTRE?
II5
Sal
(b)
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BatoHtO..
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' ,- '- \
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'
r,
(a)
(e)
• Figura 4.17
(a) Em plaza mi ent o d e un p lutón por inyección enérg ica. Co nfo rme el
magma sube, se apa rta y defo rma la roca de caja . (b -d) Tres et apas en una
situación, hasta cierto punt o, análoga a cuando un d omo de sa l se fo rm a
deb ido al movimiento ascendent e d e la roca baj o p resió n.
(a)
(d)
(b)
• Figura 4.18
·~~~~~~~~~~~-
Emplazam iento de un bat olit o por as im il ació n y ascenso inagmáti co (stop ing). (a) El magma se inyecta en las fract uras y en los p lanos ent re
las capas d e la roca de caja. (b) Los b loq ues d e la roca de caja se separa n y se sumergen en el mag ma, co n lo cual hacen siti o p ara q ue el
mag ma suba más lej os. Alg unos d e los bl oques sum erg idos se p ueden asi milar, y algu nos p ueden permanecer como incl usiones (Fi gu ra 4.6).
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i
'
)
u6
CAPITULO 4
LAS ROCAS Í GNEAS Y L A ACT I V I DAD ÍGNEA I NTHUS I VA
GEO
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
El magma es la roca fundida que hay bajo la
superficie de la Tierra, mientras que el mismo
material en la superficie se llama lava.
enriqueciendo en sodio a medida que se produce el
enfriamiento.
El contenido en sílice nos permite distinguir entre
magma básico ( 45-52% de sílice), intermedio
(53-65% de sílice) y félsico (>6 5% de sílice).
Puede producirse un cambio químico en el magma
cuando se forman precozmente los silicatos
ferromagnesianos y, debido a su densidad , se
adaptan al magma.
La viscosidad del m agma y de la lava depende de la
temperatllra y, especialmente, de la composición.
Cuanto más sílice, mayor es la viscosidad.
También se producen cambios de composición e n el
magma cuando asimila la roca de caja o c u ando un
magma se mezcla con otro.
Los minerales cristalizan a partir del qiagma y de la
lava cuando se forman y crecen p equeños núcleos
de cristal.
Los geólogos reconocen dos categorías amplias de
rocas ígneas: volcánicas o extrusivas y plutónicas o
intrusivas.
Un enfriamiento rápido p roduce la textura afanítica
de las rocas volcánicas, mientras que un
enfriamiento comparativamente lento da lugar a la
textura fanerítica de las rocas plutónicas. Las rocas
ígneas que contienen minerales. de un tamaño
marcadamente diferente son porfídicas. .
La textura y la composición son los criterios
utilizados para clasificar las rocas ígn eas, a unque
algunas se definen solamente mediante la textura.
La composición de la roca. ígnea vien e determinada
en gran m edida por la composición del magma ·
m adre, pero la composición del m agma puede
cambiar, de manera que el mismo m agm a puede dar
lugar a más de un tipo de roca ígn ea.
Según las series de cristalización de Bowen, el
magma básico en proceso de enfriamiento da lugar
a una secuencia de minerales, todos ellos estables
dentro de unos rangos de temperatura específicos.
En la rama discontinua de las Series de
cristalización de Bowen sólo h ay silicatos
ferromagnesianos . La ~ama continua de la serie de
reacciones produce sólo p lagioclasas que se van
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La cristalización a partir de m agma enriquecido en
agua origina minerales muy grandes en rocas
conocidas como p egm a titas. La m ayoría de las
pegmatitas tienen una composición global similar a
la del granito.
Los cuerpos ígneos intrusivos conocidos como
plutones varían en su geometría y en sus relaciones
con la roca de caja. Algunos son concordantes,
mientras que otros son discordantes.
Los plutones m ás grandes, llamados batolitos, están
formados por múltiples intrusiones de magm a
duran te largos p eríodos de tiempo.
La m ayor parte de los plutones, incluidos los
batolitos, se en c ue ntran en o cerca de bordes de
placas convergentes o divergentes.
CUEST I ON ES D E REP ASO
II7
Términos clave
asimilación (pág. 1O1)
hatolito (pág. 109)
cámara magmática (pág. 97)
colada de lava (pág. 95)
chimenea volcánica (pág. 109)
dique (pág. 109)
granitización (pág. 114)
lacolito (pág. 109)
magma (pág. 95)
magma félsico (pág. 95)
magma intermedio (pág. 95)
magma básico (pág. 95)
materiales piroclásticos (pág. 95)
mezcla de magmas (pág. 101)
pitón volcánico (pág. 109)
plutón (pág. 108)
plutón concordante (pág. 109)
plutón discordante (pág. 109)
roca de caja (pág. 1O1)
roca ígnea (pág. 9 5)
roca plutónica (ígnea intrusiva)
(pág. 95)
roca volcánica (ígnea extrusiva)
(pág. 95)
sedimentación de cristales (pág.
100)
series de cristalización de·bowen
(pág. 97)
sill (pág. 109)
stock (pág. 109)
textura afanítica (pág. 102)
textura fanerítica (pág. 102)
textura piroclástica (fragmenta!)
(pág. 102)
textura porfídica (pág. 102)
vesícula (pág. 102)
viscosidad (pág. 96)
Cuestiones de repaso
-·'
l.
Un dique es un plutón discordante, mientras
que un___es concordante:
a. _ _ batolito; b ._ _ _ pitón volcánico;
c._y_lacolito; d. _ _stock;
e. _ _caída de cenizas.
2.
Una roca ígnea afanítica compuesta
principalmente de piroxenos y plagioclasas
ricos en calcio es:
a._ __granito ; b ._ _ _ obsidiana;
c .___riolita;
d. _ __ diorita;
e.____L_basalto.
3.
4.
El tamaño de los granos de mineral que
forman una roca ígnea es un criterio útil para
de terminar si la roca es_ _ _ o _ _
a.2:;__volcánica/plutónica;
b. _ __discordante/concordante;
c._ _ _ vesicular/fragmental;
d. _ _ porfídica/félsica;
e. _ _ ultrabásica/ígn ea.
El m agma caracterizado como intermedio:
a. _ _ fluye m ás rápido que el m agma b ásico ;
b.1.__tien e entre 53% y 65 % de sílice;
c. _ _ _ se cristaliza para formar granito y
riolita;
d. _ _ _ se enfría para formar rocas que
conforma n la mayor parte de la corteza
oceánica;
e._ __ es uno de los que derivan las rocas
ultra básicas.
5.
El fenómeno por el cual el magma en ascenso
separa y engloba fragme ntos de la roca de caja se
llam a:
a. ___emplazamientos; b.____L__asimilación;
c. ___mezcla de magmas;
d. _ __series de cristalización de Bowen·;
e. _ _ cristalización .
6.
Una roca ígnea que tiene minerales lo
su ficientemente grandes como para que podamos
verlos sin ningún tipo de a umento tiene una
textura_ _ y es probablemente __·_ :
a ._ __lacolítica/pegmatlta;
b. _ _ fragmental/félsica;
c.___isométrica/magmática;
d ._L__fanerítica/plutónica;
e ._ __fragmental/obsidiana.
7.
¿Cuál de las siguientes afirmacion es sobre los
batolitos es falsa?:
a. _ __se componen de múltiples intrusiones
voluminosas;
b. _ _ sobre todo se forman en los bordes de
placas convergentes durante la formación de las
montañas ;
c ._x_se componen de diversas rocas ·
volcánicas, pero especialmente de basalto;
d. _ _deben tener al menos 100 km 2 de
superficie;
e. _ __aunque sean localmente concordantes,
son en su mayoría discordantes.
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n8
8.
9.
CAP ITULO 4
LAS ROCAS Í GNEAS Y LA ACT I VIDAD ÍGN E A I NTRUSIVA
Una roca ígnea caracterizada como pórfido es una:
a: _ __ que se ha formado mediante cristalización
y asimilación;
b._L_que posee minerales de tamaños
mar~adamente diferentes;
c. _ __ formada en gran medida de feldespato
potásico y cuarzo;
d. ___que se forma cuando se consolidan los
materiales piroclásticos;
e. _ _que resulta de un enfriamiento muy rápido.
¿Qué par de rocas ígneas tienen la misma
textura?:
a. _ _·_· _basálto-andesita;
b .____x::_granito-riolita;
c. _ _ piedra pómez-obsidiana;
d ._ _ _ toba-diorita;
e. _ _escoria-lapilli.
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10.
Un proceso por el cual el magma cambia de
composición es:
a.--A-cristalización;
b. _ _ _ enfriamiento rápido;
c. ___volcanismo explosivo;
d. ___fracti:ira;
e. ___convergencia de placas.
11.
Dos rocas ígneas afaníticas tienen la siguiente
composición: Espécimen 1: 15% de biotifa;
15% de plagioclasa rica en sodio, 60% de
feldespato potásico y 10% de cuarzo.
Espécimen 2: 10% de olivino, 55% de piroxeno,
5% de hornablenda y 30% de plagioclasa rica en
calcio. Utiliza la Figura 4 .9 para clasificar estas
rocas. ¿Cuál sería la más oscura y densa?
12.
¿En qué se diferencia un sill de un dique? (un
diagrama resultaría práctico).
ACT IVIDAD ES EN L A WOR LD WIDE W EB
II9
13.
¿Cómo producen cambios en la composición del
magma la cristalización y la asimilación?
Demuestre con datos que estos procesos se
producen en realidad.
18.
Compare las ramas continua y discontinua de las
Series de cristalización de Bowen. ¿Por qué el
feldespato potásico y el cuarzo no forman parte
de ninguna de las ramas?
14.
Describa o haga un diagrama de la secuencia de
eventos que llevan al origen de un pitón
volcánico.
19.
15.
Describa una textura porfídica y explique cómo
podría originarse.
Analice la composición mineral de un sill grueso
y descubra que tiene una parte inferior pero que
su parte superior es más intermedia. Puesto que
todo él proviene de un único magma inyectado
de una sola vez, ¿cómo explica las diferencias en
su composición? .
16.
¿Por qué las coladas de lava félsicas son mucho
más viscosas que las básicas?
20.
17.
¿Cómo se forma una pegmatita y por qué son tan
grandes sus cristales minerales?
¿Qué clases de evidencias buscaría para
determinar si el granito de un batolito ha
cristalizado a partir de un magma. o se ha
originado por granitización?
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Volcanismo
y volcanes
CAPÍTULO 5
ESQUEMA
DEL CAPITULO
~
Introducción
Volcanismo
ENFOQUE GEOLÓGICO 5.1: Las coladas
de lava representan p oco peligro para el
hombre -normalmente
¿Cuáles son los tipos de volcanes y cómo
se forman?
GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:
Un volcán de lo más inusual
Otras formas volcánicas
Riesgos volcánicos
Distribución de los volcanes
Tectónica de placas, volcanes y plutones
Geo-Recapitulación
El monte Vesubio ha entrado en erupción 80 veces desde el año
79 d .C. , la última vez en 1944. Nápoles y_otra$ comunidades italianas
se e ncuentran e n las fa ldas de l volcán o en sus cercanías. La ba hía de
Náp oles está a la de recha. Fuente: Stone/Getty lmages
122
CAP ITULO
5
VO L CAN ! SMO Y VOLCAN E S
.Introducción
ingún otro fenómeno geológico ha captado más la imaginación del público que el
volcanismo. Las erupciones aparecen en los
documentales de la televisión y las películas
muestran la -destrucción cavsada por -las coladas de lava y las
explosiones volcánicas. Sin embargo, a pesar de las representaciones de "las coladas de lava en el cine, el hombre no
teme normalmente mucho a estas corrientes incandescentes
de roca fundida, aunque en 1977 y 2002 las coladas de lava
mataron a docenas de personas en la República Democrática
''"v.r·...1·_;·· . . . ., ___ .-J.J
'
'
del Congo. Las coladas de lava pueden destruir edificios y
carreteras, cubrir tierras agrícolas productivas, y algunas erupciones, especialmente aquellas localizadas en bordes de placas convergentes, son explosivas, representando un pe ligro
considerable para las áreas de población cerca nas.
Una de las catástrofes vo lcánicas más famosas que se
haya registrado nunca fue la erupción del monte Vesubio, en
el año 79 d.C., que destruyó las prósperas comunidades romanas de Pompeya, Herculano y Stabia, en lo que es ahora
Italia (véase la foto al principio del capítulo y la • Figura 5.1 ).
Nola w
CAM PI PHLEG RAEI
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Río sarno
N
t
CAPRI
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o
5
km
(a)
• Figura 5.1
·---(a) La región del monte Vesubio, en la costa de la bahía de
Nápoles, en Italia. El Vesubio entró en erupción en el 79 d.C:
y destruyó las ciudades de Pompeya, Herculan o y Stabia.
(b) Las ruin as de Pompeya son una atracción turística muy
p opular. (e) Los.mo ldes de cuerpos de algunas de las
víctimas del vo lcán en Pom peyá.
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(e)
10
I N TRODUC C I ÓN
123
Tabla 5.1
Algunas erupciones volcánicas notables
Fecha
Volcán
Muertes
1.0 de abril, 1815
Tambora, Indonesia
117 .000 muertos, incluyendo las víctimas de la
erupción, hambre y enfermedades.
8 de octubre, 1822
Galunggung, Java
Los flujos piroclásticos y las coladas de barro
mataron a 4.011 personas.
2 de marzo, 1856
Awu, Indonesia
2.806 muertos debido a flujos piroclásticos.
27 de agosto, 1883
Krakatoa, Indonesia
Más de 36.000 muertos; la mayoría debido al
tsunami.
7 de junio, 1892
Awu, Indonesia
1.532 muertos debido a flujos piroclásticos.
8 de mayo, 1902
Monte Pelée, Martinica
Una nube ardiente rodeó St. Pierre y mató a
28.000 personas.
24 de octubre, 1902
Santa María, Guatemala
5.000 muertos durante la erupción .
19 de mayo, 1919
Kelut, Java
Las coladas de barro devastaron 104 pueblos y
mataron a 5.11 O personas.
21 de enero, 1951
Lamington, Nueva Guinea
Los flujos piroclásticos mataron a 2.942
personas.
17 de marzo, 1963
Agung, Indonesia
1.148 personas perecieron durante la erupción.
18 de mayo, 1980
Monte Santa Helena, Washington
63 muertos; 600 km 2 de bosque devastados.
28 de marzo, 1982
El Chichón, México
Los flujos piroclásticos mataron a 1.877
personas.
13 de noviembre, 1985
Nevado del Ruiz, Colombia
Una pequeña erupción ocasionó coladas de
barro que mataron a 23.00ff personas.
21 de agosto, 1986
Campo volcánico de Oku, Camerún
Una nube de C0 2 liberada por el lago Nyos
mató a 1.746 personas.
15 de junio, 1991
Monte Pinatubo, Filipinas
Unas 281 personas murieron durante la erupción;
83 murieron debido a posteriores coladas de
barro; 358 murieron a causa de las enfermedades.
Julio de 1999
Soufriere Hills, Montserrat
19 muertos; 12.000 evacuados.
17 de enero, 2002
Nyiragongo, Zaire
Las coladas de lava mataron entre 80y·100
personas en Goma.
Afortunadamente para nosotros, Plinio el Joven registró
el acontecimiento con detalle; su tío, Plinio el Viejo, murió
mientras intentaba investigar la erupción. De hecho, el rela to de Plinio el Joven es tan vívido que a la erupción del monte Vesubio y a otras similares en las cuales se lanzan al aire
enormes cantidades de pumita se las llama plinianas.
Pompeya, una ciudad de unos 20 .000 habitantes y a
sólo 9 km en la dirección del viento del volcán, fue sepultada baJo casi 3 m de materiales piroclásticos que lo cubrieron todo, excepto los edificios más altos (Figura 5.1 ). Se han
descubierto cerca de 2.000 víctimas en la ciudad, pero murieron muchas más. Pompeya fue cubierta por restos volcánicos de una manera gradual, pero oleadas d e materiales
volcánicos incandescentes en avalanchas barrieron Herculano, sepultando rápidamente la ciudad a una profundidad de
unos 20 m. Desde el año 79 d .C., el monte Vesubio ha en-
tracio en erupción 80 veces, las más violentas en 1631 y
1906; la última erupción fue en 1944. La actividad sísmica y
volcánica de esta zona representa una continua amenaza
para las muchas ciudades y pueblos situados a lo largo de
la bahía de Nápoles (Figura 5.1 ).
Una buena razón para estudiar las· erupciones volcánicas es que nos muestran las complejas interacciones entre
los sistemas de la Tierra. El volcanismo, especialmente la
emisión de gases y de materiales piroclásticos, tiene un impacto inmediato y profundo en la atmósfera, la hidrosfera y
la biosfera, al menos en las inmediaciones de una erupción .
Y en algunos casos los efectos son a nivel mundial, como lo
fueron tras las erupciones de Tambora, en 1815, Krakatoa,
en 1883 y Pinatubo, en 1991. Ad emás, el hecho de que las
coladas de lava y las erupciones explosivas provoquen daños materiales, herid~s. víctimas mortales (Tabla 5.1), y al me-
© Cengage Lear~ing Paraninfo
CA PITU L O 5
VO L C AN I SMO Y VO L CANES
nos a corto plazo cambios atmosféricos, nos indica que las
erupciones volcánicas son sucesos catastrófi cos, al menos
desde el punto de vista del hombre.
Sin emba rgo, iróni camente, si lo consideramos e n e l
contexto d e la historia de la Tierra, el volcanismo es, en realidad, un proceso constructivo. Es muy probable que la atmósfera y las aguas superficiales fueran resultado de la
emisión de gases durante la historia temprana de la Ti erra, y
el volcanismo en las dar.sales da lugar continuamente a cort eza oceán ica. Las islas oceánicas, como las islas Hawai, Islandia y las Azores, deben su existencia al vo l can i ~mo , . y la
m eteqrización de las co lad as de lava , los materia les piro-
elásticos y las coladas de lodo en las zonas tropicales, como
Indonesia, los convierte en suelo productivo.
La gente que vive en Hawai, el sur de Alaska, Filipinas,
Japón e Islandia son conscientes de las erupciones volcán icas, pero sólo se han producido erupciones continentales en
Estados Unidos t res veces desde 1914, todas ellas en la Sierra
de las Cascadas, que se extiende desde el norte de California,
a través de Oregón y Washington, llegando a la Columbia Británica, en Canadá. Canadá no ha tenido erupciones a lo largo
de la historia. El volcanismo antiguo y actual en el oeste de Estados Unidos ha dado lugar a características interesantes; varias de ellas las estudiaremos en este capítulo.
VOLCANIS-MO
Gases volcánicos
1
Las muestras de los volcanes actuales indican que de un
50% a un 80% de todos los gases volcánicos son vapor de
agua, con me~ores cantidades de dióxido de carbono, nitrógeno, gases de azufre, especialmente dióxido de azufre y sulfuro de hidrógeno, y cantidades muy p equeñ as
de monóxido de carbono, hidrógeno y cloro. En zonas de
volcanismo reciente, como, por ejemplo, el Parque Nacional Volcánico de Lassen, en California, la emisión de
gases continúa y no se puede evitar el notar el hedor a
huevos podridos del sulfuro de hidrógeno (• Figura 5.2).
Cuando el magma asciende h acia la superficie, la
presión se reduce y los gases contenidos e mpiezan a expandirse. En el magma félsico , altamente viscoso, la ex-
l término volcanismo nos trae inmediatamente
a la mente coladas. de lava, y es evidente que incluye esta actividad, p ero el término se refiere
específicamente a aquellos procesos por los que la lava y
los gases que contiene, así como los materiales piroclásticos, son expulsados a la superficie y a la atmósfera. El
volcanismo da lugar a formas del terreno distintivas, p articularmente volcanes, así como a rocas ígneas (extrusivas) volcánicas. En la actu alidad, h ay alrededor de 5 50
volcan es activos; es decir, que h a n entrado en erupción
durante la historia, pero sólo 12, aproximadamente, pueden h acer e rupción en cualquier momento. La m ayor
parte de esta actividad es menor, a unque las grandes
erupcion es no son inusuales.
Todos los planetas terrestres y la Luna fueron volcánicamente activos durante su historia temprana, pero
a h ora sólo se conocen volcanes en la Tie rra y en uno o
dos c.u erpos más del sistema solar. Tritón, una de las
lunas de N eptuno, probable mente ten ga volcan es activos, y la luna de Júpiter lo es, con mucho , el c uerpo de
mas activid ad volcánica del sistema solar. Muchos de
su s cientos d e volcanes h acen erupción e n cualquier
momento.
Además de volcanes activos , la Tierra tiene numerosos volcanes inactivos que no h an entrado en e rupción
durante la historia, pero que pueden hacerlo en el futu ro. Antes de su erupción en el año 79 d .C. no se tien e
constancia de que el.monte Vesubio hubiera estado activo. La mayor exp losión volcánica de los últimos 50
a ños se produjo cu ando el morite Pinatubo, en Filipinas, ~
hizo erupción en 1991 , después ~e permanece r inactivo ~
d_u rante 600 años . Algunos volcanes no han hecho erup- °'
ción en la historia y no muestran signos de que vayan a
• Figura 5.2
hacerlo; se conocen miles de estos volcanes extintos o
Gases volcánicos emitidos en los M anantiales de Azufre del Parque
inactivos.
Nacional Volcánico de Lassen, California.
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'1
VOL C ANISMO
pansión se inhibe y la presión de los gases a umenta. Al final, la presión puede llegar a ser lo suficientemente alta
como para provocar una explosión y producir materiales
piroclásticos, como cenizas. Por el contrario, el magma
básico, de viscosidad baja, permite que los gases se expandan y escapen fácilmente. Por consiguiente, el magma básico normalmente hace erupción de una manera
bastante tranquila.
La cantidad de gases contenida en el magma varía,
pero rara vez supera un pequeño porcentaje por peso.
Aunque los gases volcánicos constitu yen una pequeña
proporción del magma, pueden ser peligrosos y, en algunos casos, han tenido efectos climáticos de gran alcance.
La mayoría de los gases volcánicos se disipan rápidamente en la atmósfera y no representan gran peligro
para el hombre, pero en varias ocasiones han provocado
víctimas mortales. En 1783, los gases tóxicos, probablemente dióxido de azufre, que manaron de la fisura de
Laki, en Islandia, tuvieron efectos devastadores. Alrededor de un 75 % del ganado del país murió, y la nube resultante de los gases provocó temperaturas más bajas y
pérdida de las cosechas; un 24% de la población de Islandia falleció como resultado de la consiguiente hambruna de la nube azul. El país sufrió su invierno más frío
en 225 años en 1783-1784, con temperaturas 4,8 ºC por
debajo de la media. La erupción también produjo lo que
Benjamín Franklin llamó «niebla seca», que atenuó la
intensidad de la luz solar en Europa. E l severo invierno
de 1783 - 1784 en Europa y el este de Norteamérica se
atribuye a la presencia de esta «niebla seca» en la parte
superior de la atmósfera .
En 1986, en la nación africana de Camerún, fallecieron 1. 7 46 personas cuando una nube de dióxido de
carbono les envolvió. El gas se acumuló en las aguas del
lago Nyos, que ocupa una caldera volcánica. Los científicos no se ponen de acuerdo sobre lo que provocó que
el gas saliera de repente del lago, pero una vez que lo
hizo, fluyó cuesta abajo por la superficie porque era más
denso que el aire. De hecho, la densidad y lil. velocidad
de la nube de gases eran lo suficientemente altas como
para tumbar la vegetación, incluidos los árboles, a unos
pocos kiló'metros del lago. Por desgracia, miles de animales y muchas personas, algunas a una distancia de
hasta 23 km del lago, se asfixiaron.
Los residentes de la isla de Hawai han acuñado el
término de vog para la niebla tóxica.
El volcán Kilauea lleva en erupción continua desde
1983, liberando pequeñas cantidades de lava, copiosas
cantidades de dióxido de carbono y unas 1.800 toneladas
de dióxido de azufre por día. El dióxido de carbono no
supone ningún problema, porque se disipa rápidamente
en la atmósfera, pero el dióxido de azufre produce una
nube y el desagradable hedor del azufre. Mientras el vol-
125
cán Kilauea siga en erupción, Hawai tendrá un problema
de vog. Es probable que el vog represente poco o ningún
riesgo para la salud de lo·s turistas , pero sí existe una
amenaza a largo plazo para los residentes del lado oeste
de la isla, donde el vog es más común.
Coladas de lava
El cine y la televisión muestran las coladas de lava
como furiosas corrientes de roca incandescente que
normalmente representan un gran peligro para el hombre (véase Enfoque geológico 5.1). En realidad, los flujos de lava son la manifestación menos peligrosa del
volcanismo , aunque pueden destruir edificios y cubrir
tierra de cultivo. La mayoría de las coladas de lava no
se desplazan particularmente rápidas, y como son flui dos, cubren áreas bajas existentes. Por tanto, una vez
que ha m a nado una ·c olada de un volcán , es bastante
sencillo determinar el camino que va a seguir y evacuar
a todo el que se encuentre en las áreas que puedan resultar afectadas.
Ni siquiera las coladas de lava de baja viscosidad
suelen moverse muy rápido. Sin embargo, las coladas
pueden desplazarse mucho más rápido cuando sus márgenes se enfrían y forman un canal y, especialmente,
cuando quedan aislados por todas partes, como sucede
en un tubo de lava, donde se ha llegado a registrar una
velocidad de más de 50 km/h. Cuando los márgenes y'la
superficie superior de un flujo de lava se solidifican se
forma un conducto conocido como tubo de lava dentro
de la colada. Así confinada y aislada, la colada se mueve
rápidamente y recorre grandes distancias. Cuando la
erupción cesa, el tubo se drena, dejando una estructura
en forma de túnel vacío(• Figura 5.3a). Parte del techo
de un tubo de lava puede colapsarse y formar un tragaluz
a través del cual podemos observar un flujo activo (Figura 5.3b) o acceder a un tubo de lava inactivo. En Ha-wai, la lava se desplaza a través de tubos de lava de
muchos kilómetros de longitud y en algunos casos desemboca en el mar.
Los geólogos definen dos tipos de colada de lava,
ambos con nombres de coladas hawaianas. Una colada
pahoehoe (pronunciado pah-hoy-hoy) o de lava cordada
posee una superficie en forma de cuerda(• Figura 5.4) .
La superficie de una colada aa (pronunciado ah-ah) o de
lava en bloque se caracteriza por tener bloques y fragmentos angulares, rugosos e irregulares. Las coladas pahoehoe son menos viscosas que las coladas aa ; de hecho,
estas últimas son lo suficientemente viscosas como para
romperse en bloques y desplazarse como un montón de
escombros.
La presión en la corteza parcialmente solidificada de
una colada de lava aún en movimiento hace que la su-
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Las coladas de lava representan poco peligro
para el hombre -normalmente
E
n el texto hicimos el inciso
que las corrientes incandescentes de roca fundida
.
son impresionantes y'se
representan en películas comúnmente como un peligro para los humanos. Mencionamos tambié·n que
las coladas de lava son realm ente la
manifestación menos peligrosa de
la actividad volcánica, aunque puedan destruir edificios, carreteras y
tierras de cultivo. Debemos tener
en cuenta, sin embargo, que en algunas ocasiones han sido directa o
indirectamente responsab les de
muertes.
Algunas de las muertes más recientes causadas por coladas de lava
sucedieron en enero de 2002 en la
ciudad de Goma, en la República
Democrática del Congo (antiguamente Zaire). El Nyiragongo, el volcán del que hablamos, ha entrado
en erupción 19 veces desde 1884,
y en dos de estas erupciones las
coladas del lava han causado muertos(• Figura 1). Uno de los diversos
volcanes africanos en la cadena volcánica de Virunga, el Nyiragongo, es
un volcán compuesto a lo largo del
Rift del Este africano. Un lago de
lava en su caldera de la cumbre estuvo activo durante décadas, y en
1977 el lago se vació de repente por
fisuras y cubrió varios kilómetros
cuadrados con coladas de lava líquida. Desgraciadamente, cerca de
70 p ersonas (300 según otra estima-
perficie se doble en crestas de presión (• Figura 5.5). Los
gases que escapan de una colada arrojan fragmentos de
lava a l aire, que vuelven a caer a la superficie y se adhieren unos a otros formando así conos de salpicadura
pequeños y de lados empinados o murallas de salpicadura si son alargadas. Los conos de salpicadura de unos
metros de altura son comunes en las coladas de lava de
Hawai, y podemos ver algunos antiguos en el Monumento Nacional Cráteres de la Luna, en Idaho.
La disyunción columnar es común en muchas coladas de lava, especialmente e n coladas básicas, pero
también podemos encontrarlo en otros tipos de coladas
y en algunas rocas ígneas intrusivas .:Cuando una cola-
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ción) y una manada de elefantes pereciero n en los f lujos que se movían
a velocidades de 60 km/h.
En la erupción masiva del
Nyiragongo el 17 de enero de 2002,
una pluma inmensa de ceniza subió
por encima de la montaña y tres coladas rápidas de lava descendieron
por sus fl ancos occidental y oriental.
Catorce aldeas cercanas al volcán
fueron destruidas y en un día uno
de los flujos se deslizó por la ciudad
de Goma, 19 km al sur del Nyiragongo, destruyendo todo en un pasil lo de 60 m de ancho. La lava
provocó muchos incendios y se sucedieron inmensas explosiones
cuando el fuego tocó los t anques
d e almacenaje de gaso lina.
da de lava deja d e moverse, al enfriarse se contrae y
produce fuerzas que hace n que se abran unas fracturas llamadas diaclasas. En la superficie de una colada
de lava, las diaclasas son normalmente roturas poligonales (con frecuencia de seis lados) que se extie nden
hacia abajo, formando columnas paralelas con sus ejes
largos en perpendicular a la superficie en pr.o ceso de
enfriamiento(• Figura 5.6). Podemos encontrar excelentes ejemplos de diaclasado en columnas en muchas
áreas.
Gran parte de la roca ígnea de la parte superior de la
corteza oceánica es de un tipo distinto, que consiste en
masas protuberantes de basalto que se asemejan a almo-
El número de muertos en Goma
es incierto, pero la mayoría de las
estimaciones están entre 80 y 100
personas. Las explos iones provocadas por la colada de lava, más que
la co lada misma, fueron las responsab les de la mayor parte de estas
muertes. Cerca de 400.000 personas
fueron evacuadas de la ciudad durante tres días. Aunque como pequeño consue lo para los
supervivientes, el número de víctimas fue, en realidad, bastante bajo
considerando que una co lada de
lava se desplazó rápidamente por
una ciudad grande y densamente
pob lada.
Nuestra premisa de que «lascoladas de lava son la manifestación
menos pe ligrosa de la actividad vo lcánica» es co rrecta, aunque hay algunas excepciones. De largo, los
(a)
peligros más grandes se deben a
las erupciones exp los ivas durante
las cua les cantidades inmensas· de
materia les piroclásticos y gases son
expulsados a la atmósfera y forh1an
co ladas de barro vo lcániw (lahares) .
Las víctimas de estas erupciones y
de la actividad asociada pueden
contarse por miles o decenas de
m iles (Tab la 5.1).
(b) .
• Figura 1
(a) El Nyiragongo es un vo lcán compuesto de África Central que ha entrado e n erupción 19 veces desde 1884. Tiene una altura de 3.470 m.
(b) Parte de una de las coladas de lava que e l 17 de enero de 2002 mató a doce_nas de personas en Goma, República Democrática del
Congo. La colada de lava se mueve por la carretera del aeropuerto de Goma .
hadas , de ahí que se llame lava almohadillada. Durante mucho tiempo se reconoció que la lava almohadillada
se forma cuando la lava se enfría rápidamente bajo el
agua, pero su formación no se observó hasta 1971.
Los buzos cerca de Hawai vieron formarse almohadillas cuando una burbuja de lava se abrió camino a través de la corteza de una colada submarina de lava y se
enfrió casi instantáneamente, formando una estructura
en forma de almohadilla con un exterior vítreo. Después,
el fluido remanente del interior se abrió paso a través de
la corteza de la almohadilla, repitiendo el proceso y dando lugar a una acumulación de almohadillas interconectadas(• Figura 5.7).
Materiales piroclásticos
Además de las coladas de lava, los .v olcanes en erupción
expulsan materiales piroclásticos, especialmente cenizas , nombre que se le da a las partículas piroclásticas
con tamaños menores de 2,0 mm (• Figura 5.8). En algunos casos, la ceniza se expulsa a la atmósfera y se deposita en la superficie como ceniza de caída.
En 194 7, la ceniza expulsada por el monte Hekla ,
en Islandia , cayó a 3.800 km de distancia, en Helsinki,
Finlandia. Al contrario que una ceniza de caída, un flujo piroclástico es una nube de ceniza y gas que fluye a lo
largo o cerca de la superficie de la tierra. Los flujos pi-
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128
CAP ITULO
5
VOLCJ\N I SMO Y VO L CANES
(b)
(a)
• Figura 5.3
(a) Este hueco bajo una colada d e lava recién solidificada es un tubo de lava. (b)"Parte del techo de este tubo de lava se ha
desmoronado, for_mando un traga luz a través del cual se puede ver la colada activa.
roclásticos pueden desplazarse a más de 100 km/h, y algunos .cubren áreas extensas.
En las zonas pobladas cercanas a los volcanes, la ceniza de caída y los flujos piroclásticos representan un
problema grave, y la ceniza volcánica en la atmósfera es
un peligro para la aviación. Desde 1980 , unos 80 aviones
han resultado dañados cuando se encontraron con nubes
de ceniza volcánica.
El incidente más grave tuvo lugar en 1989, cuando
la ceniza del volcán Redoubt, en Alaska, hizo que fallaran
los cuatro motores del vuelo 867 de KLM. El avión, que
transportaba a 231 pasajeros, estuvo a punto de estrellarse al caer más de 3 km antes de que la tripulación
consiguiera volver a poner en marcha los motores . E l
avión aterrizó sin problemas en Anchorage, Alaska, pero
hicieron falta 80 millones de dólares en reparaciones.
• Figura 5.4
Co lad a d e lava p ahoehoe en Hawai. Observe los lóbulos lisos al
fi nal del flujo y la textura lisa y doblad a d e la superficie d el flujo.
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• Figura 5.5
Cresta de presión en un flujo de lava de 1982 en Hawai.
VOL C AN I S M O
I29
• Figura 5.8
Materiales pi roclásticos. El obj et o grande de la izqu ierda es una
b omba vo lcá ni ca; tie ne aproxi madamen t e 20 cm de largo. La
forma aerod inámica de las bombas indica que fueron arroj adas
co mo masas de magma que se enfriaro n y solidificaron según iban
desce nd iendo. Los objet os g ranulares en el lado derecho superior
son mat eri ales p iroclást icos co noci d os co mo lapilli . El mo ntó n de
material grisáceo de l la d o inferi or derecho es cen iza.
w
a
e
~
u;
1--- .-M!
• Figura 5.6
Di syu nciones co lum nares en un fl ujo d e lava de hace 60 mi llones
de años en la Calzada de los G igantes, en Irlanda del Norte.
Seg ún se enfriaba la lava, se fo rm aron fracturas q ue se unie ron
para fo rm ar, en su mayoría, col um nas de 5 y 6 lados.
Además de la ceniza, los volcanes expulsan lapilli ,
compuesto por materiales piroclásticos con tamaños entre 2 y 64 mm , bloques y bombas, ambos de más de
64 mm (Figura 5.8). Las bombas tienen una forma re torcida y alargada, que indica que fu erort. arrojadas en
(• Figura 5.7
(a) Estas masas protuberant es de lava en forma de almo had ill a se o ri ginan cua nd o el mag ma sale baj o lám ina de agua. (b) Anti gua lava
almo hadi ll ad a en supe rficie, en el Condado d e Ma rin, California. Se pueden ver dos almohadill as completas y otras muchas rotas.
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)
CAPITULO
5
VOL CAN ISMO Y VOL CAN ES
forma de fragmentos de lava que se enfriaron y solidificaron mientras estaban en el aire. Por el contrario, los
bloques son fragmentos de roca angulares arrancados de
un conducto volcánico o pedazos de una corteza solidificada de un flujo de lava. Debido a su tamaño, los lapilli, las bombas y los bloques están confinados al área
inmediata de una erupción.
¿CUÁLES SON LOS TIPOS
DE VOLCANES Y CÓMO SE
FORMAN?
n volcán es una colina o montaña que se forma alrededor de una chimenea por la que
emergen lava, materiales piroclásticos y gases.
Algunos volcanes son cónicos, pero otros son masas de
magma protuberantes de lados empinados y algunos se
parecen a un escudo invertido colocado en el suelo. En
todos los casos, los volcanes tienen un conducto o conductos que llevan a una cámara magmática debajo· de la
superficie. El dios romano del fuego, Vulcano, fue -la ins~
piración para llamar volcanes a estas montañas, y debido
a su peligro y obvia conexión con el interior de la Tierra
muchas culturas han'sentido un respeto reverencial hacia ellos.
Prob_a blemente no exista ningún otro fenómeno geológico, con la posible excepción de los terremotos, que
tenga tantas tradiciones asociadas a él. En las leyendas
hawaianas, la diosa de los volcanes, Pele, reside en el
cráter del Kilauea, en Hawai. Durante uno de sus frecuentes arranques de furia, Pele provoca terremotos y
flujos de lava, y puede arrojar rocas incandescentes
a aqq.éllos que la ofendan. Los nativos americanos del
noroeste del Pacífico hablan de una batalla titánica entre los dioses de los volcanes Skel y Ll_ao para explicar
las enormes erupciones que tuvieron lugar hace unos
6 .000 años en Oregón y California. Plinio el Viejo (2379 d.C.), mencionado en la Introducción, creía que antes de las erupciones «el aire está extremadamente
calmado yel mar tranquilo, porque los vientos ya se han
introducido en la tierra y se están preparando para volver a emerger»*.
Los geólogos recdnocen varios tipos importantes de
volearies, pero hay ·que darse cuenta de que cada volcán
es único en su historia de erupciones y desarrollo. Por
ejemplo, la frecuencia de las erupciones varía conside-
' Tomado de la página 40-e'n M . Krafft, Volétinoes: Fire from the Earth
(N ueva York: Harry N. Abram s, 1993) .
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rablemente; los volcanes hawaianos y el Monte Etna, en
Sicilia, han entrado en erupción repetidamente, mientras que el Pinatubo, en Filipinas, hizo erupción en 1991
por primera vez en 600 años. Algunos volcanes son montañas complejas que tienen las características de más de
un tipo de volcán.
La mayoría de los volcanes tienen una depresión circular conocida como cráter en su cima, o en sus flancos, que se forma por medio de explosiones o de colapsos.
Normalmente, los cráteres miden menos de 1 km de ancho, mientras que las depresiones , mucho más grandes,
que hay en los volcanes se llaman calderas. En realidad
¡ilgunos volcanes tienen un cráter dentro de una caldera'.
Las calderas son enormes estructuras que se forman después de erupciones voluminosas, en las que parte de una
cámara magmática se vacía y la cumbre de la montaña
se colapsa dentro de ese espacio vacío . Un excelente
ejemplo es el mal llamado Lago del Cráter, en Oregón
(• Figura 5.9). El Lago del Cráter es en realidad una caldera de bordes empinados que se formó hace unos 6.600
años de la manera que acabamos de describir; tiene más
de 1.200 m de profundidad ymide 9 , 7 X 6, 5 km. Tan impresionante como pueda parecer el Lago del Cráter, no es
tan grande como algunas otras calderas, como, por ejemplo, la caldera de Toba, en Sumatra, que tiene 100 km
de longitud y 30 km de ancho.
Volcanes en escudo
Los volcane-s en escudo se asemejan a la superficie
exterior de un escudo puesto en el suelo con su lado convexo hacia arriba (véase «Tipos de volcanes» en las páginas 132 y 133).
Tienen un perfil bajo y redondeado con ligeras pendientes que van de 2 a 1O grados; están compuestos
principalmente por coladas básicas que tenían una viscosidad baja, por lo que se extendieron y formaron
capas finas ligeramente inclinadas. Las erupciones de
los volcanes en escudo, a veces llamadas erupciones de
tipo hawaiano, son tranquilas comparadas con las de
volcanes como el Monte Santa Elena. Normalmente la
lava sube a la superficie con poca actividad explosi~a,
por lo que representa poco peligro para el hombre. Las
fuentes de lava, algunas de hasta 400 m de altura, aportan algunos materiales piroclásticos a los volcanes escudo, pero, por lo demás, están compuestos principalmente de coladas de lava basáltica; las coladas forman
más del 99 % de los volcanes hawaianos por encima del
nivel delmar.
Aunque las erupciones de los volcanes en escudo
tienden a ser bastante tranquilas, en ocasiones algunos
de los volcanes hawaianos producen explosiones considerables cuando el agua subterránea se evapora instan-
., 1
¿CÚALES SON LOS TI POS D E VOLCANES· Y 'CÓ MO SE FOR M AN?
(e)[
131
J
sJf
(e)
• Figura 5.9
-- ----
------ -- -
----- - -
----- - - -----
Acont ecimientos que llevaron al origen del Lago del Cráter, en Oregon, que es.realmente una ca ldera. (a; b) Nubes y fluj os de cen iza
drenan en parte la cámara magmática. (c) El desplome de la cumbre y la forma_ció n de la ca ldera. (d) Las erupciones posteriores a la
formación de la ca ldera cubren en parte el piso de ésta y forman un cono pequeño de cen iza co nocido como la Isl a d~I Mago. (e) 'v'.ista
desde el borde del Lago d el Cráter que muestra la Isla del Mago. Fuente: De Howell Williams, Crater Lake: The Story of lts O~igin (Berkeley, Calif.
University of Californ ia Press): Ilustraciones de p. 84 © 1941 Regents of the Un iversity of Ca liforni a,© renovadas en 1969, Howell Williams ;
táneamente al entrar en contacto con el magma. Una de
estas explosiones mató, en 1 790, a unos 80 guerreros de
un grupo liderado por el jefe Keoua, qu e les dirigía a través de la cumbre del volcán Kilauea.
La actividad actual del Kilauea es impresionante por
otra razón; lleva en erupción continua desde el 3 de enero de 1983, siendo la erupción más larga jamás registrada. A lo largo de estos 20 años, han emergido a la
superficie más de 2,3 km 3 de roca fundida ; gran parte ha
alcanzado el mar y ha formado 2,2 km 2 de terreno nuevo en la isla de Ha_wai. Por desgracia, las coladas de lava
del Kilauea también han destruido unos 200 hogares y
causado 61 millones de dólares en daños.
Los volcanes en escudo, como los de las islas Hawai
e Islandia, son más comunes en las cuencas oceánicas,
pero también existen algunos en los continentes, en el
este de África, por ejemplo. La isla de Hawai está formada por cinco volcanes en escudo enormes, dos de los
cuales, Kilauea y Mauna Loa, están activos gran parte
del tiempo. El Mauna Loa mide casi 100 km de diámetro
y se eleva más de 9,5 km por encima del fondo marino
que lo rodea; tiene un volumen estimado en 50.000 km 3 ,
lo que hace que sea el volcán más grande del mundo. Por
el contrario, un volcán muy grande de los Estados Unidos continental, es el monte Shasta en California, tiene
un volumen de sÓlo unos 350 km 3 •
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Todos los volcanes son estructuras que resultan de la erupción de Java y de materiales piroclásticos
pero todos son únicos en su historia de erupciones y en su desarrollo. Sin embargo, Ja mayoría
están clasificados en alguno de Jos tipos
convenientemente indicados aquí: en
escudo, de cono de escorias, compuesto
y de domo de Java. También hay lugares
donde las erupciones de lava muy fluida
tienen Jugar a lo largo de fisuras y los
volcanes no se desarrollan.
Los volcanes en escudo se componen de numerosos
· flujos de lava basáltica delgados que forman montañas
con pendientes que rara vez superan los 1 O grados.
Crater Mountain, en Lassen County, California,
es un volcán en escudo extinguido. Tiene
aproximadamente 1 O km de ancho y alcanza .
una altura de 460 m. La depresión en su cumbre
es un cráter de 2 km de ancho.
Vista de Mauna Loa, un volcán en escudo activo en
Hawai, con sus 1,5 km de la cima cubiertos por nieve.
Mauna Loa es la montaña más grande del mundo; mide
aproximadamente 100 km en su base, alcanza una
altura de más de 9,5 km por encima del fondo marino, y
está formado por unos 50.000 km 3 de material
aproximadamente.
Cono de escorias de 230 m de altura en Lassen
Volcanic National Park, en California.
La imagen de la derecha muestra cráter en forma
de tazón en la cumbre de este cono de escorias.
Entró en erupción por última vez en el siglo xv11.
Los volcanes compuestos, o estratovolcanes,
están compuestos principalmente de coladas de
lava y materiales piroclásticos de composición
intermedia, aunque los depósitos de coladas de
barro volcánico son también comunes.
Volcán Mayon, en Filipinas; volcán compuesto
casi simétrico que entró en erupción por última
vez en 1999.
Dos vistas del monte Shasta, un inmenso
volcán compuesto en el norte de California.
El monte Shasta mide aproximadamente
24 km en su base y se eleva más de 3.400 m
por encima de su entorno.
Esta vista del
monte Shasta
desde el norte
muestra un cono .
conocido como
Shastina sobre
el flanco de
la montaña más
grande.
Este domo de lava empinado se encuentra
encima de Novarupta, en el Katmai National Park
and Preserve, en Alaska.
Chaos Crags en la distancia está formado
por, al menos, cuatro domos de lava que se
formaron hace menos de 1.200 años en
Lassen Volcanic National Park, en
California. Los derrubios en el primer plano,
denominados Chaos Jumbles, se formaron
cuando se d~splomaron partes de los
domos.
134
CA PI TULO
5
VOLCAN I S MO Y VOL CAN ES
Conos de escorias
Cuando los materiales piroclásticos se acumulan alrededor de la chimenea por la que han emergido se forman
pequeños conos de escorias de lados empin ados formados por partículas que parecen cenizas (véase «Tipos de
volcanes» en las páginas 132 y 13 3). Los conos de escorias son pequeños; normalmente no superan los 400 m
de altura, con ángulos de inclinación de hasta 33 grados ,
dependiendo del ángulo que puedan manten er los materiales. piroclásticos angulosos. Muchos de estos volcanes
pequeños tiene n un .cráter grande en forma de tazón, y
si producen alguna colada de lava, normalmente se abren
paso a través de la b ase o de los flancos m ás bajos de las
montañas. Aunque todos los conos de escorias son cónicos, su simetría varía desde los que son perfectamente simétricos a los que se formaron cua ndo los vientos predominantes hicieron que lo_s materiales piroclásticos se
acumularan mayormc;!nte en el lado de la chimenea situado en la dirección del viento
Muchos conos de escorias se forman en los flancos
o dentro de las calderas de volcanes más grai=i.des y representan las etapas finales de la actividad, partic ularmente e n áreas de volcanismo b asáltico. La Isl a del
Mago, en el Lago del Cráter, Oregón, es un p equeño
cono .de escorias que se formó después de que la cumbre
del monte Mazama se colapsara p ara formar una caldera (Figura 5.9 ). Los conos de escorias son comunes en
los estados del sur de las Montañas Rocosas, particularmente en Nuevo México y Arizona, y hay muchos otros
en California, Oregón y Washington.
En 19 73, en la isla islandesa de Heimaey, un cono
de escorias nu evo amenazó a la ciudad de Vestman -
• Figura 5.10
El dfell, un cono de escori as en
Islandia, empezó la erupción en 1973
y en dos días creció hasta 100 m de
altura. El vapor visib le en el lado
izquierdo ele la imagen es el resultado
de la lava «aa»' al entrar en el mar.
También es visib le otro co ~d de
esco ri as-conocido como Helgafel.
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naeyjar. La erupción inicial comenzó el 23 de enero, y
en dos días un cono de escorias, llamado más tarde Eldfell, se levantó unos 100 m por encima del área circundante (• Figura 5.10). Los materiales piroclásticos del
volcán sepultaron partes de la ciudad y para febrero, una
colada de lava aa masiva estaba avanzando hacia la ciudad. El borde anterior de la colada tenía de 1O a 20 m de
grosor, y su parte central era de unos 100 m de grosor.
Los residentes de Vestmannaeyjar rociaron el bordean terior de la colada con agu a del mar en un intento de
desviarlo de la ciudad. La colada se desvió, pero no es tá
claro lo efectivo que fueron los esfuerzos de los ciudadanos; puede que sencillamente tuvieran suerte.
Volcanes compuestos (estratovolcanes)
En los volcanes compuestos, a los que también llamamos estratovolcanes, podemos encontrar capas piroclásticas , así como coladas de lava, ambos de composición
intermedia (véase «Tipos de volcanes» en las págin as 132
y 133). Cuando los flujos de lava se enfrían , normalmente forman andesita; recordemos que los flujos de lava intermedios son más viscosos que los básicos, que producen
basalto. Los geólogos utilizan el término lahar para designar a los flujos de barro volcánicos, que son comunes
en los volcanes compuestos. Un lahar puede formarse
cuando la lluvia cae sobre materiales piroclásticos no consolidados y crea un compuesto que en forma de lodo se
desplaza cuesta abajo (• Figura 5. 11 ). El 13 de noviembre de 1985, una erupción menor del Nevado del Ruiz,
en Colombia, fundió nieve y hielo en el volcán , provocando lah ares que mataron a 23.000 personas (Tabla 5.1).
¿C ÚAL ES SON LOS TIPOS DE VOLC ANES Y ' C ÓMO SE F ORMAN ?
135
·Un volcán de lo más inusual
uizás el Rift del este de Áfri ca no
es un lugar inesperado pa ra los
volcanes, pero uno conocido,
como Oldoinyo Lengai u 01 Doinyo
Lengai, en Tanzania, está
ciertamente entre los vo lcanes más pecu li ares
de la Tierra. Oldo inyo Lengai, que sign ifica
«Montaña de Dios» en el idioma de los Masai,
es un volcán compuesto activo (su última
erupción fue en agosto de 2002), mide cerca
de 2.890 m altu ra. Es parte del cinturón· que de
este a oeste incluye unos 20 vo lcanes cerca de
la parte meridional del Rift Oriental afri cano.
Su característica más notable, sin embargo, es
que en sus erupciones el magma que se enfría
forma carbonatita, una roca ígnea con al
menos el 50% de carbonat os, en su mayor
parte calcita (CaC0 3) y do lom ita [CaMg(C0 3)z].
De hecho, la carbonatita se parece mucho
al mármol, una roca metamórfica (véase el
Capítulo 7).
Recuerde que basado en el conten ido de
síli ce, la mayoría de los magmas varían de
básicos a félsicos, pero sólo raramente el
magma tiene una cantidad signifi cativa de
Q
Los volcanes compuestos se diferencian de los volcanes en escudo y de los conos de escorias en su composición, como vimos anteriormente, y también en su
morfología. Recordemos que los volcanes en escudo tie-.
nen pendientes muy bajas, mientras que los conos de
cenizas son montañas cónicas pequeñas de lados empinados. Con marcado contraste, los volcanes compuestos
tienen lados empinados cerca de su cima, quizá de unos
30 grados, pero la pendiente disminuye hacia la base,
donde puede que no sea mayor de 5 grados. El volcán
Mayon, en las islas Filipinas, es uno de los volcanes
carbonatos . En O ldoinyo Lenga i, el magma de
carbonatita tiene típicamente una viscos idad
muy baja y es líquido a temperaturas de sólo
540 a 595 ºC, reflejando las bajas temperaturas
de fusión de los carbonatos. Como resultado
flu ye más bien rápidamente; no es
incandescente, sino que se parece a barro
negro. Sus mineral es son qu ími camente
inestables, por lo que reaccionan con agua en la
at mósfera y su co lo r camb ia al gris pá li do muy
rápidamente. La • Figura 1 muestra un cono
pequeño dentro del cráter del vo lcán que arroja
la lava negra; la lava más vieja en el cono pasó a
ser b lanca en varios· meses. ·
• Figur_a_1_ __
Este cono pequeño está en el cráter del Oldoinyo
Lengai, en Tanzania. La lava negra se enfría para
forma r ca rbonatita, que' se co mpone d e al menos
un 50% de carbonatos.
compu estos más simétricos que existen. Hizo erupción
en 1999 por decimotercera vez en el siglo XX.
C uando la mayoría de la gente piensa en volcanes, se
imaginan los perfiles elegantes de los volcanes compuestos, que son los volcanes típicos que encontramos
en los continentes y arcos de islas. Y algunos de estos
volcan es son en verdad grandes; el monte Shasta, al norte de Califo!nia, está formado por unos 350 km 3 de material y mide 20 km de diámetro. De hecho, domina el
horizonte cuando te acercas desde cualquier dirección.
Otros volcanes compues tos conocidos son varios de· la
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_ e/
CAPITULO
5
VOLC/\NI S MO Y V OLCA NES
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(a)
(b)
• Figura 5.11
(a) Ho g ares parci almente enterrados por una colad a d e barro vol cánico, o lahar, el 15 de juni o de 1991, después de la erupción d el monte
Pinatu b o, en Filipin as. (b) Vist a aérea d e Armero, Co lo mbia, d onde al menos 23.000 personas perecieron debido a lah ares que inundaron
e,1área en 1985.
Sierra de las Cascadas, en el noroeste del Pacífico, así
como el .Fujiyama, en Japón, y el monte Vesubio, en Italia (véase la foto al inicio del capítulo).
Él monte Pinatubo, en Filipinas, hizo erupción violentamente el 15 de junio dé 1991. Arrojó a la atmósfera
enormes cantidiides de gases y una cantidad estimada de
3 a 5 km 3 de cenizas, convirtiéndola en la mayor erupción del mundo desde 1912. Afortunadamente, hicieron
caso de los avisos de una erupción inminente y fueron
evacuadas 200.000 personas de los alrededores del volcán. Aún así, la erupción fue responsable de 722 muertes
(Tabla 5.1) .
Domos de lava
Aunque algunos volcanes muestran características de
más de uno de los tipos que hemos visto hasta ahora, podemos clasificar a la mayoría de ellos como volcanes en
escudo, conos de cenizas o volcanes compuestos. Sin
embargo, debemos prestar atención a un tipo más de volcán. Los domos de lava, también conocidos como domos volcánicos y domos tapón, son montañas bulbosas de
lados empinados que se forman cuando el magma félsico viscoso, y en ocasiones el magma intermedio, se ve
forzado hacia la superficie (véase «Tipos de volcanes» en
las páginas 132 y 133 ). Como el magma félsico es tan
viscoso, se desplaza hacia arriba muy-lentamente y solamente cuando la presión desde abajo es grande.
A partir de 1980, aparecieron un cierto número de
domos de lava en el cráter del Monte Santa Elena, en
Washington; la mayoría de ellos fueron destruidos en
erupciones posteriores. Desde 1983, el Monte Sa nta
Elena se ha caracterizado por un crecimiento de domos
esporádico, y la s erupciones volvieron a iniciarse en
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2004. En junio de 1991 , un domo de lava en el volcán
Unzen, en Japón, se derrumbó bajo su propio peso , provocando un flujo de derrubios y cenizas calientes que
m a tó a 43 personas de una población cercana.
Las erupciones de los domos de lava son algunas de
las más violentas y destructivas. En 1902, un magma viscoso se acumuló bajo la cima del Monte Pelée, en la isla
de Martinica . Al final, la presión aumentó hasta tal punto que la ladera de la montaña voló en una tremenda explosión, arrojando una nube densa y móvil de materiales
piroclásticos y una nube caliente de gases y polvo llamada núbe ardiente («Nuée ardente» en francés). El flujo
piroclástico siguió un valle hasta el mar, pero la nube ardiente saltó una cresta y envolvió la ciudad de St. Pierre
(• Figura 5.12).
Una tremenda explosión sacudió los edificios altos
de St. Pierre, lanzando cantos rodados, árboles y los pedazos de mampostería a las calles, y moviendo 16 m una
estatua de 3 toneladas .
Junto con la explosión, se produjo una nube de ceniza y gases incandescentes con una temperatura interna de 700 º C que quemó todo a su paso. La nube
ardiente atravesó St. Pierre en dos o tres minutos, para
ser seguida a continuación por una tormenta de fuego
cuando los materiales combustibles se prendieron y los
barriles de ron explotaron. Pero para entonces, la mayoría de los 28.000 habitantes de la ciudad ya estaban
muertos. En realidad, en la zona que cubrió la nube ardiente , sólo sobrevivieron dos personas "' . ·Uno de los
*Aunqu e los in fo rm es indiqu e n normalm ente que sólo dos personas sobrevivieron a la e rupción, por lo menos 69 y posibl e me nte hasta 111 perso nas lo hi ciero n más all á de los límites de la nube ardi e nte y en barcos
en e l puerto. Sin embargo, la mayoría fu eron heridos de gravedad .
OTRAS FO RM AS VO L CÁN J CA S
137
(a)
• Figura 5.12
(a) St. Pi erre, Martinica, desp ués de que fuera destruido por una nube
ardiente prove niente del monte Pel ée en 1902. Só lo sobrevivieron 2 de los
28.000 habitant es de la ci udad . (b) Nube ardiente del monte Pel ée, varios
meses después de la que destruyera St. Pi erre. Reuters/Corbi s
supervivientes estaba en el borde exterior de la nube,
pero incluso allí, sufrió graves quemaduras y su familia
y vecinos fallecieron. El otro superviviente, un estibador encarcelado la noche anterior por alteración del orden público, se encontraba en una celda sin ventanas
situada parcialmente bajo el nivel del suelo. Permaneció en su celda con quemaduras graves durante cuatro
días después de la erupción, hasta qu e los equipos de
rescate oyeron sus gritos de auxilio. Más tarde se convirtió en una atracción del circo Barnum y Bailey, donde se le anunciaba como «El único objeto viviente que
sobrevivió en la "Silenciosa ciudad de la muerte'', donde una explosión· de la terrible erupción volcánica del
Monte Pelée asfixió, ·quemó o sepultó a 40.000 seres
vivos»**.
(b)
OTRAS FORMAS VOLCÁNICAS
J
1 término volcán nos trae inmediatamente a la
mente los magníficos volcanes compuestos : Sin
e mbargo , como ya hemos observado anteriormente ' aunque alounos
volcanes son las típicas montao
ñas que nos imaginamos, podemos encontrar numerosos
volcanes con otras formas en muchas áreas (véase ((Tipos
de volcanes» en las páginas 132 y 133). En realidad, en
ahunas zonas de volcanismo, los volcanes no llegan a desº
arrollarse. Por ejemplo, durante las erupciones fisurales,
la lava fluida m ana y sencillamente forma áreas llanas,
mientras que las enormes erupciones explosivas podrían
dar lugar a depósitos piroclásticos en capas, que, como su
nombre indica, tienen una geometría en forma de capas.
Erupciones fisura/es y mesetas
basálticas
nTorn ado de A. Sca rth , Vu lcan's Fury: Man Against the Volcano (New
Haven, CT: Oxford University Press, 1999), p. 177.
Unos 164.000 km 2 del este de Washington y partes de
Oreoón e Idaho fueron cubiertos por coladas de lava baº
sáltica superpuestos entre 17 y 5 millones de años atrás.
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138
CAPITULO
5.
VOLCAN ISMO Y VO L CANE S
Conocidos ahora como los bµsaltos del río Columbia, están bien expuestos en cañones erosionados por los ríos
Snake y Columbia (• Figura 5.13a) . En lugar de salir en
erupción por Úna chimenea central, estas coladas manaron de largas grietas o fisuras, por lo que las conocemos
como erupciones fisurales. La lava que emergió de estas
fi~uras era tan fluida (ténía una viscosidad tan baja) que
sencillamente se extendió, cubriendo extensas áreas y formando una meseta basáltica, un' área amplia, eievada y
plana con coladas de lava subyacentes (Figura 5.13b).
Las col~das de b.a salto del río .Columbia tienen un
grosor total de unos 1.000 m y algunas coladas individuales cubren áreas enormes; por ejemplo, la colada
Roza, que tiene 30 m de grosor, avanzó por un frente de
100 km de ancho y cubrió 40.000 km 2 .
Las erupciones fisurales y las mesetas basálticas no
son comunes, aunque conocemos varias áreas extensas
con dichas características. Actualmente, este tipo de actividad ocurre sólo en Islandia. Islandia tiene un cierto
número de montañas volcánicas, pero la mayor parte de
la isla está compuesta por .coladas de basalto que han
emergido por fisuras. Dos erupciones fisurales importantes, una en el año 930 d.C. y la otra en 1783, son las
responsables de la mitad del magma manado en Islandia
durante la historia. La erupción de 1 783 se produjo a
través de la fisura Laki, que tiene 25 km de longitud; la
lava fluyó a lo largo de varias decenas de kilómetros y en.
un sitio llenó un valle con una profundidad de 200 m.
Depósitos piroclásticos en capas
Hace más de 100 años, los geólogos se dieron cuenta de
la existencia de vastas áreas cubiertas por rocas volcánicas félsicas de unos pocos metros a cientos de metros de
Coladas iniciales
• Figura 5.13
---------------- - - - .. (a) Alrededor de 20 coladas de lava de los basaltos
del río Columbia, expuestos en el cañón del río
Grand Rond, en Washington . (b) Bloques diagrama
que muestra n las erupciones fisura les y el origen de
una meseta de basalto. (c) Depósitos de flujo
piroclástico que salieron del monte Pinatubo el 16
de junio de 1991, en Filipinas. Algunos de los flujos
se desplazaron 16 km desde el vo lcán y llenaron
este va lle con espesores de 50- a 200 m.
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(e)
PELIGROS VOLCÁN I COS
grosor. Parecía improbable que pudiera n ser enormes coladas de lava, pero parecía igualmente improbable que
fueran depósitos de ceniza de caída. Basándonos en la
observación de flujo s piroclásticos histó ricos , como la
nube ardiente del Monte Pelée, en 1902, parece qu e estas rocas antiguas tienen su origen en flujo s pirocl ásticos, de ahí el n o mbre de depósitos piroclásticos en
capas (Figura 5.13c).
Sin embargo, cubren áreas mucho más grandes que
cualqui era que se haya observado e n la historia y, aparentemente, emergieron por largas fisuras y no por una
chime nea central. Los materiales piroclásticos de muchos de estos flujos e taban tan calientes que se fusionaron y fo rmaron toba soldadas.
Ahora, los geólogos creen que flujos píroclásticos importantes emergen de fisuras formadas dura nte el origen
de las calderas. Por eje mplo , los -flujos piroclásticos que
emergieron durante la formación de una gran caldera que
ahora ocupa el Lago del Cráter, en Oregón (Figura 5.9).
De manera similar la Toba Bishop, del este de Ca lifornia, hizo erupción poco antes de la formación de la
caldera de Long Valley. Curiosamente, la actividad sísmi ca de la caldera de Long Valley y zonas próximas, que
comenzó en 19 78, pu ede indicar que el magma se es tá
moviendo en sentido ascendente por debajo de parte de
la ca ldera. Por tanto no podemos descartar la posibiHdad
de futuras erupciones en ese área.
• Figu~ 5.1 ~ _
Algunos riesgos volcánicos, tal como los
deslizamientos y lahares, pueden ocurrir aun
cuando un volcá n no esté en erupción. Esta
ilustración muestra un vo lcá n típico en Ala ska
y del oeste de los Est ados Unidos, pero en
los volcanes en Hawai y en otras partes
también encierran riesgos.
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139
RIESGOS VOLCÁNICOS
n este capítulo hemos ha blado de varios riesgos
volcá nicos , como las coladas de lava, las nubes
ardientes, los gases y los lahares. Obviamente, las
coladas de lava y las nubes ardientes son una amenaza
solamente durante una erupción, pero los lahares y los
flujos de tierras pueden tener lugar incluso cuando no se
ha produ cido una erupción en mucho tiempo (• Figura
5 .14 ). Es cierto que las áreas más vulnerables de Estados
Unidos so n Alaska, Hawai, Ca lifornia, Oregón y Washington, pero hay algunos otros lugares en la parte oeste
del país que podrían experimentar tambié n nuevas actividades volcánicas .
¿Cuál es el tamaño de una erupción y
cuánto puede durar?
Los geólogos han ideado varias maneras de expresar el tamaño de una erupción volcánica. Una de ellas, llamada
índice de destructividad, está basada en el á rea cubierta
de lava o materiales piroc lásticos durante .una erupción.
Los geólogos también clasifican las erupciones según su
intensidad y magnitud, pero estos términos se han incorporado al índice de explosividad volcánica (IEV) , que
CA PITULO
5
VOL CAN I S M O Y VO L C A N ES
.
:
,.l ' ·~
...
N ad ie duda que algunos de los volcanes de la Sierra de
las Cascadas entrará de nuevo en erupción, pero no
sabemos cuándo ni cómo de grandes serán estas
er upciones. Un cambio de trabajo le lleva a una
com unid ad en Oregón que t iene cerca varios volcanes
grandes. Tiene algunas dudas acerca d e posibles
er upciones futuras. ¿Qué clase d e información buscaría
antes d e comprar una casa en est a área? Además,
como un ciudadano concienciado, ¿puede hacer alguna
sugerencia acerca de qué se debe hacer en el caso de
una gran erupción?
es el término más utilizado (• Figura 5.15). A diferencia
de la Escala de Magnit ud de Richter para los terremotos
(véase el Capítulo 8), el IEV es sólo semicuantitativo, y se
basa parcialmente en criterios subjetivos.
El índice de explosividad volcánica (IEV) abarca de O
(moderada) a 8 (catastrófica) y se basa en varios aspectos
de una erupción, como el volumen de material arrojado
·e:"'
de manera explosiva y la altura de la pluma de la erupción. Sin embargo, no se tienen en cuenta el volumen de
lava, las víctimas mortales ni los daños materiales. Por
ejemplo, la erupción en 1985 del Nevado del Ruiz, en
Colombia, mató a 23.000 personas, pero aun así tiene un
IEV de 3. Por el con trario, la gran erupción (IEV = 6) del
Novarupta, en Alaska, en 19 12, no causó víctimas mortales ni heridos. Desde el año 1500 d .C., sólo la erupción
del Tambora, en 18 15, ha tenido un valor de 7; fue grande y mortal (Tabla 5. 1). Se han asignado valores del IEV
a casi 5. 700 erupciones duran te los últimos 10.000 años,
pero ninguna ha superado el 7, y a la mayoría (62%) se les
asignó un valor de 2.
La duración de las erupciones varía con siderab le mente . Un 42 % de unas 3.300 erup ciones h istóricas
duró men os de un m es. Alrededor de un 33% se mantuvo en erupción de u no a seis meses, pero hay 16 volcan es que llevan activos , m ás o me n os contin uamente,
durante más de 20 años. Buenos ejemplos de ello son el
Estrómboli y el monte Etna, en Italia , y el Erta Ale, en
Etiopía. En algunos volca nes explosivos, el tiempo entre
el comienzo de sus erupciones y el momento culminante es de seman as o meses. Un buen ejemplo es la colosal erupción explosiva del Monte Santa E lena el 18 de
8
1.000 km3
7
100 km3
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6
•«!
(.)
grande
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10 km3
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0,01 km3
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VEI 3-5
2
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:J
VEI 4-7
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~
2
o
Vulcaniano
.1
Plineano
1.000.000 m3
10.000 m3
"--'----'-- Est_ro_,_m_b_o_lia
_n_o_,__ _ _,__ _ _,__ _...__ _...__ _ _,___ _ __. 1.000 m3
0
<0,1
0,1- 1
1- 5
3-15
10-25
>25
Altura de la nube, en km
487
623
3176
.733
119
19
5
O Erupcioneshistóricas
• Fig ura 5.15 ·
-
-
Índice de explosividad volcán ica (IEV). En este ejemplo, una .erupción con un IEV de 5 tiene una nube de erupción de hasta 25 km de alto
y exp ulsa por lo menos 1 km 3 de t efra, término s;olectivo·que designa todos los materiales piroclásticos. Los geólogos caracterizan las
erupciones como hawaiana (nó explosiva), estromboliana, vulcaniana y p lineana.
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PELIGRO S VOL CÁ NI C OS
mayo de 1980, que \Se produjo dos meses después de
que se iniciara la acti~dad. Desgraciadamente, muchos
vokanes dan poco o ningún aviso de estos eventos a
gran escala; de 252 erupciones explosivas, un 42% hicieron erupción violentamente durante su primer día de
actividad. Como podemos imaginar, la predicción de las
erupciones es complicada en estos volcanes que ofrecen tan poco tiempo de aviso de una actividad inminente.
¿Es posible predecir /as erupciones?
La mayor parte de los volcanes peligrosos se encuentran
en los márgenes de las placas tectónicas o cerca de ellos,
especialmente en los bordes de placas convergentes. En
cualquier momento, cerca de una docena de volcanes
hacen erupción, pero la mayoría de las erupciones causan poco o ningún daño material, heridos o víctimas
mortales. Por desgracia, algunos sí lo hacen. La erupción
del Tambora, en Indonesia, en 1815, y una erupción menor del Nevado del Ruiz, en Colombia, en 1985, son
buenos ejemplos de ello (Tabla 5 .1).
Tan sólo unos pocos volcanes potencialmente peligrosos de la Tierra están vigilados, incluidos algunos en Japón, Italia, Rusia, Nueva Zelanda y Estados
Unidos.
Existen cuatro centros en Estados Unidos dedicados
a la vigilancia de los volcanes: el Observatorio Vulcanológico de Hawai, en el volcán Kilauea; el Observatorio
Vulcanológico de las Cascadas David A. Johnston, en
Vancouver, Washington; el Observatorio Vulcanológico
de Alaska, en Fairbanks, Alaska, y el Observatorio de
Long Valley, en Menlo Park, California. Muchos de los
métodos utilizados actualmente para vigilar los volcanes
fueron desarrollados en el Observatorio Vulcanológico
hawaiano.
La vigilancia de los volcanes implica registrar y
analizar los cambios físicos y químicos que se producen en los volcanes( • Figura 5.16a). Los medidores de
inclinación detectan cambios en las pendientes de un
volcán cuando éste se hincha con la subida del magma,
y un geodímetro utiliza un rayo láser para medir distancias horizontales, que también cambian cuando un
volcán se hincha. Los geólogos también observan las
emisiones de gases, los cambios de nivel y temperatura
del agua subterránea, la actividad de las fuentes termales y los cambios en los campos magnéticos y eléctricos locales. Se evalúa incluso la acumulación de nieve y hielo, si la hay, para anticipar el posible peligro de
inundaciones en el caso de que se produzca una erupción.
En cuanto a la observación de los volcanes y el
aviso de una erupción inminente es de gran importan-
J41
cía la detección del temblor volcánico, un movi miento continuo de suelo que dura de minutos a horas, al contrario que las sacudidas bruscas y repentinas que producen la mayoría de los terremotos. El
temblor volcánico, también conocido como temblor armónico, nos indica que el magma se está moviendo
bajo la superficie.
·
Para anticipar por completo la futura actividad de
un volcán, debemos conocer su historial de erupciones. Por consiguiente, los geólogos estudian el registro
de erupciories pasadas preservado en las rocas. Estudios
detallados de antes de 1980 indicaban que el Monte
Santa Elena, Washington, había hecho erupción de manera explosiva 14 o 15 veces durante los últimos 4.500
años, así que los geólogos concluyeron que era uno de
los volcanes de las Cascadas con más probabilidades
de volver a entrar en erupción. De hecho, los mapas
que prepararon mostrando las áreas en las que podrían
esperarse daños en caso de erupción, fueron de ayuda
a la hora de determinar en qué zonas había que res tringir el acceso y evacuar una vez que tuvo lugar una
erupción.
Los geólogos dieron avisos oportunos de erupciones
inminentes del Monte Santa Elena, en Washington, y
del monte Pinatubo, en Filipinas, pero en ambos casos,
las erupciones culminantes fueron precedidas de actividad de menor intensidad. Sin embargo, en algunos casos, las señales de aviso son mucho más sutiles y difíciles
de interpretar. Numerosos terremotos pequeños y otras
señales de aviso indicaron a los geólogos del Centro de
Investigación Geológica de Estados Unidos que el magma se estaba moviendo por debajo de la superficie de la
caldera de Long Valley, en la parte oeste de California,
por lo que en 198 7 dieron un aviso de nivel bajo; al final
no ocurrió nada.
La actividad volcánica en la caldera de Long Valley
tuvo lugar hace 250 años, y existen muchas razones para
pensar que volverá a ocurrir.
Por desgracia, la población local en su mayoría ignoraba la historia geológica de la región; el Centro de
Investigación Geológica realizó un trabajo pobre a la
hora de comunicar sus preocupaciones, y los comunicados de prensa prematuros provocaron más alarma de la
justificada. En cualquier caso, los residentes locales se
indignaron porque los avisos causaron un descenso en
el turismo (Mammoth Mountain, en los márgenes de la
caldera, es la segunda estación de esquí más grande del
país) y los valores de la propiedad cayeron en picado. La
observación continúa en la caldera de Long Valley, y no
podemos ignorar las señales de nuevo volcanismo, como
multitud de terremotos, árboles muertos por el dióxido
de carbono, que aparentemente emana del magma, y la
actividad de las fuentes termales.
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C AP ITU LO 5
VOLCAN I SMO Y VO L C ANES
Teledetección
(a)
Las distanc ias verticales y horizontales
aumentan con respecto a la 1ª etapa
Puntos de medición de distancias
'A
B'
Forma de volcán
al inflarse el pico
B
(b) 1ª etapa
• Figura 5.16
A'
(c) 2ª etapa
---
- - - - ---- ---(a) Técnicas utilizadas para supervisar volca nes. (b, c) Detección de la deformación de la t ierra con inclinómetros y medidas de dist ancias
horizontales y vertica les. Dado que un volcán se hincha cuando el magma se mueve debajo de él, también se detecta el t emblor volcánico.
----~---·
---------·
DISTRIBUCIÓN DE
LOS VOLCANES
a m ayor parte de los volcanes activos del mundo
se encuentran en cin turon es o zonas bien definidas en vez' de al azar. El cin tu rón cir cum -Pa-
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cífico, con m ás del 60 % de todos los volcanes activos,
incluye los de los Andes, de América del Sur, los volcan es
de América Central, M éxico y la Sierra de las Cascadas
de Norteamérica, así como los volcanes de Alaska y los
de Japón, Filipinas, Indonesia y N ueva Zelan da (• Figura 5.1 7). También se encuentran en el cinturón circumPacífico los volcan es activos m á s al su r d el monte
Erebus, en la Antártida , y una caldera .grande en la isla
DISTRIBUCIÓN DE LOS VOLCANES
Borde de placa divergente
(algunos bordes de placa transformante)
• Figura 5.17
--- -
Borde convergente
143
Volcán
------- -
La mayoría de los vo lcanes está n en o cerca de bordes de placas convergentes y divergentes. Los dos mayores cinturones de
co mo el Cinturón de Fuego, con cerca del 60% de todos los. vo lcanes
volcanes son el cinturón circum-Pacífico, comúnmente conocido
)
activos, y el cint urón Mediterráneo, con otro 20% de los; olca nes activos. La mayor parte de los demás se encuentran cerca de las
dorsa les mesoceá nicas.
·. -
Decepción que hizo erupción en 1970. En realidad , a
este cinturón que casi rodea la cuenca del océano Pacífico se le llam a popularmente el Cinturón de Fu ego .
El segundo área de volcanismo activo es el cinturón
Mediterráneo (Figura 5 .17). Alrededor de un 20% de
todo el volcanismo activo tien e lugar en este cinturón,
donde se e ncuentra n los fa mosos volcanes italianos,
como los montes E tna y Vesubio , y el volcán griego Santorini. El monte Etna h a producido coladas de lava 190
veces desde el año 1500 a.C., cuando se registró actividad por primera vez . Una erupción particularm ente violenta de Santorini en 1390 a .C. podría ser la base del
mito sobre el continente perdido de la Atlántida (véase el
Capítulo 9), y en el 79 d.C. una erupción del m onte Vesubio destruyó Pompeya y otras ciudades cercanas (véase la Introducción).
Casi todos los volcanes activos que quedan se en~
cuentran en las dorsales oceánicas, o cerca de ellas, o en
las extensiones de estas dorsales en tierra (Figura 5 .1 7).
Esto incluye la dorsal del Pacífico Este y la más larga de
todas las dorsales oceánicas, la dorsal Atlántica. Esta úl-
tima está localizada cerca del centro de la cuenca del
océano Atlántico, lo que explica el volcanism o de Islandia y otros lugares. Continúa bordeando el extremo sur
de África, donde con ecta con la dorsal India. Los ram ales de la dorsal India se extienden h acia el Mar Rojo y
el este de África, donde se encuentran los volcan es del
Oué haría
Es un entusiasta de la historia natural y querría
compartir sus intereses con su familia. Por consiguiente,
planea una vacaciones para ver algunas características
volcánicas en los parques nacionales y monumentos de
EE.UU. Asumamos que la ruta planeada le llevará por
Wyoming, ldaho, Washington, Oregón y California.
¿Qué áreas específicas visitaría y qué clase 'de
características volcánicas vería en estas áreas? ¿Qué
otras partes de los Estados Unidos visitaría en el futuro
para ver evidencias adicionales de volcanismo?
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1 44
CAPITULO 5
YOL C A N I S MO Y VOL C ANE S
Kilimanjaro, en Tanzania, Nyiragongo, en Zaire (véase
Enfoque Geológico ~) y Erta Ale, en Etiopía, con su
lago de lava continuamente activo.
Cualquiera que esté familiarizado con los volcanes
se habrá percatado de que no hemos mencionado los volcanes hawaianos. No ha sido ningún descuido, ya que
son las notables excepciones a la distribución de volcanes en cinturones bien definidos. Estudiaremos su.localización y relevancia en la siguiente sección.
TECTÓNICA DE PLACAS,
VOLCANES Y PLUTONES
n el Capítulo 4 , hablamos del origen y la evolución del magma y llegamos a la conclusión de
que ( 1) el magma básico se genera debajo de las
dorsales, y (2) el magma intermedio y félsico se forma
allí donde una placa oceánica subduce por debajo de otra
placa oceánica o continental. Por consiguiente, la mayor
parte del volcanismo y del emplazamiento de plutones
tien e lugar en o cerca de bordes de placas convergentes
y divergentes.
Actividad ígnea en bordes
de placas divergentes
Gran parte del magma básico que se origina en dorsales
se emplaza como diques verticales y plutones de gabro,
componiendo así la parte inferior de la corteza oceánica.
Sin embargo, parte sube a la superficie y sigue fluyendo
como coladas de lava submarina y lava almohadilla (Figura 5. 7), lo que constituye la parte superior de la corteza oceánica. Gran parte d e e ste volca nismo no se
detecta, p ero los investigadores, en sume rgibles, h an visto los resultados de erupciones poco después de que se
produjeran.
La lava básica es muy fluida, lo que permite que los
gases escapen fácilmente, y a gra n profundidad la presión del agu a es tan grande que impide el volcanismo explosivo. En resumen , los mate riale s piroclásticos son
raros o inexistentes, a m enos, por supuesto, que se forme
un centro volcánico por en cima del nivel del m ar. Sin
embargo, a unque esto suceda, el magma básico es tan
fluido que forma las capas ligeramente inclinadas que
podemos en contrar en los volcan es escudo. Puede haber
mate riales piroclás ticos en los volcane s escudo, p e ro
nunca en grandes cantidades.
En contramos excelentes ejemplos de volcanismo en
bordes de placas divergentes en la dorsal Atlántica, p artic ularmente allí donde se eleva por en cima del nivel
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del mar, como en Islandia (Figura 5 .17). En noviembre
de 1963, una isla volcánica nueva , llamada más tarde
Surtsey, surgió del mar al sur de Islandia. La dorsal del
Pacífico Este y la dorsal India son áreas de un volcanismo similar. También existe un borde de placas divergente en África, el sistema del Rift del este de África,
que es famoso por sus volcanes (Figura 5.1 7).
Actividad ígnea en bordes
de placas convergentes
Casi todos los grandes volcanes de los cinturones circum-Pacífico y Mediterráneo son volcanes compuestos
situados cerca de los bordes anteriores de las placas predominantes en bordes de placas convergentes (Figura
5 .17). La placa predominante, con su cadena de volcanes , puede se r oceánica, como, e n el caso de las islas
Aleutianas, o continental, como, por ejemplo, la placa
Sudamericana con su cadena de volcanes a lo largo de su
borde occidental.
Como ya hemos observado, estos volcanes situados
en bordes de placas convergentes están formados , principalmente, por coladas de lava y materiales piroclásticos de composición intermedia o félsica . Recorde mos
que cuando la corteza oceánica b ásica se funde parcialmente, parte del magma generado se sitúa cerca de bordes de placas en forma de plutones y otra parte sale en
erupción para formar volcanes compuestos. Magm as
más viscosos, normalmente de composición félsica, se
asientan como domos de lava, lo que explica las erupciones explosivas que ocurren normalmente e n los bordes de placas convergentes.
En secciones anteriores, h emos mencionado varias
erupciones en bordes de placas convergentes. Buenos
ejemplos de ello son las erupciones explosivas del monte Pinatubo y del volcán Mayan, en Filipinas; ambos está n cerca d e un borde de placa s por de b ajo del c u al
subduce una placa oceánica. El Monte Santa Elen a, en
Washington, está situado de una m an era similar, pero
está en una placa continental, en lugar de en una oceánica. El monte Ves ubio, en Italia, uno de los diversos volcan es activos de esa región, está situado sobre una placa
por debajo de la cual subduce el m argen norte de la p laca african a.
Volcanismo intraplaca
M a una Loa y Kila uea, e n la isla de H awai, y Loihi, a
32 km al sur, están en el interior de una placa rígida lejos de cualquier borde d e placas convergente o dive rge nte (Figura 5.1 7) . El m agm a provie n e del m a nto
superior, como e n las dorsales, y es, por tan to, b ásico ,
por lo que forma volcanes escudo. Loihi es particular-
TECTÓNICA DE PLACAS, VOLCANES Y PLUTONES
mente interesante, porque representa una etapa temprana en el origen de una isla hawaiana nueva. Es un
volcán submarino que se eleva más de 3.000 m por encima del fondo submarino que lo rodea, pero, aun así,
su cima se encuentra a unos 940 m por debajo del nivel
del mar.
Aunque los volcanes hawaianos no se encuentran ni
en una dorsal ni en una zona de subducción, ni cerca de
ellas, su evolución está, sin embargo, relacionada con los
145
movimientos de placas. Observemos en la Figura 2.25
que las edades de las rocas que componen las diversas
islas hawaianas aumentan hacia el noroeste. Kauai se
formó de 3,8 a 5,6 millones de años atrás, mientras que
Hawai empezó a formarse hace menos de un millón de
años , y Loihi aún más recientemente. Las islas se han
formado una detrás de otra debido a que la placa del Pacífico se mueve continuamente sobre un punto caliente
debajo de Hawai y Loihi.
~
GEO
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
• El volcanismo abarca aquellos procesos por los
cuales el magma sube a la superficie en forma de
coladas de lava y los materiales piroclásticos y gases
asociados se liberan a la atmósfera.
Los gases representan tan sólo un pequeño
porcentaje en peso del magma. La mayor parte es
vapor de agua, pero los gases de azufre pueden
tener efectos climáticos de gran alcance.
• Las coladas de lava aa tienen una superficie de
bloques angulares irregulares, mientras que la
superficie de las coladas pahoehoe es rugosa.
Otros rasgos de los flujos de lava son los conos de
salpicadura, las crestas de presión, Íos tubos de lava
y la disyunción columnar. Normalmente, la lava que
emerge bajo el agua forma masas bulbosas
conocidas como lava almohadilla.
Los volcanes pueden tener diversas formas y
tamaños, pero todos ellos se forman allí donde la
lava y los materiales piroclásticos emergen de una
chimenea.
Las cimas de los volcanes tienen o un cráter o una
caldera mucho más grande. La mayoría de las
calderas se forman después de erupciones
voluminosas, cuando el pico volcánico se derrumba
en una cámara magmática parcialmente vacía.
• Los volcanes en escudo tienen perfiles bajos y
redondeados y están compuestos principalmente
por coladas básicas que se enfrían y forman
basalto. Los pequeños conos de escorias de lados
empinados se forman alrededor de una chimenea
por donde surgen los materiales piroclásticos y se
acumulan. Los volcanes compuestos están
formados por coladas de lava y materiales
piroclásticos de composición intermedia y flujos
de lodo volcánico.
Másas de lava viscosas y bulbosas, generalmente de
composición félsica, forman los domos de lava, que
son peligrosos, ya que hacen erupción de manera
explosiva.
La lava básica fluida de las erupciones fisurales se
extiende sobre grandes áreas y forma una meseta
basáltica.
Los depósitos piroclásticos en capas son resultado
de enormes erupciones de cenizas y otros materiales
piroclásticos, que se producen particularmente
cuando se forman las calderas.
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/
CAPITULO
5
VOL CAN ISMO Y V OL CAN ES
• Los geólogos haniaeado un índice de explosividad
volcánica (IEV) para dar una medida
semicuantitativa del tamaño de una erupción.
El volumen del material expulsado y la altura de
la pluma de la erupción son los criterios utilizados
para determinar el IEV; las víctimas mortales y los·
daños a la propiedad no se tienen en cuenta.
• Para vigilar los volcanes de una manera efectiva,
los geólogos evalúan varios aspectos físicos y
químicos de las regiones volcánicas. En la
vigilancia de l?s volcanes y la previsión de
erupciones es de particular importancia detectar
el temblor volcánico y determinar la historia de
erupciones de un volcán.
• Alrededor de un 80% de las erupciones tienen lugar
en los cinturones circum-Pacífico y Mediterráneo,
principalmente en bordes de placas convergentes.
La mayoría del resto de erupciones se producen a lo
largo de las dorsales oceánicas o de sus
prolongaciones en el continente.
• Los dos volcanes activos de la isl8; de Hawai y uno
situado al sur se encuentran, aparentemente,
encima de uh punto caliente sobre el que se mueve
la placa del Pacífico.
-
Términos clave
aa (lava en bloque) (pág. 12 5)
caldera (pág. 130)
ceniza (pág. 127)
cinturón circum-Pacífico (pág.
142)
cinturqn Mediterráneo. (pág. 143)
cono de escoi-iás (pág. 134)
cráter (pág. 130) ·
depósito piroclástico en capas
(pág. 139)
disyunción columnar (pág. 126)
domo de lava (pág. 136)
erupción fisural (pág. 138)
índice de explosividad volcánica
(IEV) (pág. 139)
lahar (pág. 134)
lav~ almohadilla (pág. 12 7)
meseta basáltica (pág. 138)
nube ardiente (pág. 136)
pahoehoe (lava cordada) (pág. 125)
riesgo volcánico (pág. 139)
Sierra de las Cascadas (pág. 124)
temblor volcánico (pág. 141)
tubo de lava (pág. 12 5)
volcán (pág. 130)
volcán compuesto (estratovolcán)
(pág. 134)
volcán en escudo (pág. 130)
volcanismo (pág. 124)
Cuestiones de repaso
L
Una de las señales de aviso de µna erupción
volcáHica inminente es el temblor volcánico,
que es:
a. _ _ hinchamiento de un volcán cuando el
magma ~~be;
_ _
b. _ _ cambios en la temperatura del agua
subterránea;
c. _ _ sacudida del suelo que dura minutos u
horas;
d. _ _ enfriamiento y encogimiento de la lava
para formar disyunción columnar;
e._·_erupciones de lava fluida por largas
fisuras. _
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2.
La lava almohadilla se forma cuando:
a. _ _ los materiales piroclásticos se acumulan
en capas gruesas;
b. _ _ la lava emerge bajo el agua;
c. _ _fragmentos de lava se unen en la
superficie de una colada;
d. _ _la presión dentro de un flujo hace que se
curve;
e. _ _la cima de un volcán se derrumba.
3.
Una nube incandescente de gases y partículas
que emergen de un volcán es un/a:
a. _ _-nube ardiente;
b._ _pahoehoe;
c._ _cono de salpicadura;
d. _ _lapilli;
e. _ _caldera.
ACTIV IDAD ES EN LA WORLD WIDE WEB
4.
5.
6.
7.
_ __ tienen pendientes inferiores a 10 grados
porque están compuestos/as por coladas de lava
de baja viscosidad.
a. _ _ los tubos de lava;
b. _ _ los depósitos piroclásticos en capas;
c. _ _ las mesetas basálticas;
d. _ _ las bombas volcánicas;
e. _ _ _ los volcanes en escudo.
Las mesetas basálticas se forman como resultado
de:
a. _ _repetidas erupciones de lava félsica;
b. _ __erosión de volcanes compuestos;
c. _ __hinchamiento de un volcán cuando el
magma sube;
d. _ __ erupciones de lava fluida por fisuras;
e._ _flujos de lodo volcánico sobre conos de
cenizas.
La mayoría de los volcanes activos se encuentran
en:
ª·- ._ la zona volcánica de la dorsal
mesoceáriica;
b. _ __ la provincia volcánica de las CascadasSierra Ne~ada;
c. _ __el cinturón circum-Pacífico;
d. _ _la zona de subducción del Atlántico
oriental;
e. _ _ _ el límite divergente Mediterráneo.
Las cimas de algunos volcan es tienen depresiones
muy anchas de lados empinados conocidas
como
, la mayor parte formadas por
a. _ _ fosas de explosión/erupciones fisurales;
b. _ _calderas/flujo de tierras. de la cima;
c. _ _ domos de lava/inyección potente;
d._
· _ - mesetas basálticas/erupciones de cenizas;
e._ __conos parásito/coladas de laYa.
8.
9.
Pahoehoe es un tipo de colada de lava con un/a:
a.__gran componente de m ateriales
piroclásticos;
b. _ _tubo de lava;
c. _ _ superfi.cie suave y en forma de cu erda;
d. _ __masa de almohadillas interconectadas;
e. _ _ diseño de fracturas que forman polígonos.
Los volcanes emiten varios gases, pero el más
común es el:
a._ _ _vapor de agua;
147
b. _ _ dióxido de carbono; ·
c. _ __sulfuro de hidrógeno;
d. _ __ metano;
e. _ __cloro.
10.
Un área de volcanismo activo en el Pacífico
noroeste de Estados Unidos ~s:
a. _ _ los Apalaches;
b. _ _ la Sierra de las Cascadas;
c. _ __ el s1¡.r de las Montañas Rocosas;
d. _ __las montañas Marathon;
e. _ _la cordillera Teton.
11.
Supongamos que encuentra rocas en tierra
formadas por capas de lava almohadilla
recubiertas de rocas sedimentarias del fondo del
mar. ¿D e dónde proviene la lava almohadilla y ·
qué tipo de roca esperaría encontrar debajo de la
lava almohadilla?
12.
¿Por qué la mayoría de los volcanes compuestos
se encuentran en bordes de placas convergentes,
mientras que la m ayoría de los volcanes en
escudo están en bordes de placas· divergentes o
cerca de ellos?
13.
Explique cómo se forma una caldera. ¿Dónde iría
pára ver un ejemplo de caldera?
14.
¿Q~é tipo de información eval(!an los geólogo~- .
cuando rjgilan los volcanes y avisan de
.
erupciones inminentes?
15.
¿Cómo se forman la disyunción columnar y los
conos de salpicadura? ¿Qué lugares son buenos
para ver cada uno de .e llos? ·
- ·.
16.
¿Qué sucesos geológicos tendrían que producirse
para que se formara una cadena de -volcanes. a lo
largo de la costa este de Estados Unidos y
Canadá?
17.
¿Qué es un domo de lava?° ¿Por qué ~on
peligrosas las erupcione.s de los do;nos de lmra?
18.
¿En qué se diferencian las colad::ts de lavaaa y
pahoehoe? ¿Qué explica estas diferencias?
19.
¿En qués~ diferencia un cráter de una caldera?
¿Cómo se forman?
20.
Explique por qué las erupciones de lava básica
son bastante tranquilas, mientras que las
erupciones de lava félsica son normalmente
explosivas.
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Meteorización,
suelo y rocas
sedimentarias
CAPÍTULO 6
ESQUEMA
DEL CAPITULO
~
Introducción
¿Cómo se alteran los materiales de la
Tierra?
¿Cómo se forma y deteriora el suelo?
· Meteorización y recursos
Sedimentos y rocas sedimentarias
Tipos de rocas sedimentarias
Facies sedimentarias
Leyendo la historia en las rocas
sedimentarias
GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:
El león de arenisca
Recursos importantes en las rocas
sedimentarias
Geo-Recapitulación
La m eteorizació n y la e rosió n a lo largo de fracturas parale las e n
ro cas sedimentarías han dado lugar a los arcos y otras caracte rís ticas
como los pin ácu los aislados d e l Parque Nacio nal d e los Arcos,
e n Uta h. El Arco De licad o tie ne 9,7 m de ancho y 14 m de alto.
Fuente: James S. Mon roe
CAPITULO 6
METEORIZACIÓN , ·SUE LO Y ROCAS SEDIM ENTAR I AS
Introducción
odas las rocas de la superficie terrestre o cerca de ella, así como las sustancias .parecidas
a las rocas.' como el pavimento y el hormigón de las aceras, puentes y cimientos, se
deterioran y desmenuzan con el tiempo. En resumen, experimentan una meteorización, definida como la descomposición física y la alteración química de los materiales terre stres
al ser expuestos a la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. En
realidad, la meteorización es un conjunto de procesos físicos
y químicos que alteran los materiales terrestres de manera
que estén más en equilibrio con las nuevas condiciones ambientales. Por ejemplo . muchas rocas se forman en el interior
de la corteza, donde hay poco o ningún oxígeno ni agua,
pero en la superficie, o cerca de ella, están expuestas a ambos elementos .• así como a temperaturas y presiones más bajas y a lqs actividades de los organismos.
Durante la r:ieteorización, la roca madre, que es la roca
sobre la que actúa la m eteorizaci ón, se disgrega para formar fragmentos más pequeños(• Figura 6.1 ), y algunos de
sus minerales constituyentes resultan al~erados o disueltos.
Parte de este material meteorizado sencillamente se acumula «in situ» y puede ser modificado posteriormente para
formar un suelo. Sin embargo, gran parte es eliminado por
la erosión, que es el desgaste del suelo y de la roca por parte de agentes geológicos como el agua corriente. Estematerial erosionado es transportado a otras partes por el agua,
e l viento, los glaciares y las corrientes marinas y, finalmente,
se deposita como sedimento, la materia prima de las rocas
sedimentarias.
La meteorización, la erosión , la sedimentación y el origen
de las rocas sed imentarias son partes esenciales del ciclo petrológico (véase la Figura 1.12). La corteza terrestre está com puesta pr)~ipalmente de rocas cristalinas, un término general
que se refiere a las rocas metamórficas e ígneas, excepto a
aquellas formadas por materiales piroclásticos. No obstante,
los sedimentos y las rocas sedimentarias, que puede que sólo
compongan un 5% de la corteza, son, con mucho, los materiales más comunes de la superficie y de la subsuperficie somera. Cubren unos dos tercios de los continentes y la mayor
parte del fondo marino, excepto las dorsales en expansión .
• Figura 6.1
(a) La mayor parte del granito de este afloramiento de rocas ha
sufrido. una meteorización tan intensa que só lo unas cuantas masas
redondeadas de la roca original aparecen sin alterar. Los pequeñ os
conos que hay en primer p lano co nsi sten en minerales separados,
en su mayoría cua rzo y feldespato, y fragmentos de roca, es decir,
pequeños trozos de granito. (b) Primer plano del material
mete orizado.
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(b)
¿CÓMO S E ALTERA N L OS MAT E R I A L E S DE L A TIERRA ? .
151
Todas las rocas son importantes a la hora de descifrar la historia de la Tierra, pero las rocas sedimentarias tienen un lugar
especia l en esta labor, porque conservan evidencias de procesos superficiales, como, por ejemplo, actividad de corrientes, viento y g laciares, responsables de su formación..
Varios procesos geológicos, como el volcanismo, los
procesos costeros y la glaciación , han dado lugar a muchas
áreas paisajísticas, pero también lo han hecho la meteorización y la erosión . Nos maravillamos ante el paisaje intrincadamente esculpido del Parqu e Nacional de Bryce Canyon, en
Utah (• Figura 6.2), y la escarpada línea de costa del Parque
Nacional de Acadia , en M ai ne (véase la Figura 4.1a). La meteorización y erosión de rocas fracturadas en el Parque Nacional de los Arcos de Utah han dado lugar a un paisaje de
pináculos aislados y rocas en equilibrio, así como de arcos,
que dan nombre al parque (véase la foto al inicio del capítu lo) .
Además de paisajes interesantes, la meteorización es responsable del orig en de algunos recursos naturales, como las
menas de aluminio, y enriquece otros eliminando los componentes solubles. Algunos sedimentos y rocas sedimentarias
son recursos en sí mismos o son anfitriones de otros recursos,
como, por ejemplo, el petró leo y el gas natural.
¿CÓMO SE ALTERAN LOS
MATERIALES DE LA TIERRA?
Las dos clases reconocidas de meteorización, mecánica y química, actúan simultáneamente sobre la roca
madre , así como sobre los materi ales transportad os y
aquellos depositados como sedimentos. E n resumen , todos los materiales de la superficie o cerca de ella sufren
meteorización, aunque puede predominar uno de los dos
tipos dependiendo de variables como el clima y el tipo
de roca. Es tudiaremos la meteorización m ecánica o física y la química por separado en las secciones siguientes
sólo por comodidad.
a m eteorización es un proceso superficial o cercano a la superficie, pero las rocas sobre las qu e
actúa no son totalmente homogén eas estructural
y composicionalmente, lo que explica la meteorización
diferencial. Es decir, la m e teorización tiene lugar a diferentes velocidades inclúso en la misma zona, por lo
que , normalme nte, da como resultado superficies desiguales. La meteorización diferencial y la erosión difec
rencial, es decir, velocidades de erosión variables, se
combinan para producir algunas características inusuales e incluso extrañas, como pilares de roca, pináculos y
arcos (Figura 6.2).
Meteorización mecánica o física
La meteorización mecánica o física se produce cuando
las fuerzas físicas rompen los materiales de la Tierra en
fragm e ntos más p equ eños que mantienen la composición de la roca m adre . E l gránito, por ejemplo, podría
• Figura 6.2
El especta cular paisaje del Parque
N acional de Bryce Canyon, _en Uta h. Las
rocas sedimentarias de este lugar
pertenecen a la fo rm ación Wasatch, de
40 a 50 mill ones de años de antigüedad,
que fue depositada en un antiguo lago.
La meteo rización y la erosión a lo larg o
de fracturas poco espaciadas han dado
lugar a pináculos, p il ares, arcos,
cordones aflautados, surcos y cá rcavas.
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1
1
j
CAPITULO 6
M E TEOHI ZAC IÓ N , SUELO Y HOC AS SE DIM EN T A HI A S
sufrir una meteorización mecánica y dar lugar a fragmentos más pequeños de granito o granos separados de
cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y biotita (Figura
6.1). Varios procesos físicos son responsables de la meteorización mecánica.
La gelifracción, proceso en el que el agua se congela y descongela repetidamente en las grietas y poros de las
rocas, es particularmente efectiya allí donde las temperaturas normalmente fluctúan por encima y por debajo del
punto de congelación. En las altas montañas del oeste de
Estados Unidos y Canadá, la gelifracción es efectiva incluso durante los meses de verano. Pero, como es de esperar, tiene poca o ninguna importancia en los trópicos o
allí donde el agua está permanentemente congelada. La
razón por la que la gelifracción es tan efectiva es que el
agua se expande alrededor de un 9% cuando se congela,
ejerciendo así una gran fuerza sobre las paredes de una
grieta, ensanchándola y extendiéndola mediante las cuñas
de hielo(• Figura 6.3a) . La congelación y descongelación
repetida suelta fragmentos angulares de la roca madre que
caen hacia abajo y se acumulan en un talud (Figura 6.3b).
Algunas rocas se forman en las profundidades y son
estables bajo una presión enorme. Por ejemplo, el grani-
to se cristaliza muy por debajo de la superficie, por lo
que cuando sube y se erosiona, la energía que contiene
se libera mediante una expansión hacia el exterior, un
fenómeno conocido como descompresión. La expansión
hacia el exterior es el origen de unas fracturas llamadas
di~clasas en lajas o lajeado , que son más o menos parale-·
las a la superficie de roca expuesta. Los bloques de roca
delimitados por diaclasas en lajas se deslizan alejándose
de la roca madre, dejando grandes masas redondeadas
conocidas como domos de exfoliación(• Figura 6.4b) .
El hecho de que una roca sólida se expanda y produzca fracturas podría ir en contra del razonamiento,
pero, sin embargo, es un fenóm e no conocido. En las minas profundas, grandes bloques de roca se desprenden
de los lados de la excavación, con frecuencia de manera
explosiva. Estas explosiones de rocas y estallidos m enos
violentos representan un peligro para los ~neros, y en
Sudáfrica son responsables de unas 20 muertes anuales.
En algunas canteras de rocas para la construcción, excavaciones a sólo 7 u 8 m expusieron rocas en las que se
formaron diaclasas en lajas (Figura 6.4c), en algunos casos con fuerza suficiente como para 'echar de las vías máquinas de extracción de más de una tonelada de.peso.
~
~
oO
'"
~
(b)
• Figura 6.3
(a) Las cuñas del hiel o se producen cuando el agua se infiltra en las grietas y se expande por efecto de la congelació n.
Fragmentos angulares de roca se suelta n por la repetida conge lació n y descon gelación. (b) Acumul aci ó n de talud o cancha l (primer
p lano) en la b ase de una pendiente . La roca madre se fractura mu cho y es b astante susceptible a las cuñas de hielo, aunque otros
procesos de meteorización tambi én ayudan a romper la roca en fra g mentos más pequeños.
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\
¿CÓMO SE A LT E RA N LOS MATE RI ALES DE LA T I E RR A?
(a)
153
(e)
• Figura 6.4
(a) Pl acas de roca gra nít ica delimitadas .por diaclasas en lajas en la Sierra Nevada de California. Observemos que estas placas están
inclinadas hacia la carretera de la parte inferior de la imagen. (b) Stone Mountain es un gran domo de exfoliación de Georgia.
(c) Una diaclasa en lajas form ada por expansión en Mount A iry G ra nite, en Carolina del Norte. El marti llo es de un os 30 cm de largo.
Durante la expansión y contracción térmica el volumen de las rocas cambia a medida que se calientan y se
vuelven a enfriar. La temperatura puede variar hasta
30 ºC en un sólo día en un desierto , y la roca, al ser mala
. conductora del calor, se calienta y se expande en el exterior más que en el interior. Los minerales oscuros absorben el calor más rápidamente que los de color claro, por
lo que se produce expansión diferencial entre minerales.
La expansión de la superficie podría generar esfuerzo suficiente como para provocar fracturas, pero experimentos
en los que se calentaron y enfriaron rocas repetidamente para simular años de dicha actividad indican que la
expansión y contracción térmica son de poca importancia en la meteorización mecánica.
La formación de crista les de sal puede ejercer fuerza suficiente para ampliar las grietas y liberar partículas
en rocas granulares porosas como la arenisca. E incluso
en rocas con un mosaico entrelazado de cristales, como
el granito, la cristalización salina libera minerales por
separado. Se produce prin~ipalm ente en regiones áridas
y calurosas, pero también es posible que afecte a las rocas en algunas áreas costeras.
Los animales, las plantas y las bacterias participan
en la meteorización m ecánica y química d e las rocas
(• Figura 6.5). Los animales de madriguera, como gusanos, reptiles, roedores, termitas y hormigas , mezclan
constantemente suelo y partículas de sedimentos y traen
materiales de las profundidades a la superficie, donde se
produce más meteorización. Las raíces de las plantas, especialmente de arbustos grandes y árboles, se introducen a presión en las grietas de las rocas y las ensanchan.
Meteorización química
La meteorización química incluye aquellos proéesos
por los cuales las rocas y minerales se d e~componen por
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)
154
CAPITULO 6
METEOR I ZAC I ÓN , SUELO Y ROCAS SED I MENTAR I AS
(a)
(b)
• Figura 6.5
·----
Los organismos. y la meteorización (a) Este árbol cerca de Ancho rage, Alaska, est á creciendo en una grieta de las rocas y, por t anto,
contribu ye a la meteorización mecán ica. (b) Las masas naranjas irregul ares que hay sobre estas rocas de una pequeña isla del mar de
Irlanda son líquen es (organismos co mpuestos de hongos y algas). Los líquen es obtienen sus nutrientes de la roca y contribuyen a la
meteorización química.
la alteración qujmica de la roca madre . Al contrario que
la meteorización m ecánica, la meteorización química
cambia la compqsición de los materiales meteorizados .
Por ejemplo, varios minerales de la arcilla (silicatos laminares) se forman por la alteración química y estruc tural de otros minerales, como feldespato potásico y
plagioclasa, que son ambos tectosilicatos. Otros minerales se descomponen completamente durante la meteorización química cuando sus iones se disuelven , pero
algunos minerales químicamente estables se liberan sencillamente de la roca madre. .
.
Los gases atmosféricos, especialmente el oxígeno, el
agua y los ácidos son agentes importantes de la meteorización química. Los organismos también representan un
papel importante. Las rocas con líquenes (organismos
compuestos formados por hongos y algas) en su superficie sufren una a lteración química m ás rápida que las ro-
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cas sin líquenes (Figura 6 . 5 b). Además, las plantas eliminan los iones del agua del suelo y reducen Ia estabilidad química de lo s minerales del suelo, y sus raíces
liberan ácidos orgánicos.
Durante la disolución los iones de una sustancia se
separan en un líquido y la sustancia sólida se disuelve.
El agu a es un disolvente excepcional porque sus moléculas tienen una forma asimétrica, que consiste en un
átomo de oxígeno con dos de hidrógeno dispuestos de tal
modo que el ángulo entre los dos átomos de hidrógeno es
de unos 104 grados(• Figura 6.6). Debido a esta asimetría, el extremo de oxígeno de la m olécula retiene una ligera carga eléctrica n egativa, mientras que el extremo de
hidrógeno retiene una ligera carga positiva. Cuando una
sustancia soluble, como el mineral halita (NaCl) , entra
en contacto con una molécula de agua, los iones de sodio
de carga positiva son atraídos hacia el extremo n egativo
¿C ÓMO SE ALT E RAN LO S MATERIAL E S D E LA TIERR A?
155
Oxígeno
Carga
acumulada
,Hidrógeno positiva Hidrógeno/
',
+
//
''
/
/
(b)
Oxígeno
• Figura 6.6
(a) Estructura de un a molé cula de agua . La d isposi ción asimétri ca de los átom os de hi d rógeno
hace que la mol écula teng a una ligera carga eléct rica positiva en su .e xtremo de hidrógeno y
una ligera carga negativa en su extremo de oxígeno. (b) Solu ción de cloruro de sodio (NaCI),
el mineral halita, en agua. Obse rvemos que los átomos de sodio son atraídos hacia el extremo
d e oxígeno de una mol écula de agu a, mientras que los iones cl oruro son atraídos hacia el
extremo d e hidró geno.
Carga
acumulada
negativa
(a)
de la molécula de agua, y los iones de cloruro, de carga
negativa, son atraídos hacia el extremo de carga positiva
de la molécula (Figura 6.6). Por tanto , los iones se liberan de la estructura cristalina y el sólido se disuelve.
La mayoría de los minerales no son muy solubles en
agua pura, porque las fuerzas atrayentes de las moléculas de agua no son suficientes para superar las fuerzas
entre las partículas de los minerales. Por ejemplo, la calcita (CaC0 3), principal constituyente de la roca sedimentaria caliza y de la roca metamórfica mármol, es
prácticamente insoluble en agua pura, pero se disuelve
rápidamente si hay una pequeña cantidad de ácido. Una
manera de hacer ácida el agua es disociando los iones de
ácido carbónico de la siguiente manera:
agua
dióxido de
carbono
H 2 C0 3
H+
ácido
carbónico
ion de
hidrógeno
+
HC0 3ion
bicarbonató
Según esta ecuación química, el agua y el dióxido
de carbono se combinan para formar ácido carbónico , y
una pequeña cantidad de éste se disocia para producir
iones de hidrógeno y de bicarbonato. La concentración
de los iones de hidrógeno determina la acidez de una
solución ; cuantos más iones de hidrógeno haya , más
fuerte será el ácido.
El dióxido de carbono de varias fuentes puede combinarse con agua y reaccionar para formar soluciones
ácidas. La atmósfera tiene principalmente nitrógeno y
oxígeno, pero alrededor de un 0,03 % es dióxido de carbono, lo que hace que la lluvia sea ligeramente ácida. La
descomposición de materia orgánica y la respiración de
los organismos produce dióxido de carbono en los suelos,
por lo que el agua subterránea es' también , generalmente, ligeramente ácida. Sin embargo, el clima afecta a la
acidez, y las regiones áridas tienden á tener agua subterránea alcalina {es decir, tiene una concentración baja
de iones de hidrógeno).
Sea cual sea el origen del dióxido de carbono, una
véz que existe una solución ácida, la calcita se disuelve
rápidamente según la reacción
CaC03 + H20 + c .0 2 ~ Ca++ + 2HC03calcita
agua
dióxido
ion calcio
de carbono
ion
bicarbonato
El término oxidación tiene diversos significados
para los químicos, pero en la meteorización química ·se
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CAPITULO
6
METEORI ZAC I ÓN , SUELO . Y RO CAS S ED IM ENTA RIAS
refiere a reacciones con oxígeno para formar un óxido
(uno o más elementos metálicos combinados con oxígeno) o, si hay agua prese nte, un hidróxido (un elemento
metálico o radical combinado con OH). Por ejemplo, el
hierro se oxida cuando se combina con oxígeno para formar el óxido de hierro he matites:
4Fe + 30 2
hi erro
oxígeno
~
2Fe 2 0 3
óxido ele hi erro
(he matites)
Desde luego, el oxígeno atmosférico está disponible
de m anera abundante para que se produzcan reacciones
de oxidación, pero la oxidación es, normalmente, un proceso lento a menos que haya agua presente. Por consiguiente, la m ayor parte de la oxidación la produc e el
oxígeno disuelto en agua.
La oxidación es importante en la alteración de los
silicatos ferromagnesia nos como el olivino, los piroxenos , los anfíboles y la biotita. El hierro de estos minerales se combina con oxígeno p ara form ar el óxido d e
hierro rojizo h ematites (Fe 2 0 3 ) o el hidróxido amarillento o marrón límoníta [FeO(OH )·n H 2 0] . Los colores
amarillo, marrón ·y rojo de muchos suelos y rocas sedimentarias son producto de la presencia de pequeñas cantidades de h ematites o limoníta .
La reacción química entre los iones de hidrógeno
(H+) y los iones' de hidróxilo (OH-) del agua y los iones
de un mineral se llama hidrólisis. En la hidrólisis, los
iones de hidrógeno sustituyen a los iones positivos de los
minerales. Esta sustitución cambia la composición de los
minerales y libera hierro, que después puede oxidarse.
La alteración química del feldespato potásico ortosa
proporciona un buen ejemplo de hidrólisis . Todos los feldespatos son tectosilicatos, pero cuando se alteran , producen sales solub les y minerales de la arcilla, como la
caolínita, que son silicatos laminares. La meteorización
química de la ortosa mediante la hidrólisis se produce así:
2KAlSi3 0 8 + 2H + + 2HC0 3 ortosa
ion ele
hidrógen o
+ H 20
ion
bicarbonato
agua
Al 2 Si 2 0 5 (0H) 4 + 2K+ + 2HC0 3 arcilla (caolinita)
ion
potasio
~
+ 4Si0 2
ion
bicarbo na to
sílice
En esta reacción, los iones de hidrógeno atacan a los
iones de la estructura de la ortosa y algunos iones liberados se incorporan a un mineral de arcilla en desarrollo.
Los iones de potasio y de bic arbonato se disu elven y
combinan para form ar una sal soluble. E n la parte derecha de la ec uación está la sílice excede_nte que no encajaría en la estructura cristalina del mineral de la arcilla .
Factores que controlan la velocidad
de la meteorización química
Los procesos de meteorización química operan sobre la
superficie de las partículas, por lo que alteran las rocas y
los minerales desde fuera hacia dentro. De h echo, sí
rompemos una roca meteorizada, es normal ver un borde de meteorización en la superficie y cerca de ella, pero
la roca está completamente inalterada en su interior. La
velocidad a la que se produce la meteorización química
depende de varios factores. Uno es sencillamente la presencia o a usencia de fracturas, porque los fluidos se infiltran por las fracturas lo que provoca una meteorización
química más intensa en estas superficies (• Figu~a 6. 7).
Desde luego, existen otros factores que también controlan la meteorización química, incluido el tamaño de las
partículas, el clima y la roca m adre.
Como la meteorización química afecta las superficies de las partículas, cuanto mayor sea el área de superficie, más efectiva es la meteorización. Es importante
darse cuenta de que las partículas pequeñas tienen á reas
de superficie más grandes en comparación con su volu-
• Figura 6.7
Los flui dos se infiltran por las fract uras, donde la meteorización
química es más intensa que en las partes no fracturadas de la
misma roca. Observemos que un a estrecha banda blanca resalta
en relieve ce rca del lado izquierdo de la imagen. Está compuesta
de cua rzo, que es más res istente a la meteorización qu ím ica que la
ro ca anfitriona granítica.
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¿CÓMO S !l ALTERAN LOS MATERIALES DE LA TIERRA?
Área superficial = 6 m2
Área superficial = 12 m2
157
Área superficial = 24 m2
• Figura 6.8
1m
1m
-
(a)
(b)
10,5 m
t 0,25 m
0 ,5m
men que las partículas grandes. Observemos en la • Figura 6.8 que un bloque que mide 1 m de lado tiene un
área de superficie total de 6 m 2 , pero cuando el bloque se
rompe en partículas que miden 0,5 m de lado, el área de
superficie total aumenta a 12 m 2 • Y si estas partículas se
reducen a 0,25 m de lado, el área de superficie total aumenta a 24 m 2 • Observemos que aunque el área de superficie de este ejemplo aumenta, el volumen total sigue
siendo el mismo, 1 m 3 .
Podemos sacar en conclusión que la meteorización
mecánica contribuye a la meteorización química produciendo partículas más pequeñas con un área de superficie mayor en comparación con su volumen. En realidad,
nuestras propias experiencias con el tamaño de las partículas verifican nuestra opinión sobre el área de superficie y -el volumen. Gracias al pequeño tamaño de sus
partículas, el azúcar en polvo proporciona una intensa
explosión de dulzor, ya que sus fragmentos diminutos se
disuelven rápidamente, pero por lo demás, es igual que el
azúcar granular que utilizamos en nuestros cereales o en
nuestro café. Como experimento, veamos cuánto tiempo
tardan en fundirse un montón de hielo picado y un bloque de hielo de igual volumen, o determinemos el tiempo que tarda en hervir una patata entera en comparación
con una cortada en pedazos pequeños.
No es _de sorprender que la meteorización química
sea más efectiva en los trópicos que en las regiones áridas y árticas, porque los índices de temperaturas y lluvias
son altos y los de evaporación bajos. Además, la vida animal y vegetal es mucho más abundante. En consecuencia, los efectos de la meteorización se extienden a
profundidades de varias decenas de metros, mientras que
en las regiones áridas y árticas se extienden a sólo unos
cuantos metros de profundidad.
Algunas rocas son más resistentes a la alteración
química que otras y, por tanto, no se alteran con tanta
rapidez, por lo que la roca madre es otro control de la
velocidad de la meteorización química. Por ejemplo, la
roca metamórfica cuarcita es un material extremada-
0,25m
(c)
A medida que una roca se divide en
partícu las cada vilz más pequeñas,
su área superficial aumenta, pero su
volumen sigue siendo el mismo . En
(a) el área superficial es de 6 m2 , y
en (c) de 24 m2, pero el volumen
sigue siendo de 1 m3 . Las partículas
más pequeñas t ienen más área
superficia l en comparación con su
volumen que las partícu las más
grandes.
mente estable que se altera lentamente en comparación
con la mayoría del resto de las rocas; Por el contrario, el
basalto, que contiene grandes cantidades de piroxenos y
plagioclasas ricos en calcio, se descompone rápidamente porque estos minerales son químicamente inestables.
En realidad, la estabilidad de los minerales comunes es
justo lo contrario de su orden de cristalización en las Series de cristalización de Bowen (Tabla 6.1, véase también
la Figura 4.3). Los minerales que se forman en último
lugar en esta serie son químicamente estables, mientras
que aquellos que tienen una formación temprana se alteran más fácilmente porque están más apartados del
equilibrio con sus condiciones de formación .
Una manifestación de meteorización química es la
meteorización esferoidal (• Figura 6.9). En la meteorización esferoidal, una roca, incluso una que sea rectangular, se meteoriza para adoptar una forma más
esférica porque es la forma más estable que puede adoptar. La razón es que en una roca rectangular, la meteorización ataca a las esquinas desde tres lados , y a los
bordes desde d~s lados, pero las superficies planas se
meteorizan más o menos uniformemente (Figura 6.9).
En consecuencia, las esquinas y los bordes se alteran
Tabla 6.1
Estabilidad d los silicatos
Silicatos
ferromagnesianos
Olivino
lJ
C1l
o lJ
+-' · -
Silicatos no
ferromagnesianos
Plagioclasa cá lcica
Piroxeno
e=
Q) _o
Anfíbol
Plagioclasa sódica
E2
::J
Biotita
Feldespato potásico
lf)
<{
Q)
Q)
lJ
Moscovita
Cuarzo
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1
J
CAPITULO
6
ME T E ORI ZAC I ÓN, SUE LO Y RO C AS SE DI M E N T A RI AS
(b)
(e)
• Figura 6.9
Meteb;iz'ación esferoidal (a) Los bloques rectangulares
perfilados por fra cturas son atacados por los proces os de
meteorización qu ímica, pero (b) las esquinas y los bordes
se meteorizan más rápidamente. (c) Cuai;ido los bloques
se meteorizan de manera que su forma es más esférica,
su superficie se altera uniformemente y no se producen
más cambios de forma. (d) Afloramiento de ·rocas
graníticas reducidas a bloques esféri cos.
más rápidamente , el material .se deshace, se desarrolla
una forma más esférica (Figura 6.9) y todas las superficies se meteorizan a la misma velocidad.
¿CÓMO SE f'.ORMA '(
DETERIORA EL SUELO?
na capa de regolito, término colectivo para sedimentos,. así como capas de materiales piroclásticos y los residuos formados in situ por
la meteorización, cubren la mayor parte de la superficie
terrestre de la Tierra. Parte de ese regolito, formado de
materiales meteorizados, aire, agua y materia orgánica,
sustenta la vegetación y se llama suelo. Casi todos los organismos terrestres dependen directa o indirectamente
del suelo para su e:iástencia. Las plantas crecen en un
suelo del que obtienen sus nutrientes y la mayor parte del
agua, mientras que muchos animales terrestres dependen
de las plantas para obtener nutrientes.
Alrededor de un 45 % del suelo bueno para la agricultura y la jardinería está compuesto de partículas meteorizadas, siendo .gran parte del volumen restante
espacios vacíos llenos de aire y/o agua. Además , normalmente hay una pequeña pero importante cantidad
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(d)
de humus. El humus es carbono derivado de la descomposición bacteriana de materia orgánica y es altamente
resistente a una posterior descomposición. Incluso un
suelo fértil podría tener tan solo un 5% de humus, pero
aun así es importante como fuente de nutrientes para
las plantas y mejora la capacidad del suelo para retener
la humedad.
Algunos materiales meteorizados de los suelos son
sencillamente granos de mineral de tamaño arena y limo,
especialmente cuarzo, pero también puede haber otros
minerales. Estos sólidos mantienen las partículas del
suelo separadas, permitiendo que el oxígeno y el agua
circulen con mayor libertad. Los minerales de la arcilla
son también importantes en los suelos y ayudan en la retención de agua, así como en la aportación de nutrientes
para las plantas. Sin embargo, los suelos con exceso de
minerales de la arcilla drenan mal y son pegajosos cuando están mojados y duros cuando están secos.
Los suelos residuales se forman cuando la roca madre
se meteoriza in ·situ. Por ejemplo, si un bloque de granito se meteoriza y los residuos de la meteorización se acumulan sobre el granito y se convierten en suelo, ese suelo
así formado es residual. Por el contrario, los suelos trans- .
portados se desarrollan sobre material meteorizado que
fue erosionado en el lugar de meteorización y transportado a una nueva ubicación, donde se altera hasta formar el suelo.
¿ C ÓMO S E FORMA Y DETERIORA E L SUELO?
El perfil del suelo
Si lo observamos en un corte transversal vertical, el suelo
está formado por distintas capas u horizontes del suelo,
que se diferencian unas de otras en su textura, estructura,
composición y color (• Figura 6.1 O). Empezando por la
parte superior, los horizontes del suelo se designan como
O, A, B y C, pero los límites entre horizontes son transicionales. Como la formación del suelo empieza en la superficie y opera hacia abajo, el horizonte A está más
alterado de la roca madre que las capas inferiores.
El horizonte O, que tiene sólo unos centímetros de
grosor, está formado de materia orgánica. Los restos de
materiales vegetales son claramente reconocibles en la
parte superior del horizonte O, pero su parte inferior está
compuesta por humus.
El horizonte A, llamado tierra vegetal, contiene más
materia orgá nica que los horizontes B y C. Se caracteriza también por una intensa ·actividad biológica, ya que
son abundantes las raíces de plantas, bacterias, hongos y
animales, como los gusanos. Unas bacterias del suelo filiformes le dan al suelo recién arado su olor a tierra. En
suelos desarrollados en un largo período de tiempo, el
horizonte A está compuesto principalmente de arcillas y
minerales químicamente estables como el cuarzo. El
agua que se infiltra a través del horizonte A disuelve minerales solubles y los transporta hacia niveles inferiores
del suelo mediante un proceso llamado liXiviación. Por
consiguiente, el horizonte A también se denomina zona
de lixiviación.
El horizonte B, o subsuelo, contiene menos organismos y menos materia orgánica que el horizonte A (Figura 6.10). Al horizonte B también se lo conoce como zona
de acumulación porque los minerales solubles lixiviados
desde el horizonte A se acumulan en masas irregulares.
Horizontes
O = capa fina de mater'ia
orgánica
A = zona de lixiviación
(suelo superior)
B = zona de acumulación
(subsuelo)
C = roca madre parcialmente
alterada gradada a roca
madre inalterada
• Figura-----·--·
6.1 0
--·------
~--
--------- ....___ _______
____________., _____ ---------- ·- --· ·- ------
Horizontes del suelo en un sue lo comp letamente desarrol lado.
159
Si el horizonte A se erosiona, dejando expuesto el horizonte B, las plantas tampoco crecen, y si es arcilloso, es
más duro cuando está seco y más pegajoso cuando está
mojado que otros horizontes del suelo.
El horizonte C tiene poca materia orgánica y está
formado por la roca madre parcialmente alterada que se
presenta en gradación hasta la roca madre sin alterar (Figura 6.1 O). En los horizontes A y B, la composición y textura de la roca madre han sido tan intensamente
alteradas que ya no es reconocible. Por el contrario, los
fragmentos de roca y los granos de mineral de la .roca
madre mantienen su identidad en el horizonte C.
Factores que controlan la formación
del suelo
Los científicos del suelo saben que el clima es el factor
más importante en los orígenes del suelo, pero el tipo de
suelo, grosor y fertilidad vienen dados por complejas
interacciones entre diversos factores (• Figura 6.11 ).
Una clasificación muy general reconoce tres tipos principales de suelo característicos de diferentes entornos
climáticos. Los suelos que se desarrollan en regiones húmedas como el este de Estados Unidos y gran parte de
Canadá son pedalfer, un nombre derivado de la palabra
griega pedon, que significa «suelo», y de los símbolos químicos del aluminio (Al) y del hierro (Fe). Como estos
suelos se forman en zonas de humedad abundante, la
mayoría de los minerales solubles se han lixiviado desde
el horizonte A. Aunque puede ser gris, normalmente el
horizonte A es oscuro, debido a la abundancia de materia orgánica, y las arcillas ricas en aluminio y los óxidos
de hierro tienden a ac umularse en el horizonte B.
Los suelos que encontramos en gran parte del oeste
árido y semiárido de Estados Unidos, especialmente en
el suroeste, son de tipo pedocal. Pedocal debe parte de
su nombre a las tres primeras letras de ..«calcita» Estos
suelos contienen menos materia orgánica que los pedalfer, por lo que el horizonte A es de un color más claro y
contiene más minerales inestables debido a una meteo-·
rización química menos intensa. Cuando el agua del
suelo se evapora, el carbonato cálcico lixiviado se precipita en el horizonte B, donde forma masas irregulares de
caliche. La precipitación de sales de sodio ·en algunas
áreas desérticas, donde la evaporación del agua del suelo es intensa, da lugar a suelos alcalinos, que son tan alcalinos que no pueden sustentar la vegetación,
La laterita se forma en los trópicos; donde la meteorización química es intensa y la lixiviación de los minerales solubles es completa. Estos suelos son rojos, se
extienden a profundidades de varias decenas de metros y
están compuestos principalmente de hidróxidos de aluminío, óxidos de hierro y minerales de la arcilla; incluso
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160
CAPITULO 6
MET E ORIZ AC IÓ N , S UELO Y RO CAS SE DIM ENTA RIAS
100- > 200 cm/año
< 25 cm/año
50 - 200 cm/año
Norte
< 25-50 cm/año
Precipitación
Roca madre
Trópicos
Desiertos
Regiones templadas
Ártico
Diagrama generalizado que muestra la formación del suelo como una función del clima y la vegetación alterando la roca madre a lo
largo del tiempo. Los procesos de formación del suelo se producen más vigorosamente en las zonas en las que las precipita ciones y
las temperaturas son altas, como en los t rópi cos.
el cuarzo, un mineral químicamente estable, sufre la lixiviación( • Figura 6.12).
Aunque las lateritas soportan vegetación exuberante,
no son muy fértiles. La vegetación nativa se sostiene mediante nutrientes derivados en su mayor parte de la capa
superficial de materia orgánica, pero en el suelo hay poco
humus porque la acción bacteriana lo destruye. Cuando
la laterita está libre de su vegetación nativa, la acumulación superficial de materia orgánica se oxida rápidamente y poco hay para reemplazarla. En consecuencia, las
sociedades que practican la agricultura de acuchillar y
quemar despejan estos suelos y cultivan cosechas durante unos pocos años como máximo. Después se agotan los
nutrientes del suelo, la laterita rica en arcilla se endurece bajo el sol tropical y los granjeros se trasladan a otra
zona donde se vuelve a repetir el proceso.
El mismo tipo de roca puede dar lugar a suelos diferentes en diferentes regímenes climáticos , y en el
mismo régimen climático los mismos suelos pueden
desarrollarse sobre tipos de rocas diferentes. Por tanto,
parece que el clima es más importante que la roca
madre a la hora de determinar el tipo de suelo. No obs-
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tante, el tipo de roca sí ejerce algo de control. Por
ejemplo, la roca metamórfica cuarcita tendrá un suelo
delgado sobre ella porque es químicamente estable,
mientras que un cuerpo adyacente de granito tendrá
un suelo mucho más profundo.
El suelo depende de los organismos para su fertilidad y, a cambio, proporciona un hábitat adecuado a muchos organismos. Lombrices, así como un millón por
acre, hormigas, cochinillas, termitas, ciempiés, milpiés
y nematodos, junto con varios tipos de hongos, algas y
organismos unicelulares, construyen sus casas en el suelo. Todos contribuyen a la formación de los suelos y proporcionan humus cuando mueren y se descomponen por
la acción bacteriana.
Gran parte del humus de los suelos lo proporcionan
hierbas y hojas caídas que los microorganismos descomponen para obtener comida. Al hacerlo, descomponen
los compuestos orgánicos de las plantas y liberan nutrientes de nuevo al suelo. Además, los ácidos orgánicos
producidos por la descomposición de organismos del
suelo son importantes en la futura meteorización de la
roca madre y de las partículas del suelo.
¿ CÓMO SE FORMA Y D ETER IOR A EL SUELO ?
Los animales de madriguera revuelven y mezclan los
suelos constantemente y sus madrigueras proporcionan
acceso a los gases y el agua. Los organismos del suelo,
especialmente algunos tipos de bacterias, son extremadamente importantes para cambiar el nitrógeno atmosférico en una forma de nitrógeno de suelo adecuado para
que lo utilicen las plantas.
La diferencia en elevación entre puntos altos y bajos
de una región se llama relieve. Y como el clima es un factor tan importante en la formación del suelo y el clima
cambia con la elevación, las zonas con un relieve considerable tienen suelos diferentes en las montañas y en las
tierras bajas adyacentes . La pendiente es también un control importante, pero en realidad influye en la formación
del suelo de dos maneras. Una es sencillamente el ángulo de pendiente; las pendientes pronunciadas tienen poco
o ningún suelo porque los materiales meteorizados se erosionan más rápido que los procesos de formación del suelo. El otro factor es la dirección de la pendiente. En el
hemisferio norte, las pendientes que dan al norte reciben
menos luz solar que las que dan al sur y tienen temperaturas internas más bajas, soportan vegetación diferente y
si están en un clima frío, permanecen un tiempo más largo cubiertas de nieve o congeladas.
¿Cuánto tiempo es necesario para desarrollar un
centímetro de suelo o un suelo completamente desarrollado de más o menos un metro de profundidad? No podemos ofrecer una respuesta definitiva porque la meteorización se produce a velocidades muy diferentes
dependiendo del clima y de la roca madre, pero una
media podría ser de unos 2, 5 cm por siglo. Sin embargo, un flujo de lava de unos cuantos siglos de antigüedad en Hawai puede tener un suelo bien desarrollado,
mientras que un flujo de la misma antigüedad en Islan-
.~!ig_ura 6.1~-- -· ______ . _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __
La laterita mostrada, de Madagascar, es un sue lo roj o intenso que
se forma en los trópicos.
161
dia tendrá una cantidad de suelo considerablemente
menor. Bajo las mismas condiciones climáticas, el suelo
se desarrolla más rápido sobre sedimentos no consolidados que sobre roca firme.
Bajo condiciones óptimas, los procesos de formación
del suelo operan rápidamente en el contexto de tiempo
geológico. Sin embargo, desde la perspectiva humana, la
formación del suelo es un proces o lento; por consiguiente, el suelo es un recurso no renovable.
La degradación del suelo
~
Los suelos son no renovables, por lo que las pérdidas de
suelo que superan la tasa de formación se observan con
alarma. Del mismo modo, cualquier reducción en la fertilidad y productividad del suelo es motivo de preocupación, especialmente en áreas donde los suelos ya
solamente proporcionan una existencia poco rentable.
La erosión y el deterioro físico y químico son formas de
degradación del suelo y representan serios problemas
en muchas partes del mundo.
La erosión, un proceso natural en curso, es normalmente lo suficientemente lenta como para que la formación del suelo le siga el ritmo, pero, desafortunadamente,
algunas prácticas humanas agravan el problema. La eliminación de la vegetación natural mediante la labranza,
el pastoreo excesivo, la sobreexplotación para obtener
madera y la deforestación contribuyen a la erosión producida por el viento y el agua. El Dust Bowl que se desarrolló en varios estados de las Grandes Llanuras en los
años treinta es un ejemplo doloroso de lo efectiva que es
la erosión por el viento sobre un suelo pulverizado y expuesto por la labranza.
Aunque el viento ha ocasionado una erosión del suelo considerable en algunas zonas, el agua es mucho más
poderosa. Parte del suelo se elimina mediante la erosión
en láminas , que implica la eliminación de capas delgadas del suelo más o menos uniformemente sobre.una superficie amplia inclinada. Por el contrario, la erosión por
acanaladuras se produce cuando una corriente de agua
recorre canales pequeños en forma de seno. Los canales
lo suficientemente someros como para ser eliminados
por la labranza son acanaladuras, pero aquellos demasiado profundos (de unos 30 cm) como para ser labrados se llaman surcos(• Figura 6.13). Cuando los surcos
son extensos, las tierras ya no se pueden cultivar y deben ser abandonadas.
El suelo sufre un deterioro químico cuando sus nutrientes desaparecen y su productividad disminuye. La
pérdida de los nutrientes del suelo es más notable en
muchos de los países en desarrollo con gran población
donde los suelos se utilizan en exceso para mantener altos niveles de producÚvidad agrícola. El deterioro quí-
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)
CAP ITULO
6
M E T E OHI ZAC I ÓN , SUEL O Y HO C AS S E D I M E NT A H I AS
(a)
(b)
• Figura 6.13
(a) Erosión por acanaladu ras en un campo de M ichigan durante una tormenta. Más t arde se aró sobre la acanaladura . (b) Un surco grande
en la cu.enea superi or del río Reventado, en Costa Ri ca.
mico también lo p rovoca el u so insuficiente de fe rtilizantes y la elimin ación de la vegetación natural de los
suelos. Podem os en contrar ejemplos de deterioro químico por todas partes, pero es más abundante en Su damérica, don de representa cerca de un 30 % de toda la
degradación del suelo .
Otros tipos de deterioro .q uímico son la conta min ación y la salinización, qu e se .p roduce cuando se in cre-.
men ta la con centración de sal en un suelo, h aciéndolo
inadec uado para la agricultura. La m an era in correcta de
desh acerse de los residuos domésticos e industriales, los
vertidos químicos y la concen tración de in secticidas y
pesticidas en los su elos , todo ello produce contaminación. La contaminación del su elo es .un proble m a particularm ente grave en algunas partes de Eu rop a del Este.
El suelo se deteriora fís ic amente c u ando se compacta por el peso de maquinaria pesada y anim ales , es-
Qué haría
En los últimos años han aparecido muchos surcos en
los campos de los granjeros de su zona, y los
residentes están preocupados porque la agricultura es
la principal fuente de trabajo y de rentas públicas.
Obviamente, un descenso en la producción agrícola
sería un desastre económico. Se le asigna a un comité
encargado de hacer recomendaciones para evitar, o al
menos minimizar, la erosión de las tierras de cultivo
locales. ¿Cómo determinaría qué es lo que ha
provocado el problema y qué recomendaciones
específicas haría para reducir la aparición de surcos?
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pecialmente gan ado. Los suelos compactos son más difíciles de labrar y a las plantas les cu esta más salir. Adem ás , el agua n o se in filtra con faci lidad, por lo que se
producen más escorren tías, lo que a su vez acelera el índice de erosión por agua.
En Norteamérica, los suelos ricos de las praderas de
la región cen tral de Estados Unidos y las Grandes Llan uras de Estados Unidos y Can adá están sufrie n do una
degradación. No obstan te, esta degradación es moderada y men os grave que en muchas otras partes del mundo .
Los problem as experimentados en el pasado h a n es timulado el desarrollo de m étodos para m inimizar la erosión del suelo en tierras de labranza. La rotació n d e
cultivos, el arado en cu rvas de n ivel y la con strucción de
terrazas h an demostrado ser de utilidad (• Figu ra 6 .14).
Lo mism o que la siem bra directa, en la que los residuos
del c ultivo cosech ado se dejan en el suelo para p roteger
la superficie de los estragos del viento y el agu a.
METEORIZACIÓN
Y RECURSOS
em os estudiado varios aspectos de los su elos,
qu e son, desde luego , uno de nu es tros recursos n aturales m ás preciados. En verdad , si no
fuera por los suelos, la producción de alimentos de la
Tierra sería m uy diferente y capaz de m an ten er a mucha
menos gen te. Además, hay otros aspectos del suelo .qu e
son econ óm icam en te importan tes . Hemos hablado del
origen de la laterita en respuesta a la intensa m eteoriza-
SEDIMENTOS Y RO CAS SEDIMENTAR I AS
163
• Figura 6.14
El arado en curvas de nive l y el.
cu ltivo en franjas son dos prácticas
de co nservación del sue lo utilizadas
en esta granja. El arado en curvas
de nivel trata de arar en paralelo ¡¡
las curvas de la tierra para evita_r las
escorrentías y la ~ rosión del sue lÓ.
En el cultivo en franjas, hileras de
cosecha, por ejemplo de maíz, sé
alte rnan con otros cu lt ivos, como
hierba.
ción química de los trópicos, y hemos observado que no
es muy productiva. Sin embargo, si la roca madre es rica
en aluminio, la mena de aluminio, llamada bauxita, se
acumula en el horizonte B. Encontramos bauxita en Arkansas, Alabama y Georgia, pero actualmente es más barato importarla que explotar estos depósitos , por lo que
tanto Estados Unidos como Canadá dependen de fuentes extranjeras de aluminio.
La bauxita y otras acumulaciones de minerales valiosos por la eliminación selectiva de sustancias solubles
durante la meteorización química se conocen como concentraciones residuales. Desde luego , la bauxita es un
buen ejemplo de concentración residual, pero otros depósitos que se han formado de un modo similar son
aquéllos ricos en hierro , manganeso, arcilla, níquel, fosfato, estaño, diamante y oro. Algunos de los depósitos de
hierro sedimentarios de la región del Lago Superior de
Estados Unidos y Canadá fueron enriquecidos por la meteorización química cuando la,s partes solubles de los depósitos fueron removilizadas. Algunos depósitos de
caolinita del sur de Estados Unidos se formaron cuando
la meteorización química alteró los feldespatos en pegmatitas o como concentraciones residuales de dolomías
y calizas ricas en arcillas. La colinita es un mineral de la
arcilla utilizado en la fabricación de papel y cerámica.
La meteorización química es también responsable
de las monteras de hierro y de los depósitos de minerales
que hay debajo de ellas. Una montera de hierro o gossan
es un depósito amarillo o rojo compuesto principalmente por óxidos de hierro hidratado que se ha formado por
la oxidación y lixiviación de sulfuros como la pirita
\
(FeS 2 ). La disolución de la pirita y otros sulfuros forma el
ácido sulfúrico, que hace que otros minerales metálicos
se disuelvan, y éstos tienden a ser llevadas hacia las
aguas subterráneas, donde las soluciones descendentes
forman minerales que contienen cobre, plomo y cinc.
Las monteras de hierro se han explotado en busca de
éste, pero son mucho más importantes como indicadores
de depósitos minerales subyacentes.
SEDIMENTOS Y ROCAS
SEDIMENTARIAS
a meteorización, erosión, transporte y sedimentación son partes esenciales del ciclo petrológico
(véase la Figura 1.12) porque son los responsables del origen y depósito de sedimentos que pueden convertirse en rocas sedimentarias. El término sedimento se
refiere a ( 1) todas las partículas sólidas de rocas preexistentes producidas por la m eteorización, (2) minerales derivados de soluciones que contienen materiales disueltos
durante la meteorización química, y (3) minerales extraídos del agua, principalmente marina, por orgánismos para
construir sus conchas. Roca sedimentaria es cualquier
roca formada por sedimentos consolidados.
Un criterio importante en la clasificadón de partículas sedimentadas es el tamaño, particularmente en las
partículas sólidas, o sedimentos detríticos, en contraposición a los sedimentos químicos, que consisten en mine-
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)
CAPITULO
6
METEORIZAC IÓ N , SUE LO Y RO CAS S E DIMENT A RI A S
zan, un proceso conocido como redondeamiento , cuando
los fragmentos de arena y grava chocan unos con otros
(• Figura 6. l 5a, b). El transporte y los procesos que se
producen donde se acumulan los sedimentos también dan
como resultado fa selección, que es la distribución por tamaño de partículas en un depósito sedimentario. Un sedimento se califica como bien seleccionado si todas las
partículas son más o menos del mismo tamaño, y mal seleccionado si hay @ª amplia variedad de tamaños (Figura 6. l 5c). Tanto la redondez como la selección tienen
implicaciones importantes para otros aspectos de los sedimentos y las rocas sedimentarias, por ejemplo, la facilidad
con la que los fluidos se mueven por ellos, y también ayudan a los geólogos a descifrar la historia de un depósito.
Sea cual sea el modo en que se transporte el sedimento, al final se deposita en algún área geográfica conocida como ambiente deposicional. El depósito puede
producirse en una llanura de inundación, en el cauce de
una corriente, en una playa, en el fondo oceánico o en
una variedad de ambientes de depósito en los que los
procesos físicos, químicos y biológicos imparten diversas
características al sedimento acumulado. Los geólogos reconocen tres asentamientos de depósito principales: continental (en tierra), transicional (en la línea de costa o
cerca de ella) y marino, cada uno de ellos con varios ambientes de depósito específicos (• Figura 6.16 ).
rales extraídos de soluciones mediante procesos químicos inorgánicos o las actividades de diversos organismos.
Las partículas descritas como grava miden más de 2 mm ,
mientras que la arena mide 2-0,06 mm, y el limo es cualquier partícula entre 0,06 y 0,002 mm. Ninguno de estos
nombres implica nada en cuanto a composición; la mayor parte de la grava está formado por fragmentos de
roca, es decir, fragmentos pequeños de granito, basalto,
o cualquier otro tipo de roca, pero los granos de arena y
limo son normalmente minerales únicos, especialmente
cuarzo. Las partículas menores de 0,002 mm se llaman
arcilla, pero este término tiene dos significados. Uno es
sencillamente una denominación de tamaño, pero el término también se refiere a ciertos tipos de silicatos laminares conocido.s como minerales de la arcilla . Sin
embargo, la mayoría de los minerales de la arcilla son
también de tamaño arcilla.
Transporte y depósito de sedimentos
La meteorización es fundamental en el origen de los sedimentos y de las rocas sedimentarias, como lo son también la erosión y la sedimentación, es decir, el movimiento
de sedimentos mediante procesos naturales y su acumulación en alguna zona. Como los glaciares son sólidos en
movimiento, pueden llevar sedimentos de cualquier tamaño, mientras que el viento sólo transporta arena y
sedimentos más pequeños. Las olas y las corrientes marinas transportan sedimentos a lo largo de las costas, pero
las corrientes de agua son, con mucho, la manera más
común de transportar sedimentos desde su origen a otras
ubicaciones.
Durante el transporte, la abrasión reduce el tamaño
de las partículas, y los bordes y esquinas afiladas se suavi-
(a)
• Figura 6.15
-
¿Cómo se convierte el sedimento en
roca sedimentaria?
Un depósito de sedimentos detríticos está compuesto de
un agregado suelto de partículas. El fango que se acumula en los lagos y la arena y grava de los cauces de las corrientes o de las playas son buenos ejemplos (Figura 6.15).
(b)
(e)
-~---
Redondez y se lección. (a) Los principiantes a menudo creen que redondez significa forma de pelota o esférica. Estas tres rocas están
bien redondeadas, lo que significa que sus bo rdes y esquinas afiladas se han suavizado. (b) Dep ósito de grava bien seleccionada y
redondeada. Las partículas miden una media de 5 cm de ancho. (c) Grava angulosa mal se leccionada. Observemos la moneda para
hace rn os una idea de la escala.
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S•EDIMENTOS Y RO CAS SED I MENTAR I AS
Med io
g lacial
Lago
165
Medio
fluvial
Dunas de
desierto
Isla
barrera
marino
profundo
• Figura 6.16
Ambientes deposicionales. Los ambientes cont in enta les se muestran en rojo. Los ambientes de la línea de costa, en azul, son
transicio nales de co ntinental a marino. Los demás, mostrados en negro, so n ambientes marinos.
Para que estos agregados de partículas se conviertan en
rocas sedimentarias es necesaria una litificación por compactación, cementación, o ambas (• Figura 6.17).
Para ilustrar la relativa importancia de la compactación y de la cementación, pensemos en un depósito
sedimentario detrítico formado de fango y en otro compues to por arena. En ambos casos, el sedimento consiste en partículas sólidas y espacios porosos, los vacíos
entre p a rtículas . Estos depósitos son sometidos a la
compactación por su propio p eso y por el peso de cualquier sedimento adicional depositado encima de ellos ,
reduciéndose así la cantidad de espacio poroso y el volumen del depósito . Nuestro hipotético depósito de fango puede tener un 80% de espacio poroso lleno de agua,
pero después de la ~ ompactación su volumen se reduce
como mucho a un 40 % (Figura 6 . 17). El depósito de
arena con un 50% de espacio poroso también se compacta, p ero mucho menos que el depósito de lodo, de
manera que los granos se junta n más (Figura 6 .17).
La compactación sola es suficiente para la litificación
del fango, pero con la arena y la grava es también necesaria la cementación, que implica la precipitación de minerales en los espacios porosos. Los dos cementos químicos
más comunes son el carbonato cálcico (CaC0 3 ) y el dió"
xido de silicio (Si0 2 ), pero en algunas rocas sedimentarias
encontramos cemento de óxido e hidróxido de hierro,
como hematites (Fe 2 0 3 ) y limonita [FeO (OH)·nH 2 0].
Recordemos que el carbonato cálcico se disuelve fácilmente en agua que contenga una pequeña cantidad de
ácido carbónico y que la meteorización química de los feldespatos y otros minerales da lugar a sílice en solución.
La cementación tiene lugar cuando los minerales precipitan en los espacios porosos de los sedimentos desde
agua circulante, uniendo así las p artículas sueltas . Los
cementos de óxido e hidróxido de hierro explican las rocas sedimentarias rojas, amarillas y marrones que encontramos en muchas zonas (véase la foto al inicio del
capítulo).
Hemos explicado la litificación de sedimentos de tríticos , pero aún no hemos visto este proceso en sedimentos químicos. Los sedimentos químicos más comunes
son el fango de carbonato ·cálcico y las acumulaciones
de granos de carbonato cálcico de tamaño arena y grava,
como conchas y fragmentos de conchas. La compactación y la ce~entación también se producen en es'tos sedimentos, convirtiéndolos en varios tipos de calizas, pero
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·}
166
CAP Í TU LO
6
M E T E OR I ZA C I Ó N, SU E LO Y RO CAS S E DIM E NT A RI AS
Sedimento
Proceso
Roca
Compactación/ceme ntación
Conglomerado
Clastos
redondeados
Arena 2 mm-rs mm .
Clastos
angulosos
_Compactación/cementación
Brecha
sedimentaria
•
.
~ Arenisca
L_iJ
Arenisca de cuarzo
o cuarzoarenita
(sobre todo cuarzo)
Arcosa
Limo rs mm - 266 mm
(> 25% feldespato)
Compactación/cementación
!'=·~~=-~--'--'! Limol ita
Arcilla < 266 mm
Compactación
Lodo lita
E
l- ~~Z
-·Z
·---::::·;¡:;;::;;:&~' Lutita
arcillosa
Limo , sobre todo
Limo y arcilla )
Arcilla,
sobre todo
Shale
si es fi sible*
* Fisible se refi ere a rocas capaces de dividirse en planos muy cercanos unos de otros.
• Figura 6.17
------
- - - -------- ·- ------- -------· ---- - - · --- - - ···----·
·----· - ------- ----- -·- ---·------ ----·
Litifi cació n de sedimentos detríticos y cla sifi cación de la s rocas sedimenta rias detríti cas . Observemos que en la arena y la g rava se
produce poca compactación.
..
la compactación es, generalmente, menos efectiva porque la cementación tiene lugar poco después del depósito. En cualquier caso, el cemento es carbonato cálcico
proporcionado por la disolución parcial de algunas de las
partículas en el depósito. ·
TIPOS DE ROCAS
SEDIMENTARIAS
1
ásta ahora, hemos h ablado del origen del sedimento , su transporte, depósito y litificación.
Ahora, veremos los tipos de rocas sedimentarias y cómo se clasifican. Las dos clases o tipos generales
de rocas sedimentarias son detríticas y químicas, aunque
esta última tiene una subcategoría conocida como bioquímicas (Tabla 6.2).
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Rocas sedimentarias detríticas
Las rocas sedimentarias detríticas están formadas de
detritos, las partículas sólidas, como arena y grava, derivadas de la roca madre. Todas las rocas sedimentarias
detríticas tienen una textura elástica, lo que significa que
están compuestas por partículas o fragmentos conocidos
como clastos. Las diversas variedades de esta categoría
general se clasifican por el tamaño de las partículas constituyentes, aunque se utiliza la composición para modificar algunos nombres de rocas.
Tanto el conglomerado como la brecha sedimentaria están compuestos por partículas de tamaño grava (Figura
6.1 7 y • Figura 6. l 8a, b ), pero el conglomerado tiene grava redondeada, mientras que la brecha sedimentaria tiene grava angulosa. El conglomerado es común, pero la brecha sedimentaria es rara, porque las partículas del tamaño
grava se redondean muy rápidamente durante el trans.porte. Por tanto , si encontramos brecha sedimentaria, po-
TIPO S D E ROC AS S ED I M ENT ARíAS
167
Tabla 6.2
Clasificación de las rocas químicas y bioquímicas
ROCAS SEDIMENTARIAS QUÍMICAS
Textura
Composición
Nombre
Variable
Calcita (CaC0 3)
Caliza
Variable
Dolomita [CaMg(C0 3)2]
Dolom ía
Cristalina
Yeso (CaS0 4 ·2HzO)
Yeso
Cristalina
Halita (NaCI)
Sal de roca
Carbonatos
Evapo ritas
ROCAS SEDIMENTARIAS BIOQUÍMICAS
Caliza (varios tipos, como creta y coquina)
Clástica
Conchas de calc ita (CaC0 3)
Normalmente cristalina
Conchas microscópicas alteradas de Si0 2
Sílex (diversas variedades de color)
Carbono de plantas terrestres alteradas
Carbón [lignito (hulla), antracita]
\
dem os suponer que su grava angulosa ha experimentado
poco transporte, probablemente menos de un kilómetro .
Es n ecesaria una energía considerable para transportar
-grava, por lo que, normalmente, el conglomerado se encuentra en ambientes como cauces de corrientes y playas.
La arena es sen cillamente una denominación de tamaño para partículas de entre 0 ,06 y 2 mm, por lo que
(a) Cong lomerado
cualquier mineral o fragmento de roca puede estar en la
arenisca. Los geólogos reconocen distintas variedades de
arenisca basándose en el contenido mineral (Figuras 6.1 7
y 6.18c). La arenisca de cuarzo (cuarzoarenita) es la más
común y, como su nombre implica, está formada principalmente de gran os de cuarzo. Otra variedad de arenisca
llamada arcosa contiene al menos un 25 % de feldespa-
(b) Brecha sedimentaria
(c) Aren isca de cuarzo (cuarzoarenita)
• Figura 6.18
Rocas sed imentarias detríticas. (a) Cong lomerado con partículas de grava
redondeadas que miden de 4 a 5 cm de media . (b) La brecha se dimentari a
está formada de grava angu losa. (c) Arenisca de cua rzo o cuarzoa renita. (d) Afloramiento de lutita fís il (shale) en Tennessee. Fuente: Sue Monro e
(d)
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_ _J
168
CAPITULO 6
ME T E ORI ZAC IÓ N , SUE LO Y ROCAS SE DIME NTA RI AS
tos. Podemos encontrar areniscas en un gran núi;nero de
ambientes de depósito, incluyendo cauces de corrientes,
dunas de arena, playas, islas barrera, deltas y la plataforma continental.
Lutita es un .término general que engloba a todas las
rocas sedimentarias detríticas compuestas de partículas
de tamaño arcilla y limo (Figura 6 . 17). Estas variedades
incluyen la limolita , compuesta principalmente de partículas de tamaño limo, la lodolita, una mezcla de limo y
arcilla, y la liitita arcillosa, compuesta principalmente de
partículas del @maño arcilla. Algunas lutitas se denomínan shales o lutitas físil~s si presentan fisilidad , lo que
significa que se rompen a lo largo de planos paralelos
poco espaciados (Figura 6. l 8d). Incluso las corrientes
débiles pueden transportar partículas del tamaño de la
arcilla y el limo , y el depósito se produce sólo donde las
corrientes y la turbulencia de fluidos son mínimas , como
en las aguas tranquilas alejadas de la orilla de los lagos o
en las lagunas.
Rocas sedimentarias químicas
y bioquímicas
Varios compuestos e iones que pasan a solución durante la meteorización química son la materia prima de las
rocas sedimentarias químicas. Algunas de estas rocas
.
tienen una textura cristalina, lo que significa que están
compuestas de un mosaico de cristales minerales entrelazados. Otras, sin embargo; tienen una textura elástica; por ejemplo, algunas calizas están compuestas por
conchas marinas fragme .n tadas. Los organismos juegan
un papel importante en el origen de las rocas sedimentarias químicas denominadas rocas sedimentarias bioquímicas.
La caliza y la dolomía, las rocas sedimentarias químicas más abundantes, son conocidas como rocas carbonáticas, porque están formadas por minerales que
contienen el ·radical de carbonato (C0 3 ). La caliza está
formada por calcita (CaC0 3 ), y la dolomía está compuesta de dolomita [CaMg(C0 3 ) 2 ] (véase el Capítulo 3).
Recordemos que la calcita se disuelve rápidamente en
agua acidificada, pero la reacción química que lleva a la
disolución es reversible, por lo que la calcita puede precipitar de la solución bajo algunas circunstancias. Por
consiguiente, algunas calizas, aunque probablemente no
muchas, se forman mediante precipitación química inorgánica. La mayor parte de la caliza es bioquímica porque
los organismos son muy importantes en su origen , por
ejemplo, la roca de los arrecifes de coral y la caliza compuesta de conchas marinas (• Figura 6. l 9a). Un tipo de
caliza compuesta casi enteramente de conchas fragmentadas es la coquina (Figura 6. l 9b), y la creta es una va-
,
(a) Caliza con fósiles
(b) Coquina
(d) Ooides
• Figura 6.19
------·
(e) Creta
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~
-~~--
(a) Caliza con numerosas conchas fósiles. (b) La coquina está
eompuesta de conchas rotas . (c) Acantilados de creta en Dinamarca.
La creta está formada de conchas microscópica s. (d) Ooides actuales
de hasta 2 mm de diámetro de las Bahamas.
TIPOS DE ROCAS SE DIME N TARIA S
169
(d) Carbón bituminoso (hulla)
• Figura 6.20
(a) Sal de roca
(e) Sílex
riedad blanda de caliza compuesta principalmente de
conchas microscópicas (Figura 6. l 9c). Una variedad peculiar de caliza contiene pequeños granos esféricos llamados ooides que tienen un núcleo pequeño alrededor
del cual han precipitado capas concéntricas de calcita (Figura 6. l 9d). Los depósitos litificados de ooides forman
las calizas oolíticas.
La dolomía es parecida a la caliza, pero la mayor parte o toda ella se formó de forma secundaria por la alteración de la caliza. Los geólogos coinciden en que la dolomía
se origina cuando el magnesio sustituye parte del calcio de
la calcita, convirtiendo así la calcita en dolomita .
Algunas de las sustancias disueltas derivadas de la
meteorización química precipitan del agua evaporada y
forman unas rocas sedimentarias conocidas como evaporitas (Tabla 6.2). La sal de roca, compuestá de halita
(NaCI) , y el yeso (CaS0 4 ·2H 2 0) son las más comunes
(• Figura 6.20a, b) , aunque se conocen otras y algunas
de ellas son recursos importantes. Comparadas con las
lutitas, las aren.iscas y las calizas, las evaporitas no son
muy comunes pero, no obstante, existen depósitos significativos en zonas como Michigan, Ohio, Nueva York, la
región de la Costa del Golfo y Saskatchewan, Canadá.
El sílex es una roca dura compuesta de cristales de
cuarzo microscópicos (Tabla 6.2 y Figura 6.20c). Algunas de las variedades de color de sílex son el pedernal,
Rocas sedimentarias químicas y
bioquímicas. (a) Testigo de sondeo de
sa l de roca de un pozo de petróleo de
Michigan. (b) Yeso. (c) Sílex, una roca
du ra y densa formada de cri stales de
cuarzo m.icroscóp icos. (d) Carbón
bituminoso (hulla).
que es negro debido a las inclusiones de materia orgánica, y el jaspe, que es de color rojo o marrón por los óxidos de hierro. Como el sílex es duro y carece de exfoliación, puede modelarse para darle filo a sus bordes, por
lo que ha sido utilizado para fabricar herramientas, puntas de lanza y flechas. El sílex se enc uentra en forma de
masas irregulares o nódulos en otras rocas , especialmente en la caliza, y como capas definidas de sílex estratificado formado de diminutas conchas de o~anismos segregadores de sílice.
El carbón está compuesto de restos de plantas terrestres alterados y compactados, pero es una roca sedimentaria bioquímica (Figura 6.20d). Se forma en ciénagas y marismas donde el oxígeno del agua es insuficiente
o donde la materia orgánica se acumula más rápido de lo
que se descompone. En las ciénagas y marismas de oxígeno insuficiente, las bacterias que descomponen la vegetación pu eden vivir sin oxígeno, pero sus desechos deben oxidarse, y como hay poco o nada de oxígeno, se
acumulan m a tando a las bacterias. La descomposición
bacteriana cesa y la vegetación no se descompone del todo,
formando el estiércol orgánico. Cuando se entierra y
comprime, el estiércol se convierte en turba, que parece
tabaco de pipa grueso. En los lugares donde la turba es
abundante, como en Irlanda y Escocia, se utiliza" como
combustible.
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J
170
CAPITULO
6
M ETE ORIZACIÓ N , SUELO Y RO CAS SED IME NTAR I AS
La turba representa el primer paso para la formación
del carbón. Si la turba se entierra y se comprime a mayor
profundidad, y especialmente si también se calienta, se
convierte en un carbón negro mate llamado lignito. Durante este cambio, los elementos volátiles o fácilmente
vaporizados son liberados , enriqueciendo los residuos en
carbono; el lignito tiene alrededor de un 70% de carbono,
mientras que en la turba sólo hay un 50%. El carbón bituminoso (hulla), con un 80% de carbono, es denso y negro, y está tan intensamente alterado que los restos de las
plantas casi no se ven: Se quema más eficientemente que
el lignito, pero el carbón de nivel más alto es la antracita,
un tipo metamórfico de carbón (véase el Capítulo 7), que
contiene hasta un 98 % de carbono.
Mar abierto
FACIES SEDIMENTARIA~!
i analizamos lateralmente una capa de sedimento o roca sedimentaria, normalmente cambia de composición, textura, o ambas. Cambia
por la gradación lateral resultante de la operación simultánea de diferentes procesos en los ambientes de depósito adyacentes Por ejemplo, la arena puede depositarse en un ambiente marino de energía alta cerca de la
costa, mientras que el fango y los sedimentos de carbonato se acumulan simultáneamente en los ambientes de
mar adentro de energía baja, lateralmente adyacentes
(• Figura 6.21). El depósito en cada uno de estos am-
Litoral
Baja__
energía
Alta_ energía
,______
__ _ ....,,__
_
~~ 1
Facies de
· calizas
Facies
de lutitas
Facies de
areniscas
(a)
(e)
(b)
(f)
>----
Superficie previa
del terreno
+-- Superficie previa
del terreno
(d)
• Figura 6.21
(h)
------·---- - - - - - - · - - - - - -
(a-c) Tres etapas de trasgresión marina. (d) Vista esquemática de la secuencia vertical de facies resu ltante de una trasgresión.
.
(e-g) Tres etapas de regresi ó n marina. (h) Secuencia vertical de facies resultante de una regresió n.
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L E YENDO L A HI S TORIA E N LAS RO C AS SE DIME N TARIA S
171
bientes produce facies sedimentarias, cuerpos de sedimentos cada uno con atributos biológicos, químicos y
físicos distintivos. La Figura 6.21 ilustra tres facies sedimentarias. Una facies de arena, una facies de fango y
una facies de carbonato. Si estos sedimentos se litifican,
son facies de areniscas, lutitas (o lutitas físiles) y calizas,
respectivamente.
Muchas rocas sedimentarias del interior de los continentes muestran clara evidencia de depósito en ambientes marinos. Por ejemplo, las capas de la roca de la
Figura 6.2ld están compuestas de una facies de areniscas que fue depositada en un ambiente marino del litoral, superpuesta por facies de lutitas y calizas depositadas
en ambientes de mar abierto. Los geólogos explican esta
secuencia vertical de facies por el depósito ocurrid~ en
un tiempo en el que el nivel del mar se elevó con respecto a los continentes. Cuando sube el nivel del mar,
la línea de costa se desplaza tierra adentro, dando origen
a una trasgresión marina(• Figura 6.21) y los ambientes de depósito paralelos a la costa migran hacia la tierra.
Como resultado de una trasgresión marin.a, las facies de
mar abierto se superponen sobre las facies del litoral, explicando así la sucesión vertical de facies sedimentarias.
Aunque el ambiente del litoral sea largo y estrecho en
un momento determinado, el depósito tiene lugar de manera continua a medida que el ambiente migra hacia la
tierra. El depósito de arena puede tener de decenas a
cientos de metros de grosor pero tiene unas dimensiones horizontales de longitud y ancho que se miden en
cientos de kilómetros.
·
Lo contrario a una trasgresión marina es una regresión marina (Figura 6.2le-h). Si el nivel del mar desciende con respecto a un continente, la línea de costa y
los ambientes paralelos a ella se mueven hacia el mar.
La secuencia vertical producida por una regresión marina tiene facies del ambiente del litoral superpuestos sobre facies de ambientes de mar abierto. Las regresiones
marinas también explican el depósito de una facies sobre
una zona geográfica grande.
posicional original. Y hacer dichas determinacíones tiene
un interés más que académico; Por ejemplo, los depósitos de arena de las islas barrera son buenas reservas de
hidrocarburos, por lo que conocer el ambiente deposicional y la geometría de estos depósitos es útil en la exploración en busca de recursos.
Las texturas sedimentarias como la selección y redondez pueden ofrecer pistas ·sobre los procesos de depósito. Las arenas de las dimas llevadas por el viento
tienden a estar bien seleccionadas y redondeadas, pero
la mala selección es típica de los depósitos glaciares. La
geometría o forma tridimensional es otro aspecto importante de los cuerpos de roca sedimentaria. Las tras~
gresiones y regresiones marinas producen cuerpos de
sedimentos con una geom~tría en forma de lámina, pero
los depósitos de arena en los cauces de las corrientes
son largos y estrechos , y se dice de ellos que tienen una
geometría acordonada. Normalmente, la geometría y las
texturas sedimentarias por sí solas son insuficientes para
determinar el ambiente deposicional, pero cuando se
consideran junto con otras propiedades de las rocas sedimentarias, especialmente estructuras sedimentarias y
fósiles, permiten a los geólogos determinar la historia de
un depósito de manera fiable.
LEYENDO LA HISTORIA EN
LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Oué haría
a mencionamos en la Introducción que las rocas sedimentarias preservan un registro de las
condiciones bajo las que se han formado. Sin
embargo, no había nadie presente cuando se depositaron los sedimentos antiguos, por lo que los geólogos deben evaluar aquellos aspectos de las rocas sedimentarias
que les permitan hacer inferencias sobre el ambiente de-
Estructuras sedimentarias
Los procesos físicos y biológicos que se producen en los
ambientes de depósito son los responsables de una variedad de características conocidas como estructuras
sedimentarias. Una de las más comunes son las inconfundibles capas conocidas como estratos y láminas
(• Figura 6-. 22a), con capas individuales desde menos
de un milímetro hasta muchos metros de grosor. Estos
estratos y láminas están separados unos de otros por superficies superiores e inferiores en las que las rocas difieren en composición, textura, color, o una combinación
Vive en el interior continental donde las capas de las
rocas sedimentarias horizontales están al descubierto.
Algunos residentes locales le hablan de un lugar
cercano donde arenisca y lutita con fósiles de
dinosaurios están superpuestas primero por una
arenisca con conchas marinas, después por lutita físil y,
finalmente, por caliza que contiene los restos de
almejas, ostras y corales. ¿Cómo explicaría la presencia
de fósiles, especialmente fósiles marinos tan lejos del
mar, y cómo llegó a depositarse esta secuencia vertical
de rocas?
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CAPITUL O
6
METEOR I ZAC I ÓN , SUE LO Y RO CAS SED I MENTAR IAS
(a)
dos hacia abajo en la misma dirección en la que fluía la
corriente. Por tanto ; los depósitos antiguos con estratos
cruzados inclinados hacia el sur, por ejemplo , indican
que las corrientes responsables fluían de norte a sur.
Algu n as capas de roca sedimentaria individual es
muestran una disminución de tamaño de grano en sentido ascendente, llamada estratificación gradada, formada principalmente por d epósitos de corrientes de
turbidez. Una corriente de turbidez es un flujo submarino de agu a y sedimentos con una mayor densidad qu e
el agua sin sedimentos. Debido a esta mayor de nsidad ,
una corriente de turbidez fluye en sentido descende nte
h asta que alcanza el fondo marino relativamente plano,
dond e se ralentiza y empieza a depositar partículas gran des, seguidas por otras más pequeñas progresivamente
(• Figura 6.23). La estratific ació n gradada también
p u ede forma rse en los cauces de las corrientes durante
las etap as m enguantes de las inundaciones.
Las superficies que separan las capas en los depósitos de aren a tienen normalmente rizaduras , pequeñas
crestas con senos interm edios, lo que les da una apa-
Talud continental
(b)
• Figura_ 6_
.2_2_ _ _ __
(a) La estratificación es obvia en estas capas alternantes de lutitas
(lutitas físil es en este caso) y aren iscas. (b) Estratificació n cruzada
en una are nisca ant igua de Montana. El martil lo es de unos 30 cm
de largo:
de características. En casi todas las rocas sedimentarias
existe una estratificación de algún tipo , pero hay algun as, como la caliza formada en a rrecifes de coral, qu e
carecen de esta característica.
Muchas rocas sedimentarias están caracterizadas
por estratificación cruzada, en la que las capas están
formando un ángulo con la superficie sobre la que se depositan (Figura 6.22b). Encontramos estratificación cruzada en muchos ambientes de depósito, como las dunas
de arena del desierto y a lo largo de la costa, así como
e n depósitos en cauces de corrientes y sedimentos m arinos someros. Invariablemente, la estra tificación cruzada
es el resultado del transporte y depósito por el viento. o
corrie ntes de agua, y los estratos cruzados están inclina-
© Cengage Lea~ning Paraninfo
(a)
Fondo
mari no
Segú n d isminuye
la ve locidad de
la corriente de
turbidez, se van
depositando las
partículas más
~~~~~~~§>ó~~~~ g randes, seguidas
de otras más
pequeñas
Estrato gradado
(b)
• Figura 6.23
----- Estratifi cac ión gradada. (a) La co rriente de tu rbidez flu ye hacia
abajo a lo largo del fondo oceánico (o el fondo de un lago) porque
es más densa que el agua libre de sedimentos. (b) El depósito de
una capa gradada tiene lugar cua ndo el fl ujo se ralentiza y
deposita partículas progresivamente más pequeñas.
.,
LEYENDO LA HI STO RI A EN L AS ROCAS SED I MENTAR I AS
riencia ondulada. Algunas rizaduras son asimétricas en
corte transversal, con una ligera pendiente en un lado y
una pendiente más pronunciada e n el otro. Las corrientes que fluyen en una dirección, como en los cauces de las corrientes , generan las llamadas rizaduras de
corriente(• Figura 6 .2 4a, b). Y como la pendiente pronunciada de es tas rízaduras está en el lado que da corriente abajo, son buenas indicadoras de la dirección de
corrientes antiguas. Por el contrarío, las rizaduras de
oleaje tienden a ser simétricas en el corte transversal
y, como su nombre índica , son generadas por el movimiento de vaivén de las olas.
Cua ndo el sedimento rico en a rcilla se seca, se
encoge y desarrolla fracturas e n intersección llamadas
grietas de desecación (• Figura 6.25). Las grietas· de
desecación en las rocas sedimentarias antiguas indican
que el sedimento se depositó en un ambiente en el que
tuvo lugar una desecación p eriódica, como por ejemplo
e n la llanura de inundación de un río, cerca de la orilla
de un lago o allí donde los depósitos de fango quedan expuestos a lo largo de la costa durante la marea baja.
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173
Fósiles, restos y rastros de vida antigua
Los fósiles, restos o rastros de organismos antiguos, son
interesantes como evidencia de la vida prehistórica (• Figura 6.26), y también son importantes a la hora de determinar los ambientes de depósito . La mayoría de la
gente está familiarizada con los fó siles de dinosaurios y
otros animales terrestres, pero no son conscientes de que
los fósiles de los invertebrados , animales que carecen: de
una cofomna vertebral segmentada, como los corales, almejas , ostras y una variedad de microorganismos, son
mucho más útiles porque son muy comunes. Es cierto
que los restos de las plantas y criaturas terrestres puéden ser arrastrados a ambientes marinos , pero la mayoría
están preservados e n rocas depositadas e n la tierra o,
quizá, . en ambientes de transición como los deltas. Por
el contrarío, los fósiles de los corales nos dicen que las
rocas en las que están preservados fueron depositadas
e.n el océano.
Las almejas con conchas fuertes viven, normalmente , en aguas marinas turbulentas someras, mientras que
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(a)
(e)
(b}
(d)
• Figura 6.24
Rizaduras. (a) Las rizad uras de corri ente se forman en respuesta al fl ujo en una dirección, como en el ca uce de un a corri ente.
La ampliación de una rizad ura mu estra su estructura intern a. Observemos que las láminas ind ividuales dentro de la rizadura est án
incl in adas, mostrando un ejemplo de estratificación o laminación cruzada . (b) Ri zaduras de corriente que se formaron en un cauce
pequeño; el fl ujo era d e derecha a izquierda. (c) Las corrientes de oscil ación de las o las en ·aguas so meras deforman la superficie
de la ca p a de arena en rizadu ras de oleaje. (d) Ri zadu ras de o leaje en arena de agua marina some ra.
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¡
J
174
CAPITULO
6
M ETEO RI ZAC IÓ N, SUELO Y RO CAS SE DIM ENTA RI A S
(a)
(b)
• Figura 6.25
(a) Las grietas de desecación se forma n en sedimentos ricos en arcilla cuando se secan y contraen. (b) Grietas de desecación en rocas
antiguas en el Parque Nacional G lacier, Montana. Observemos que la s g rietas están rellenas de sedimentos.
los organismos que viven én ambientes de baja energía
suelen tener conchas finas y frágiles. Los organismos
marinos que realizan la fotosíntesis están limitados a la
zona de penetración de ·la luz solar, que es, normalmente, a menos de 200 rp.. La cantidad de sedimento es también un factor limhador en la distribución de los
organismos. Muchos corales viven en aguas claras y someras porque el sedimento en suspensión obstruye sus
órganos respiratorios y de recolección de comida, y algunos tienen algas que realizan Ja fotosíntésis viviendo
en sus tejidos .
-
Los microfósiles son particularmente útiles para los
estudios de los ambientes porque se pueden recuperar
cientos o incluso miles de pequeñas muestras de roca.
En las operaciones de las perforaciones petrolíferas, salen a la superficie pequeñas esquirlas de roca conocidas
como ripios de son.deo. Estas muestras pueden contener
numerosos microfósiles, pero raramente contienen fósiles enteros de organismos más grandes. Estos fósiles son
utilizados· rutinariamente para determinar los ambientes
de depósito y para correlacionar rocas de la misma edad
relativa (véase el Capítulo 17).
Cómo determinar el ambiente
deposicional
• Figura 6.26
Fósi les. Conchas de animales marinos extintos conocidos como
cor¡;¡les cuerno.
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Los geólogos se basan en las texturas, estructuras sedimentarias y fósiles para interpretar cómo fue depositado
un cuerpo de roca sedimentaria en particular. Además,
comparan las características observadas en rocas antiguas
con aquéllas de los depósitos que se están formando hoy
en día. En resumen, las rocas sedimentarias proporcionan un registro de muchos acontecimientos que tuvieron
lugar en el pasado. Pero ¿tenemos motivos justificados
para utilizar los ambientes y procesos actuales para sacar
conclusiones sobre lo que sucedió cuando no había observadores humanos presentes? Quizá algunos ejemplos
nos ayuden a contestar a esta pregunta.
La Arenisca Navajo del suroeste de los Estados. Unidos es un depósito antiguo de dunas de desierto que se
formó cuando los vientos dominantes soplaban desde el
LEYENDO LA HISTORIA EN LAS RO CAS SEDIMENTARIAS
175
El león de arenisca
l. Monumento de l León de 9 metros
de long itud de Lucerna, Su iza, fue
escu lpido en arenisca en 1821 como
monumento con memorativo de los
cerca de 850 soldados que murieron durante la
Revo lución Francesa de 1792 en París(• Fi g ura
1a). Lukas Ahorn esculpió el monumento en la
pared de arenisca de una cantera; la inscripción
que hay encima del león hace honor a la lea ltad
y coraje de los su izos. Un oficial de permi so en la
época de la bata ll a en París d io los primeros pasos para levantar el monumento.
Observemos q ue las capas de
arenisca están in cli nadas hacia
abaj o o buzando hacia la izq uierda unos 50 grados. Podríamos
postul ar que (1) las capas o ri ginales estaban horizonta les y, senci ll amente, se incl inaron 50 grados
hasta esta posició n, o (2) quizá
rotaro n 140 grados desde su posición original de manera q ue
ahora las capas est án boca abajo,
o invertidas en lenguaje geo lóg ico. Para reso lver est e prob lema,
debemos determi nar cuál de las
capas estaba en la parte superior
de la secuencia o ri gina l de capas
y es, por tanto, la más recie nte.
En la Figu ra 1b, observemos q ue los
estratos cruzados ti enen un contacto
angu lar agudo co n las capas más recientes que tienen encima, mient ras
que est án casi parale las con las rocas
más antiguas de d ebajo. Po r consigu ient e, sacamos la con clu sión de
que la capa de roca más reciente es la
situada hacia la pa rte superior izq ui erda y qu e las capas de roca no se han
dado la vue lta.
Habiendo determinado qué
capa es la más ant igua y cuál la
E
(b)
más reciente, ahora sabemos que cua lq uier roca
expuesta a la derecha de la imagen es más antigua que las mostradas y, po r supuesto, cua lquiera que haya a la izqu ierda es más reciente. Sin
embargo, es importante observar que sólo hemos det erm inado edades relati vas, es decir, qué
capas son más antiguas frente a las más recientes. N ada en esta imagen nos d ice la edad absoluta en número de años antes de l presente.
En el Capítu lo 17 estu d iamos con más profundidad las edades abso luta y relat iva.
• Figura 1
------
(a) Monument o del León,
en Lucerna, Suiza.
(b) La estratificación
cruzada muestra contacto
angular agudo con rocas
más recientes situadas
encima y cont acto cas i
paralelo con las rocas más
antiguas de debajo.
Fuente: Sue Monroe
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,)
CAPITULO
6
MET E OR I ZAC I ÓN , SUELO Y RO C AS SE D I ME N T A R I AS
nord es te . ¿Qué evidencias justifican esta conclusión?
Esta arenisca de 300 m de grosor está formada de granos
de aren a bien seleccionados y redondeados que miden
entre 0 ,2 -0,5 mm de diámetro . Además, tiene estratos
cruzados de hasta 30 m de altura y rizaduras de corriente, ambas cosas típicas de las dunas de los desiertos. Algunas de las capas de arena h a n preservado rastros de
dinosaurios y de otros animales terrestres, descartando la
posibilidad de un origen marino. En res umen, la Arenisca Navajo posee varias características que señalan a un
ambiente deposicional de dunas desérticas. Por último,
los estratos cruzados están inclinados hacia abajo y hacia
el suroeste, lo que indica que los vientos dominantes venían del nordeste.
En el Gran Cañón de Arizona h ay varias formaciones
expuestas; una formación es una unidad de roca ampliame nte distribuida, especialmente roca sedimentaria, que
es notoriamente diferente de las rocas superiores e inferiores. En la parte inferior del cañón, hay una secuencia
vertical formada por la are nisca Tapeats, la lutita físil
BrightAngel y la caliza de Muav (• Figura 6.27); todos ellas
contienen características, incluidos fósiles, que son claros
indicadores de que fueron depositados en ambientes marinos y transicionales. En realidad, las tres se formaron simultáneamente en ambientes adyacentes diferentes, y
durante una trasgresión marina fueron depositados en la
• Figura 6.27
~~~~~~~~~-
Rocas sedimentarias antiguas y su interpretación. Vista de tres
forrri.aciones en el Gran Cañón de Arizona. Estas rocas fueron
depositadas durante una trasgresión marin a. Co mpare con la
secuencia vertical de ro cas de la Figura 6.21 d.
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secuencia vertical que ahora vemos. Se ajustan estrechamente a la secuencia que mostramos en la Figura 6.2ld.
RECURSOS IMPORTANTES
EN ROCAS SEDIMENTARIAS
os usos de sedimentos y rocas sedimentarias o
de los materiales que contienen varían considerablemente. La arena y la grava son esenciales
en la industria de la construcción, los depósitos de arcilla pura se utilizan en la cerámica y la caliza se utiliza en
la fabricación de cemento y e n altos hornos, donde la
mena de hierro se refina para fabricar acero.. Las evaporitas son la fuente de la sal de mesa, así como de un gran
número de compuestos químicos , y el yeso se utiliza para
fabricar placas para tabiques. La roca sedimentaria portadora de fosfatos se utiliza en fertilizantes y suple mentos alimentarios para animales.
Podemos encontrar algunos depósitos sedimentarios
valiosos en corrientes y playas, donde los minerales se
concentraroi; durante el transporte y el depósito. Estos
depósitos de placer, como se los lla ma, son acumulacion es superficiales resultantes de la separación y concentración de materiales de una de nsidad mayor de aquellos
con menor densidad . Gran parte del oro recogido durante las etapas iniciales de la fiebre del oro en California (1849~ 18 5 3) fue extraído de depósitos de placer, y
los placeres de un cierto número de diferentes minerales,
como diamantes y estaño, son importantes.
Históricamente, la mayor parte del carbón extraído
en los Estados Unidos ha sido carbón bituminoso de la
región de los Apalaches , qu e se formó en marismas costeras durante el período Carbonífero (entre 286 y 320
millones de años atrás). Los depósitos enormes de lignito y de carbón subbituminoso del oeste de Estados Unidos se es tán haciendo cada vez más importantes.
Durante 2002, se extrajeron más de mil millones de ton eladas de carbón en ese país, más de la mitad de minas
de Wyoming, el oeste de Virginia y Kentucky.
La antracita (véase el Capítulo 7) es especialmente
deseable, porque quema más eficientemente que otros
tipos de carbón. Desafortunadamente, es la variedad m enos común, por lo que la mayor parte del carbón utilizado p ara calentar edificios y generar electricidad es
bituminoso (Figura 6.20d). El coque, una sustancia dura
y gris compuesta de la ceniza fundida del carbón bituminoso, se utiliza en los altos hornos donde se produce el
acero. El gas y el petróleo sinté tico y un cierto número
de otros productos se fabric an también a partir de.! carbón bituminoso y del lignito.
RECURSOS IMPORTA NTES EN ROCAS SE DIM ENT ARI AS
El petróleo y el gas natural
El petróleo y el gas natural son ambos hidrocarburos, lo
' que significa que están compuestos de hidrógeno y de
carbono. Los restos de organismos microscópicos se
. asientan en los fondos oceánicos, o en algunos casos en
el fondo de un lago, donde hay poco oxígeno para descomponerlos. Si se encuentran sepultados debajo de
capas de sedimentos, se calientan y transforman en petróleo y gas natural. La roca en la que se forman los hidrocarburos se_conoce como roca madre, pero para que
se acumulen en cantidades económicas, deben migrar
de la roca madre a aloún tipo de roca almacén. Y por úl"'
timo, la roca almacén debe tener una roca de tapa; si no,
los hidrocarburos con el tiempo alcanzarían la superficie y escaparían(• Figura 6.28). Las rocas almacén efectivas deben tener un espacio poroso apreciable y buena
permeabilidad, la capacidad de transmitir fluidos ; si no,
- los hidrocarburos no pueden ser extraídos de ellas en
cantidades razonables.
Muchos almacenes de hidrocarburos consisten en
areniscas marinas del litoral con rocas madre ricas en sustancias orgánicas y de grano fino cercanas. Estas trampas
(a)
Roca madre
177
de petróleo y gas se llaman trampas estratigráficas, porque
deben su ·existencia a variaciones en los estratos (Figura
6.28a). Los arrecifes de coral antiguos son también buenas trampas estratigráficas. De hecho , parte del petróleo
del Golfo Pérsico y de Michigan está atrapado en antiguos
arrecifes. Las trampas estructurales se producen cuando
las rocas se deforman mediante pliegues, fracturas, o ambas cosas. En rocas sedimentarias que se han deformado
en una serie de pliegues, los hidrocarburos migran a las
partes superiores de estas estructuras (Figura 6.28b). El
desplazamiento de rocas en las fallas (fracturas a lo largo
de las cuales se ha producido movimiento) también produce trampas para hidrocarburos (Figura 6.28b).
Otras fuentes de petróleo que probablemente cobrarán mayor importancia en el futuro son las lutitas bituminosas y las arenas asfálticas. Estados Unidos tiene
alrededor de dos tercios de todas las lutitas bituminosas
conocidas, aunque se conocen grandes depósitos en Sudamérica, y todos los continentes tienen algo de lutitas bituminosas. Los depósitos más ricos de Estados Unidos
están en la Formación de Río Verde, en Colorado, U tah y
Wyoming. Cuando se utilizan los procesos de extracción
adecuados, se pueden pro_d ucir petróleo líquido y gases
combustibles a partir de una sustancia orgánica llamada
lwrógeno de la lutita bituminosa. Las lutitas bituminosas
de la formación de Río Verde producen entre 1O y 140
galones de petróleo por tonelada de roca procesada, y la
cantidad total de petróleo recuperable con los procesos
actuales se estima en 80 mil millones de barriles . Actualmente, no se produce petról~o de lutita bituminosa en
Estados Unidos, porque las perforaciones convencionales
son más económicas.
La aren'a asfáltica es un tipo de arenisca en la que
hidrocarburos viscosos tipo asfalto llenan los espacios
porosos. Esta sustancia es el residuo pegajoso del petróleo una vez líquido del que han desaparecido los constituyentes volátiles. Pu ede recuperarse petróleo líquido de
la arena asfáltica, pero para que esto ocurra, hay que extraer y procesar grandes cantidades de roca. Como Estados Unidos tiene pocos depósitos de arena asfáltica,
no puede considerar esta foente como un recurso de
energía significativo para el futuro. Sin embargo, las arenas asfálticas de Athabaska, en Alberta, Canadá, son
unos de los depósitos más grandes de este tipo. Estos depósitos se están explotando actualmente y se estiipa que
contienen varios cientos de miles de millones de barriles
de petróleo recuperable.
(b)
• Figura6~ -----
----- - - - - -
Trampas de petróleo y de gas natural. Las flechas indican
la migración de hidrocarburos. (a) Dos ejemplos de trampas
estratigráficas. (b) Dos ejemplos de trampas estructurales,
una formada por pliegues, la otra por fallas_
Uranio
La mayor parte del uranio utilizado en los reactores nucleares de Norteamérica proviene del mineral complejo
carnotita, portador de vanadio, -uranio y potasio, encon-
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J
CAPÍTULO 6
M ETE ORI Z ACIÓN, SUE L O Y ROCAS S E DIMENTARIAS
trado en algunas rocas sedimentarias. Parte del uranio
procede también de la uraninita (U0 2 ), un óxido de uranio que se encuentra en rocas graníticas y en vetas hidrotermales. La uraninita se oxida y disuelve fácilmente
en el agua subterránea, siendo transportada a otra parte
donde se reduce químicamente y precipita en presencia
de materia orgánica.
Las menas de üranio más ricas de Estados Unidos
se extienden por el área de la Meseta del Colorado y partes adyacentes de Wyoming, Utah, Arizona y Nuevo México. Estas menas, formadas por incrustaciones y masas
bastante puras de carnotita, están asociadas con restos
de plantas eff areniscas que se formaron en cauces de
corrientes antiguos .. Aunque la mayoría de estas menas
están relacionadas con restos de plantas fragmentarias,
algu~os árboles petrificados también contienen grandes
cantidades de uranio.
También podemos encontrar grandes reservas de
rriena de uranio de bajo grado en la lutita físil Chat-
G EO
tanooga. El uranio se disemina finamente en esta lutita
negra rica en materia orgánica que subyace grandes zonas por debajo de varios estados, incluidos Illinois, Indiana, Ohio, Kentucky y Tennessee. Canadá es el mayor
productor y exportados de uranio del mundo.
Formación de hierro bandeado
La roca sedimentaria química conocida como formación
de hierro bandeado está formada de capas finas alternantes de sílex y minerales de hierro, principalmente los
óxidos de hierro hematites y magnetita. Las formaciones
de hierro bandeado están presentes en todos los continentes y son el origen de la mayor parte de las menas de
hierro explotadas en el mundo hoy en día. Hay enormes
formaciones de hierro bandeado en la región del Lago
Superior de Estados Unidos y .Canadá y en el Labrador
Trough, al este de Canadá. Hablaremos del origen de las
formaciones de hierro bandeado en el Capítulo 19 .
,,
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
• La meteorización mecánica y química desintegran y
descomponen la roca madre, de manera que está
más en equilibrio con las nuevas condiciones físicas
y químicas. Los productos de.la meteorización
incluyen partículas sólidas y sustancias en solución.
• La meteorización mecánica incluye procesos como la
gelifracción, la descompresión, la cristalización salí- ·
na, la expansión. y contracción térmica y las
actividades de los organismos. Las partículas
liberadas mediante la meteorización mecánica
mantienen la composición química de la roca madre.
• Los procesos de meteorización química de
disolución, oxidación e hidrólisis producen cambios
químicos en la roca madre. Los minerales de la
arcilla y las sustancias en solución se forman
durante la meteorización química.
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• La meteorización mecánica ayuda a la meteorización
química disgregando la roca madre en fragmentos
más pequeños, exponiendo así más área de superficie.
• La meteorización mecánica y química producen
regolito, parte del cual es suelo si está compuesto
de sólidos, aire, agua y humus , y soporta el
crecimiento de vegetación.
• Los suelos están caracterizados por horizontes, que
se designan, en orden descentente como O, A, By
C. Los horizontes del suelo se diferencian unos de
otros en textura, estructura, composición y color.
• Los suelos llamados pedalfer se desarrollan en
regiones húmedas, mientras que los suelos de las
regiones áridas y semiáridas se denominan pedo~al.
La laterita es un suelo que se origina como
T É RMI N OS CLAV E
resultado de la meteorización química intensa en
los trópicos. Las lateritas so.n profundas y rojas, y .
son fuente de menas de aluminio si se derivan de
rocas madre ricas en aluminio.
179
preexistentes. Las rocas sedimentarias químicas se
derivan de sustancias en solución por procesos
químicos inorgánicos, actividades bioquímicas u
organismos. Los geólogos también reconocen una
subcategoría llamada rocas sedimentarias
bioquímicas ,
• La erosión del suelo, provocada principalmente por
erosión por acanaladuras y laminar, es un problema
en algunas zonas. Las prácticas humanas, como la
construcción, agricultura y deforestación, pueden
acelerar las pérdidas de suelo por erosión.
• Las facies sedimentarias son cuerpos de sedimento
o roca sedimentaria que son diferenciables de
sedimentos o rocas adyacentes.
• Las partículas sedimentarias se designan en orden
de tamaño decreciente como grava, arena, limo y
arcilla.
• Algunas facies sedimentarü,is están ampliamente .
distribuidas geográficamente porque fueron depositadas durante trasgresiones o regresiones marinas.
• Las partículas sedimentarias se redondean y
seleccionan durante el transporte, aunque el grado
de redondez y selección depende del tamaño de la
partícula, la distancia que recorre y el proceso de ·
depósito.
• Las estructuras sedimentarias como la
estratificación, estratificación cruzada y rizaduras ·se
forman normalmente en los sedimentos cuando se
depositan, o poco después.
• Cualquier área en la que se deposita sedimento es
un ambiente deposicional. Los principales
asentamientos de depósito son continental,
transicional y marino, cada uno de ellos incluye
varios ambientes de depósito específicos.
• La litificación implica compactación y cementación,
que convierten el sedimento en roca sedimentaria.
La sílice y el carbonato cálcico son los cementos
químicos más comunes, pero los cementos de
hidróxido de hierro y de óxido de hierro son
importantes en algunas rocas.
• Las rocas sedimentarias detríticas están formadas
por partículas sólidas procedentes de rocas
• Los geólogos determinan los ambientes de depósito
de rocas sedimentarias antiguas mediante el estudio
de las texturas y estructuras sedimentarias,
examinando los fósiles y haciendo comparaciones
con procesos de depósito actuales.
• La meteorización química intensa es la responsable
del origen de concentraciones residuales, muchas
de las cuales contienen minerales valiosos como
hierro, plomo, cobre y arcilla.
• Muchos sedimentos y rocas sedimentarias,
incluidos la arena, grava, evaporitas, carbón y
formaciones de hierro bandeado, son recursos
importantes. La mayor parte del petróleo y del
gas natural se encuentra en rocas sedimentarias.
Términos clave
ambiente deposicional (pág. 164)
cementación (pág. 165)
compactación (pág. 165)
cristalización salina (pág. l 5 3)
degradación ·del suelo (pág. 16 l)
descompresión (pág.152)
disolución (pág. 154)
domo de exfoliación (pág. 152)
erosión (pág. 150)
estratificación cruzada (172)
estratificación gradada (172)
estratos (pág. l 71)
estructura sedimentaria (pág. l 71)
evaporita (pág. 169)
expansión y contracción térmica
(pág. 153)
facies sedimentarias (pág. l 71)
fósil (pág. 173)
gelifracción (pág. 152)
grieta de desecación (173)
hidrólisis (pág. 156)
horizonte del suelo (pág. 159)'
láminas (pág. l 71)
laterita (pág. 159)
litificación (pág. 165)
meteorización (pág. 150)
meteorización diferencial (pág. 15 l)
meteorización esferoidal (pág.157)
meteorización mecánica (pág. 151)
meteorización química (pág.15 3)
oxidación (pág. 155)
pedalfer (pág. 159)
pedocal (pág. 159)
regalito (pág. 158)
regresión marina (pág. 1 71)
rizadura (pág. 1 72)
roca carbonática (pág. 168)
roca madre (pág. 150)
roca sedimentaria (pág.163)
roca sedimentaria bioquímica
(pág. 168)
roca sedimentaria química (pág. 168)
roca sedimentaria detrítica (pág.
166)
sedimento (pág. 163)
suelo (pág. l 5 8)
talud (pág. 152)
trasgresión marina (pág. 1 71)
© Cengage Learning Paraninfo
180
CAPITULO
6
MET E ORIZA C IÓ N , SUE LO Y RO C AS SE DIME N T A RI A S
Cuestiones de repaso
l.
Una secuencia vertical de rocas sedimentarias en
la que facies del litoral se superponen a facies de
mar abierto es resultado de:
a. _ _ _ depósito por corrientes de turbidez;
b.+ - -una regresión marina;
c. ___depósito en corriente meandriforme;
d. ___compactación y cementación de evaporitas;
e. ___granitización.
2.
Un componente esencial de los suelos es materia
orgánica parcialmente descompuesta conocida
como:
5.
La dolomía se forma a partir de la caliza cuando:
a. ___la caliza pierde parte de su agua;
b. _ _ el depósito de evaporita tiene lugar en
una laguna;
c. _ __la materia orgánica se acumula en una
marisma;
d. ___la arena se deposita sobre una capa de
lodo;
e .---t-parte del calcio de la caliza se sustituye
por magnesio.
6.
¿Cuál de los siguientes no es un proceso de
meteorización química?:
a. _ __ cristalización salina;
b._x_gelifracción;
c. _ __ oxidación;
d. ___descompresión;
e. _ __ expansión y contracción termal.
7.
El horizonte C se diferencia de los demás
horizontes del suelo en que:
a. _ _ _es el más fértil;
b. _ __es el qué más tiempo se ha meteorizado;
-c. _ _ está formado de sulfato de sodio;
d. _ _ _ contiene la mayor cantidad de humus;
e._'_(_tiene una gradación hasta la roca madre.
8.
Un depósito de sedimento detrítico caracterizado
como mal seleccionado tiene:
'ª· ___ una gran cantidad de cemento de
carbonato cálcico;
b. _ _ estratificación cruzada y rizaduras de
corriente;
c. _ _ partículas de tamaños notablemente
diferentes;
.
a.~humus;
b. _ _ regolito;
c. _ _ talud;
d. _ _ _ montera de hierro;
e. _ _ _ ácido carbónico . .
3.
4.
Si hay una pequeña cantidad de ácido carbónico
en agua subterránea, _ __ se disuelve
rápidamente:
a. _ _ el pedocal;
b. ___los domos de exfoliación;
c._::t :Ja caliza;
d. ___el manganeso;
e. _ _ la laterita.
La estratificación cruzada preservada en las rocas
sedimentarias es un buen indicador de:
a. _ _la intensidad de la actividad orgánica;
b.__Jf_direcciones de corrientes antiguas;
c.___l&_la cantidad de cemento de sílice;
d. _ _ lo antiguas que sonlas rocas;
e._~_si las rocas contienen o no recursos
importantes.
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AC TI VID A D ES E N LA W ORLD WID E WEB
d. ___más silicatos ferromagnesianos que
silicatos no ferromagnesianos;
e. _ _cemento de óxido de hierro.
9.
1O.
11.
12.
13.
La descompresión es el proceso principal
responsable de:
a. ___la meteorización esferoidal;
b. _ _los domos de exfoliación ;
c. ___ menas residuales;
d. _ _levantamiento por helada;
e. _ _degradación del suelo.
La meteorización esferoidal se produce porque:
a. ___las esquinas y bordes de las piedras se
meteorizan más rápido que las superficies llanas;
b. _ _ los óxidos de aluminio son casi insolubles;
c. _ _la oxidación cambia la caliza a dolomía;
d .___para empezar, las rocas producidas
naturalmente son esféricas;
e. ___la expansión y contracción termal son
muy efectivas.
La litificación implica cementación y___ :
a.___sustitución;
b. ___compactación;
c. _ _ _ inversión;
d. _ __granitización;
e. _ __perforación de cámaras subterráneas.
Las trampas de petróleo y gas natural formadas
por el pliegue y fractura de las rocas son
conocidas como trampas_.__ :
a. ___ litológicas;
b. ___ de compactación;
c. ___ estratigráficas;
d. _ __ de composición;
e. ___ estructurales.
En uno de nuestros parques nacionales se observa
una secuencia vertical de areniscas en la base
181
seguidas, en sentido ascendente, por lutitas y calizas,
cada uno de ellas con almejas y corales fósiles.
Ofrezca una explicación de la historia de estas rocas.
Es decir, cómo fueron depositadas y cómo llegaron a
superponerse en la secuencia observada.
14.
¿En qué se diferencia y cómo contribuye la meteorización mecánica a la química?
15.
Dibuje perfiles de suelo de regiones húmedas y
semiáridas, y enumere las características de cada
uno de ellos.
16.
¿De qué manera o maneras fundamentales se
diferencian las rocas sedimentarias detríticas de
las rocas sedimentarias químicas?
1 7. · Explique cómo se forman los domos de
exfoliación. ¿En qué tipos de rocas se desarrollan
y dónde iría a ver algunos ejemplos ?
18.
Describa los procesos que llevan a la litificación
de depósitos de arena y fango.
19.
Ilustre y describa dos estructuras sedimentarias
que puedan utilizarse para determ'inar las
direcciones de corrientes antiguas.
20.
¿Cómo determinan la profundidad yfertilidad del
suelo factores como el clima, la roca madre y el
tiempo?
21.
¿Cómo se forma el carbón y qué variedades de
carbón reconocen los geólogos? ¿Cuál de estas
variedades es el mejor combustible?
22.
Describa los tipos de degradación del suelo. ¿Qué
prácticas se utilizan para evitar o al menos
minimizar la erosión del suelo?
23.
Explique qué son las trampas estratigráficas y
estructurales y en qué se diferencian unas de las
otras.
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Metamorfismo
y rocas
metamórficas
CAPÍTULO
7
ESQUEMA
DEL CAPITULO~
• Introducción
ENFOQUE GEOLÓGICO 7.1 : Asbesto:
¿Bueno o malo?
Los agentes del metamorfismo
. • Los tres tipos de metamorfismo
Clasificación de las rocas metamórficas
GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:
Empecemos con una pizarra pura
• Zonas y facies metamórficas
• Influencia de la tectónica de placas en el
metamorfismo
Metamorfismo y recursos naturales
Geo-Recapitulación
---- ------------- - - - -- ------- ----- - - - - - - - - +
Este Kouros griego, que tiene 206 cm de altura, ha sido objeto de
un intensivo estudio de autentificación por parte del museo Getty.
Utilizando una variedad de pruebas geológicas, los científicos han
determinado que el kouros fue tallado en mármol dolomítico, que
probablemente provenía de fas canteras del cabo Vathy, en fa isla
de Thasos. Fuente: Garry Hoba rt!Geo lm age ry
CAPITULO
7
METAFORFISMO Y ROCAS METAMÓHFI CAS
Introducción
u homogeneidad, suavidad y variedad de texturas han hecho del mármol una roca metamórfica
formada a partir de la caliza o de la dolomía, la
roca favorita de los escultores a lo largo de la historia. A medida que el valor de las auténticas esculturas de
mármol ha ido aumentando a lo largo de los años, el número
de falsificacion es también se ha incrementado. Con los mil lones de dólares en que están valoradas algunas esculturas de
mármol, los museos y los coleccionistas privados necesitan
medios para asegurarse de la autenticidad de la obra que están comprando. Aparte de las consideraciones monetarias, es
importante que las falsificaciones no pasen a formar parte del
legado histórico y artístico del empeño humano.
Tradiciona lmente, los expertos han confiado en el estilo
artístico y en los rasgos de met eorización para determinar si
una escultura de mármol es auténtica o no. Sin embargo,
como el mármol no es muy resistente a la meteorización, los
falsificadores han llegado a reproducir la apariencia meteorizada de una obra auténtica. M ediante la utilización de técnicas actuales, los geólogos pu eden ahora distinguir una
superficie de mármol m et eorizada d e forma natural de una
que haya sido alterada artificia lmente. Aún ásí, existen casos
en los que la opinión de los expertos está dividida en si una
escultura es auténtica o no.
Uno de los mejores ejemplos es el kouros griego (una
escultura que rep resenta a un joven griego) que e l museo
J. Paul Getty d e M alibú , Ca lifornia, compró por un precio de
7 millones d e d óla res en 1984 (véase la foto al inicio del capítulo) . Debido a que ciertos rasgos estilísticos hicieron que
algunos expertos se cuestionaran su autenticidad, el museo •
hizo que se realizaran una variedad de pruebas geoquímicas
y mineralógicas en un esfu erzo para autentificar el kouros.
Aunque las numerosas pruebas científi cas no han d emostrado de forma inequívoca su autenticidad, sí que han
mostrado q ue la capa de la superficie m eteorizada d e l kouros posee más similitudes con las superficies meteorizada s
d e forma natural del mármol dolomítico, que con las superficies producidas artificialmente conocidas. Además, no hay
ninguna evidencia que indique que la alteració n d e la superficie del kouros es d e origen m oderno.
Desafortunadamente, a pesar del estudio int ensivo de
los científicos, arqueólogos e historiadores de arte, la opinió n sobre la autenticidad del kouros d el Getty sigue estando dividida. La mayo ría de los científicos aceptan que el
kouros fu e tallado alrededor del año 530 a.C. Seña lando inconsistencias en su estilo para ese período, otros historiadores creen q ue es una fa lsificación moderna.
Dej ando aparte la demostración de si el kouros. d el Getty
es aut éntico o una falsificació n, las pruebas geo lógicas para
autentificar las esculturas de mármol son ahora una parte im-
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Oué haría
Como director de un gran museo, tiene la oportunidad
de comprar, por una cantidad considerable de dinero,
un busto de mármol de un famoso escultor antiguo descubierto recientemente. Quiere asegurarse de·que no
se trata de una falsificación. ¿Qué haría para asegurarse
de que el busto es· auténtico y no una buena falsificación? A fin de cuentas, gasta una suma grande del dinero del museo. Como no científico, ¿qué haría para
cerciorarse de realizar las pruebas apropiadas que aseguren la autenticidad del busto?
po rtante de las funciones de conservación de muchos museos. Para ayudar a los geólogos a autentificar las escu lt uras
de mármol, se está acumulando una gran cantidad de datos
sobre las características y el origen del mármol a medida que
se ana liza n m ás esculturas y canteras de mármol.
Las rocas metamórficas (del griego m eta, «cambia r», y
morpho, «forma ») son el tercer grupo principa l de rocas. Son
el resultado d e· la transformación de otras rocas por medio
de procesos metamórficos que se producen, normalmente,
baj o la superficie de la Tierra (véase la Figura 1.12). Durante
el metamorfismo, las rocas están sometidas a suficient e calor,
presión y act ividad d e fluidos como para cambiar su composició n m ineral, textura, o ambas cosas, formando así rocas
nuevas. Estas transformaciones t ienen lugar por debajo de
la temperatura de fusión dé la roca, si no, se formaría una
roca ígnea.
Una buena analogía para el metam o rfismo es el proceso de hornear un pastel. Ig ual que una roca metamórfica, el
pastel depende de los ingredientes, sus proporciones, cómo
est án mezclados, cuánta agua o leche se añade y la temperatura y tiempo utilizados para hornearlo.
Con excepción d el mármol y de la p izarra, la mayoría de
fa gente no está familiarizada con las rocas metamórficas. Los
estud iantes con frecuencia nos preguntan por q ué es importante estudiar las rocas y los procesos metamórficos. Nuestra
respuest a es: mirad a vuestro alrededor.
Una gran proporció n de la corteza contin ental de la
Tierra est á compuesta por rocas ígneas y metamó rfi cas.
Juntas, forman las rocas cristalinas de basa mento situadas
baj o las rocas sedi_mentarias d e la superficie de u~ continent e. Estas rocas de basamento están muy expuestas en regiones de los cont inentes conocid as como escud os, que han
sido muy estables d urante los últimos 600 millones de años
(• Figura 7.1).
I NTR ODU CC IO
185
Escudo
africano
Escudo
australiano
'V
Escudo
antártico
. . Escudos precámbricos
~ Rocas más modernas
~
~ Cinturones de montañas plegados
• Figura 7.1
Presencia de las rocas metamórficas. Los escudos son las porciones expuestas de las rocas cristalin as del basamento, que son el substrato
de cada continente; est as áreas han sido muy estables durante los últimos· 600 millones de años. Las rocas metamórficas constit uyen
también el núcleo crist alino de los principales cinturones montañosos.
Las rocas m etamórficas también forman una p o rción
considerab le d el núcleo crista lino de .las grandes ca d enas
montañosas. Alg unas de las rocas conocidas más ant ig uas,
que datan de hace 3.960 m illo nes d e años y están en el Escudo Canadiense, son metamórficas, por lo que se formaron
a partir de rocas incluso más antiguas.
Las rocas metamórficas, como el mármol y la pizarra, se
utilizan como materiales de construcción, y ciertos minerales
met amórficos son económicamente importantes. Po r ejemplo,
los granates, se utilizan como p iedras preciosas o abrasivo,s; el
talco se utiliza en cosmética, en la fabricación de p intura y como
lubricante, y la cianita se utiliza para producir materiales resistentes al calor en las bujías. Po r tanto, el conocimiento de las rocas y los procesos met amórficos t iene un valor económico.
El asbesto, un mineral met am órfico, se uti liza como materia l ignífugo y de aisj amiento y su uso está muy extendido
en los edificios y materiales de construcció n. Sin embargo, el
asbesto tiene diferentes formas y no t odas representan los
m ismos p eligros para la salud. El reconocimiento d e este hecho habría resultado útil durante los d eb ates sob re los p eligros que el asb est o representa para la salud pública (véase
Enfoque Geológico 7 .1).
Oué haría
El problema de quitar el asbesto de los edificios
públicos es una cuestión de salud y de política nacional
importante. La política actual de la Organización de
Protección del Medio Ambiente (EPA) ordena que
todas las formas de asbesto se traten como peligros
idénticos. Sin embargo, los estudios indican que sólo
una forma de asbesto es un peligro conocido p ara la
salud. Dado que el coste de la eliminación del asbesto
se ha estimado que alcance 100 mil millones de
dólares, muchas personas se preguntan si es efectivo
quitar el asbesto de todos los edificios públicos en los
que se ha instalado.
Como investigador puntero en los peligros para la
salud del asbesto, se le ha pedido t estificar ante un
comité del Congreso para evaluar si vale la pena gastar
t anto dinero para eliminar el asbest o. ¿Cómo enfocaría
est e asunto para formular una política que equilibre los
riesgos y los beneficios de quitar el asbest o de los
edificios públicos? ¿Qué papel jugarían los geólogos en
la formulación de esta po lítica?
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Asbesto: ¿bueno o malo?
E
1asbesto (del latín,
«in extinguib lé») es un
término, general aplicado a
cua lquier silicato que se
separe fácilmente en fibras flexibles.
La combin ación de características
tal es como incombustibilidad y
fl exibi lidad hacen del asbesto un
material industria l important e de
considerab le valor. De hecho, el
asbesto tiene más de 3.000 usos
conocidos, incl uyendo pastillas de
freno, telas incombustibles y
ais lantes de ca lor.
El asbesto se divide en dos grupos
ampl ios: serpentinas y anfíboles. El
crisotilo es·la forma fibrosa del
asbesto serpentínico (• Figura 1); es
el tipo más val ioso y constituye la
mayor parte de todo asbesto
comercial. Sus fibras fuertes y sedosas
g iran fácilmente y pueden res istir
temperaturas de hasta 2.750 ºC.
La inmensa mayoría del asbesto
crisoti lo está en la serpentina, un
t ipo de roca formada por la
modificación de rocas ígneas
ultrabásicas, tales como la peridotita
bajo condiciones metamórficas de
bajo a medio grado . Otro cri soti lo
se forma cuando el metamorfismo
afecta a rocas carbonáticas con
magnesio, como las do lomías
originando bandas discontinuas de
~
~
j"'
~
~
• Figura 1
E
Espécimen de crisotilo. Es la form a fibrosa
del asbesto de se.rpentina y la utilizada más
comúnme nte en edificios y otras estructuras.
LOS AGENTES DEL
METAMORFISMO
os tres agentes del metamorfismo son el calor,
la presión y la actividad de los fluidos. Durante el metamorfismo, la roca original sufre
cambios para conseguir el equilibrio con su nuevo en torno. Los cambios pueden dar como resultado la formación de minerales nuevos y/o un cambio en la textura de la roca ocasionada por la reorientación de los
minerales originales . En algunos casos, el cambio es
mínimo, y aún se pueden reconocer las características
de la roca original. En otros casos, la roca cambia
tanto que sólo podemos determinar la identidad de ·la
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serpentina dentro de las capas de
carbonato .
Entre las variedades del asbesto
anfiból ico, la crocido/ita es la más
:;¡:
ci
t
m
ro
"-~~....;;;;;.;:...;,..:¡_.~~~~~~~......1 B
roca original con grandes dificultades , si es que lo logramos.
Además del calor, la presión y la actividad de fluidos, el tiempo es también importante para los procesos
metamórficos. Las reacciones químicas avanzan a ritmos
diferentes y, por tanto, son necesarias diferentes cantidades de tiempo para completarlas. Las reacciones en
que participan silicatos son particularmente lentas, y
com o la mayoría de las rocas metamórficas están compuestas de silicatos, por lo que se piensa que el metamorfismo es un proceso geológico lento.
El calor
El calor es un importante agente del metamorfismo, porque aumenta la velocidad de las reacciones químicas que
común. También conocido como
asbesto azul, la crocidolita tiene
una fibra larga y tosca que gira y
que es más fuerte pero más
quebradiza que el crisotilo y
también menos resistente al calor.
La crocidolita se encuentra en rocas
metamórficas como las pizarras y
esquistos, y se cree que se forma
por la transformación · al estado
sólido de otros minerales como
resultado de un enterramiento
profundo .
A pesar del amplio uso del
asbesto, la O rganización de
Protección del Medio Ambiente
(EPA) de los EE .UU . instituyó una
prohibición gradual de todos los
productos nuevos del asbesto. La
prohibición se impuso porque
algunas formas de asbesto pueden
causar cáncer de pulmón y marcas
en los pulmones si las fibras se
inhalan. Debido a que la EPA
prestó aparentemente poca
atención al asunto de riesgos frente
a beneficios cuando decretó esta
regla, ta Corte de Apelación de la
Quinta Audiencia de los EE.UU .
revocó la prohibición de la EPA
sobre el asbesto en 1991.
La amenaza del cáncer de
pulmón ha tenido como resultado
también la legislación que pone
orden a la eliminación del asbesto
ya colocado en todos los edificios
públicos; incluyendo todos los
·colegios públicos y privados. Sin
embargo, se han elevado
preguntas importantes con
respecto a la amenaza del asbesto
y los peligros potenciales
adicionales que pueden surgir de
su eliminación inapropiada.
La política actual de la EPA
ordena que todas las formas de
asbesto deberán ser tratadas como
peligros idénticos. Pero los estudios
indican que sólo las formas .
anfibólicas constituyen un peligro
conocido para la salud. El crisotilo,.
cuyas fibras tienden a ser rizadas, no
llega a alojarse en los pulmones.
Además, sus fibras son
generalmente solubles y
desaparecen en el tejido. Por
contra, la crocidolita t iene fibras
largas, rectas y finas que penetran
en los pulmones y permanecen allí.
Estas fib ras irritan el tejido pulmonar
y en un espacio de tiempo largo
pueden producir cáncer de pulmón.
pueden producir minerales diferentes a partir de aquellos
preexistentes en la roca original. El calor puede proceder
de lavas extrusivas, de magmas intrusivos, o de enterramientos profundos en la corteza, como sucede durante la
subducción en un borde de placa convergente.
Cuando masas de magma penetran en las rocas,
éstas están sometidas a un calor intenso que afecta a la
roca que las rodea; el calentamien.t o más intenso se
produce, normalmente, junto a la masa de magma y va
decreciendo gradualmente a medida que se aleja de la
intrusión. Normalmente, la zona de rocas metamorfizadas que se forma en la roca de caja adyacente a un
cuerpo ígneo intrusivo está bien definida y es fácil de
reconocer.
Recordemos que la temperatura aumenta con la profundidad y que el gradiente geotérmico promedio de la
Así, la crocidolita, y no el crisotilo, es
la gran responsable del cáncer de
pulmón relacionado con el asbesto.
Dado que cerca del 95% del
asbesto colocado en los Estados
Unidos es crisotilo, muchas
personas se preguntan si los
peligros del asbesto se han
exagerado.
La eliminación del asbesto de
los edificios donde se ha instalado
podría costar alrededor de 100 mil
millones de dólares. A menos que
se modifique el material que
contiene asbesto, éste _no sue lta
fibras y, por lo tanto, no contribuye
al asbesto aéreo que se pueda .
inhalar. Además, la eliminación
inapropiada del asbesto puede
llevar a otra contaminación. En la
mayoría de los casos de
eliminación inapropiada, la
concentración de fibras de asbesto
en el aire es mucho más alta que si
el asbesto se hubiera dejado en el
lugar.
El problema de la contaminación
de asbesto es un buen ejemplo de
cómo la geología afecta a nuestras .
vidas y por qué es importante un ·
conocimiento básico de la cienci,a.
Tierra es de unos 25 ºC/km. Las rocas que se forman en
la superficie pueden ser tra.n sportadas a grandes profundidades por la subducción en un borde de placa convergente y quedar sometidas a un aumento de temperatura
y de presión. Durante la subducción, algunos minerales
pueden transformarse en otros minerales que sean más
estables bajo las condiciones de presión y temperatura
más altas.
La presión
Cuando las rocas quedan enterradas, están sometidas a
una presión litostática cada vez mayor; esta presión, resultado del peso de las rocas suprayacentes, se aplica
igualmente en todas las direcciones (• Figura 7:2a). Se
produce una situación similar cuando se sumerge un ob-
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......J
r88
CAPITULO 7
METAFORF I SMO Y ROCAS M ETAMÓ RFIC AS
jeto en agua. Por ejemplo, a cuanta más profundidad esté
sumergida en el océano una taza de espuma de poliestireno, más pequeña se hará, porque la presión aumenta
con la profundidad y se ejerce sobre la taza de igual manera en todas las direcciones, comprimiendo de este
modo el poliestireno (Figura 7.2b). ·
Igual que en el ejemplo de la taza de poliestireno,
las rocas están sometidas a un aumento de la presión li-
Presión vertical (Kbar)
o
0,5
1,0
1,5
2,0
2,5
tostática con la profundidad, de manera que los granos
de mineral de una roca pueden llegar a estar muy apretados . Bajo estas condiciones, los minerales pueden recristalizarse, convirtiéndose en minerales más densos y
de menor tamaño.
Junto co n la presión litostática resultante del enterramiento , las rocas también pueden experimentar
presiones dirigidas(• Figura 7.3). En este caso, las presiones no son iguales en todos los lados , por lo que la
roca se deforma. Normalmente, las presiones dirigidas
se producen durante la deformación asociada a la formación de montañas y pueden producir rasgos y texturas
metamórficas bien definidas .
La actividad de los fluidos
En casi todas las regiones m etamórficas eneontramos
agua y dióxido de carbono (C0 2 ) en distintas cantidades
a lo largo de los límites de los granos de mineral o en los
espacios porosos de las rocas. Estos fluidos , que pueden
contener iones en solución, facilitan el metamorfismo
incrementand? la velocidad de las reacciones químicas.
Bajo condiciones secas, la mayoría de los minerales reaccionan muy lentamente, pero cuando se introducen pe-
'E
2:-.
u
cu
u
u
e
5
:::J
15
o::
1 ki lobar (kbar) = 1.000 bares
Presión atmosférica al nivel del mar = 1 bar
(a)
(b)
• Figura 7.2
- - - -· - - - - - - - - ·
(a) La presión litostática se aplica por igual en todas direcciones en
la corteza terrestre deb ido al peso de las rocas suprayacentes. Así,
la presión aumenta con la profundidad, como indica la inclinación
de la línea negra. (b) Una situación semejante se produce cuando
envases de 200 m i de espuma de poliestireno se sumergen en el
océano a profundidades de aproximadamente 750 m y 1.500 m.
El aumento de la presión de l agua se ejerce igualmente en todas
direcciones en los envases, y éstos, en consecuencia, disminuye n
en vol umen mientras mantienen todavía su forma general.
Fuente: (a): De C. Gillen, Metamorph ic Geology, Figura 4.4, p. 73. Copyright
© 1982 Kluwer Academic Publishe rs. Reimpreso co n permiso del autor.
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• Figura 7.3
·- --··La presión dirigida es aquella que no se aplica uniformemente
a un objeto. Los granates rotados son un buen ejemplo de los
efectos de la presión dirigida aplicada a una roca durante el
metamorfismo. Este granate rotado (centro) proviene de un
esquisto del nordeste de Cerdeña.
~-··.
LOS TRES TIPOS DE M E TAMORFISMO
queñas cantidades de fluido, la velocidad de la reacción
aumenta, principalmente porque los iones se pueden
mover más fácilmente a través del fluido, y esto mejora
las reacciones químicas y la formación de minerales.
Las siguientes reacciones nos ofrecen un buen ejemplo de cómo se pueden formar minerales nuevos gracias
a la actividad de fluidos. El agua del mar moviéndose a
través de la roca basáltica caliente de la corteza oceánica transforma el olivino en el mineral metamórfico serpentina.
olivino
agua
serpentina
extraído
en solución
Los fluidos químicamente activos importantes en el
proceso metamórfico provienen principalmente de tres
fuentes. La primera es el agua atrapada en los espacios
porosos de las rocas sedimentarias cuando se forman.
La segunda es el fluido volátil del interior del magma.
La tercera fuente es la deshidratación de minerales portadores de agua como el yeso (CaS0 4 ·2H 2 0) y algunos
minerales de la arcilla.
LOS TRES TIPOS DE
METAMORFISMO
os geólogos reconocen tres tipos principales de
metamorfismo: El metamoefismo de contacto, en
el que el calor magmático y los fluidos actúan para
producir cambios; el metamorfismo dinámico, que es principalmente el resultado de altas presiones diferenciales
asociadas con una intensa deformación; y el metamorfismo
regional, que se produce dentro de un área grande y está
provocado principalmente por las fuerzas que forman las
montañas. Aunque hablaremos de cada tipo de metamor. fismo por separado, el límite entre ellos no está siempre
bien definido y depende en gran medida de cuál de los tres
agentes de metamorfismo fue el dominante.
Metamorfismo de contacto
El metamorfismo de contacto tiene lugar cuando una
masa de magma altera la roca de caja que la rodea.
A poca profundidad, el magma intrusivo eleva la temperatura de la roca de alrededor, provocando alteraciones
térmicas. Además, la liberación de fluidos calientes en
la roca de caja debido a ·la intrusión refrigerante puede
ayudar a la formación de minerales nuevos.
La temperatura inicial y el tamaño de la intrusión,
así como el contenido de fluidos del magma y/o la roca
189
de. caja son factores importantes en el metamorfismo de
contacto. La temperatura inicial de una intrusión está
controlada, en parte, por su composición: los magmas
básicos están más calientes que· los félsicos y tienen,
por tanto, un mayor efecto termal sobre las rocas que
los rodean. El tamaño de la intrusión también es importante. En el caso de intrusiones pequeñas, como
diques y sills, normalmente sólo las rocas que se encuentran en contacto directo con la intrusión resultan
afectadas. Debido a que las intrusiones grandes, como
los batolitos, tardan mucho en enfriarse, el aumento de
temperatura en la roca de alrededor puede durar el
tiempo suficiente como para que resulte afectada una
zona más grande.
Las temperaturas pueden alcanzar cerca de 900 ºC
en la zona adyacente a una intrusión, pero van descendiendo gradualmente con la distancia. Los efectos de
dicho calor y las reacciones químicas resultantes se producen normalmente en zonas concéntricas conocidas
como aureolas (• Figura 7.4). El límite entre una intrusión y su aureola puede ser brusco o transicional.
Las aureolas metamórficas varían en anchura dependiendo del tamaño, temperatura y composición de la
intrusión, así como de la mineralogía de la roca de caja
de alrededor. Normalmente, los cuerpos intrusivos grandes tienen varias zonas metamórficas, cada una de ellas
caracterizada por asociaciones de minerales bien definidas que indican el descenso de temperatura según la distancia desde la intrusión (Figura 7.4). La zona más
cercana a la intrusión, y por tanto sujeta a las temperaturas más altas, puede contener minerales metamórficos
de alta temperatura (es decir, minerales en equilibrio con
el entorno de temperatura más alta), como por ejemplo,
silimanita. Las zonas exteriores pueden estar caracterizadas por minerales metamórficos de temperatura más
baja, como clorita, talco y epídota.
El metamorfismo de contacto puede producirse
como resultado no sólo de las intrusiones ígneas, sino
también de las coladas de lava(• Figura 7.5). Las coladas de lava sobre el terreno pueden alterar termalmente
a las rocas subyacentes. Mientras que resulta fácil reconocer una colada de lava reciente y el metamorfismo de
contacto resultante de las rocas subyacentes, es menos
obvio si un cuerpo ígneo es intrusivo o extrusivo en un
afloramiento de rocas donde las rocas sedimentarias aparecen encima y debajo del cuerpo ígneo. El reconocimiento de qué unidades de rocas sedimentarias se han
metamorfizado permite a los geólogos determinar si el
cuerpo ígneo es intrusivo (como un sill o un dique) o ex- .
trusivo (una colada de lava). Dicha determina¿~ es crítica a la hora de la reconstrucción de la historia geológica
de un área (véase el Capítulo 17), y además puede tener
importantes implicaciones económicas.
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CAPITULO
7
M E T A FORFISMO Y RO CA S MET A MÓRFI CA S
• Figura 7.4
- ---
Zona exterior de
pizarras mosqueadas
Zona interior
de corneana
de andalucita
y cord ierita
Roca de caja
inalterada
Zona intermedia
con algo de biotita
.Batolito
de-granito
Los fluidos también juegan un papel importante en el
metamorfismo de contacto. Muchos magmas están húmedos y contienen fluidos químicamente activos calientes que pueden emanar a la roca de alrededor. Estos
fluidos pueden reaccionar con la roca y ayudar a la formación de minerales nuevos. Además , la roca de caja puede contener fluidos en sus poros que, al ser calentados por
el magma, también aumentan la velocidad de la reacción.
La formación de minerales nuevos mediante el metamorfismo de contacto no sólo depende de la proximidad a la intrusión, sino también de la composición de la
roca de caja. Las lutitas, así como las calizas y dolomías
impuras son particularmente susceptibles a la formación
de minerales nuevos por metamorfismo de contacto,
mientras que las areniscas puras o las calizas puras normalmente no lo son.
Como el calor y los fluidos son los principales agentes del metamorfismo de contacto, generalmente se re-
• Figura 7.5
--------···----
~
Una aureola metamórfica a menudo
rodea muchas intrusiones ígneas. La
aureola metamórfica asociada con este
batolito de granito idealizado contiene
tres zonas de asociaciones minerales
que reflejan las disminuciones en la
temperatura con la distancia a la
intrusión. Una corneana con andalucita
y cordierita se forma junto al batolito.
Seguidamente una zona intermedia de
recristalización extensa en la que se
desarrolla algo de biotita, y má s lejos
de la intrusión en la zona exterior,
presenta pizarras mosqueadas .
conocen dos tipos de rocas metamórficas de contacto:
aquéllas que se dan como resultado de la cocción de la
roca de caja y las que son alteradas por soluciones calientes. Muchas de las rocas que se producen por metamorfismo de contacto tienen la textura de la porcelana; es
decir, son duras y de grano fino . Esto es particularmente
cierto en las rocas con un alto contenido en arcilla, las
lutitas. Dicha textura es debida a que los minerales de la
arcilla de la roca se cuecen, del mismo modo que se cu ece una vasija de arcilla cuando se mete en un horno.
Dµrante las fases finales del enfriamiento, cuando
el magma que realiza la intrusión empieza a cristalizar, a
menudo se liberan grandes cantidades de soluciones
acuosas calientes. Estas soluciones pueden reaccionar
con la roca de caja y producir minerales metamórficos
nuevos. Este proceso, que normalmente ocurre cerca de
la superficie terrestre, se llama alteración hidrotermal
(del griego hydro, «agua» y therme , «calor») y puede dar
'--·----
Una colada intensamente
meteorizada de lava basáltica
cerca de Susanvi ll e, Ca lifornia,
ha alterado una ceniza
vo lcánica riolítica inferior por
metamorfismo de contacto.
La zona r'oja debajo del flujo
de lava ha sido cocida por el
calor de la lava cuando fluyó
sobre la capa de ceniza. La
colada de lava demuestra la
meteorización esferoidal, un
tipo de meteorización común
en rocas fracturadas (véase el
Capítu lo 6). ·
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\ ,__
/
LOS TRES TIPOS DE METAMORFISMO
191
lugar a valiosos depósitos minerales. Los geólogos creen
que muchos de los depósitos minerales del mundo son el
resultado de la migración de iones metálicos en soluciones hidrotermales. Algunos ejemplos son los minerales
de cobre, oro, hierro, estaño y cinc en diversos lugares,
como Australia, Canadá, China, Chipre, Finlandia, Rusia y el oeste de Estados Unidos.
Metamorfismo dinámico
La mayor parte del metamorfismo dinámico está relacionado con zonas de falla (fracturas a lo largo de las
cuales se ha producido algún movimiento), donde las rocas están sometidas a altas presiones dirigidas.
Las rocas me~amórficas que resultan del metamorfismo dinámico puro se llaman milonitas y, normalmente, están limitadas a zonas estrechas adyacentes a las
fallas. Las milonitas son rocas duras, densas y de grano
fino , muchas de ellas caracterizadas por finas laminaciones(• Figura 7.6). La zona de cizalla de Moine, en el
noroeste de Escocia, y partes de la falla de San Andrés,
en California (véase el Capítulo 2), son dos de los contextos tectónicos donde se producen milonitas .
Metamorfismo regional
La mayoría de las rocas metamórficas se dan como resultado del metamorfismo regional, que se produce
en un área amplia, normalmente a causa de elevadas
temperaturas, presiones y deformaciones dentro de las
partes más profundas de la corteza. El metamorfismo
regional es más obvio en los bordes de placas convergentes, donde las rocas sufren una intensa deformación y recristalizan durante la convergencia y la subducción. Dentro de estas rocas metamórficas, existe
normalmente una gradación de intensidad metamórfica, de áreas sometidas a las presiones más intensas y/o
a las temperaturas más altas, a áreas de temperaturas y
presiones más bajas. Podemos reconocer dicha gradación en el metamorfismo por los minerales metamórficos presentes.
El metamorfismo regional no está limitado sólo a los
márgenes convergentes. También se produce en áreas
donde las placas divergen, aunque normalmente en profundidades mucho más someras debido al elevado gradiente geotermal asociado a estas áreas.
Gracias a estudios de campo y experimentos de laboratorio sabemos que ciertos minerales se forman solamente dentro de unos ámbitos de temperatura y de
presión específicos. A estos minerales se los conoce
como minerales índice porque su presencia permite a
los geólogos reconocer las zonas metamórficas de grado
bajo , medio y alto (• Figura 7. 7).
• Figura 7.6 ·
--------- -·--- ---- ------ ------ --------------------Milonita de las Tierras Altas de Adirondack, Nueva York. Observe
las finas laminaciones.
Cuando una roca rica en arcilla, como la lutita, sufre
metamorfismo, s~ forman minerales nuevos como resultado de los procesos metamórficos. Por ejemplo, la clorita, se forma bajo temperaturas relativamente bajas; de
unos 2·00 ºC, por lo que su presencia indica un metamorfismo de grado bajo. A medida que las temperaturas
y ·presiones siguen aumentando, se forman minerales
nuevos que son estables bajo esas condiciones. Por tanto , existe una progresión en la aparición de minerales
nuevos desde la clorita, cuya presencia indica metamorfismo de grado bajo, a la silimanita, cuya presencia indica metamorfismo de grado alto y temperaturas superiores
a 500 ºC.
Las composiciones de roca diferentes desarrollan diferentes mine·r ales índice. Por ejemplo, cuando las dolomías sufren un metamorfismo, producen un conjunto de
minerales índice totalmente diferente. Por tanto, normalmente se forma un conjunto específico de minerales
índice en tipos de roca específicos a medida que el metamorfismo progresa.
Aunque minerales tan comunes como la mica, el
cuarzo y los feldespatos pueden producirse tanto en rocas ígneas como metamórficas, otros minerales, como la
andalucita, la sillimanita y la cianita se forman generalmente sólo en rocas metamórficas derivadas de sedimentos ricos en arcillas. Aunque estos tres minerales
tienen la misma fórmula química (Al 2 Si0 5 ), se diferen- .
cían en la estructura cristalina y otras características físicas, porque cada uno de ellos se forma bajo un ~ango
de presiones y temperaturas diferentes. Por consiguiente, a veces se los utiliza como minerales índice de rocas
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CA PITULO
7
METAFORFISMO Y RO CAS METAMÓRFICAS
Inalterada
Grado
medio
Grado bajo
(200 ºC)
Grado alto
(800 ºC)
Arcilla
Clorita
Moscovita
• Figura 7.7
Granate
Minerales
Estaurolita
Sillimanita
Feldespato
...
Rocas
Cuarzo
Lutita
m e tamórficas formadas a partir de sedimentos ricos en
arcilla.
CLASIFICACIÓN DE LAS
ROCAS METAMÓRFICAS
as rocas metamórficas se dividen normalme nte
en dos grupos : aquéllas que presentan una textura foliada (del latín f olium , «hoja») y aquéllas
que tienen una textura no foliada (Tabla 7 .1).
Rocas metamórficas foliadas
Normalmente, las rocas sometidas al calor y a una presión dirigida durante el metamorfismo tienen los minerales dispuestos e n p aralelo, lo que les da una textura
foliada (• Figura 7.8). El tamaño y la forma de los granos del mineral determinan si la foliación es fina o gruesa. Si la foliación es tal que no se pueden reconocer los
granos individuales sin aumento, la roca es una pizarra
(• Figura 7 .9a). Se produce una foliación gruesa cuando
los minerales granulares, como el cuarzo y el feldespato,
se segregan en zonas más o menos paralelas que difieren en composición y color, como en el gneis. Las rocas
metamórficas foliadas pueden ordenarse según el tamaño de grano cada vez más grueso y la perfección de la fo- .
liación.
.
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Cambio en la asociación minera l y
en el tipo de roca con el aumento
del metamorfismo en la lutita.
Cuando una roca rica en arcill a,
como la lutita, sufre un aumento del
metamorfismo, se forman nuevos
minerales, como se muestra co n la s
barras co loreadas. La aparici ón
progresiva de determinados
m inerales permite a los geólogos
reconocer las zonas met amórficas
de grado bajo, medio y alto. .
La pizarra es una roca m etamórfica de grano muy
fino que, norm almen te, muestra pizarrosidad (Figura
7.9b). La pizarra es el resultado del metamorfismo regional de grado bajo de lutitas o, lo que es menos probable, d e c e niza volcánica. Al poder ser dividida
fácilmente a lo largo de planos de pizarrosidad en placas
lis as , la pizarra es una roca excelente para hacer tejados , baldosas para el suelo, tableros de m esas de billar y
pizarras.
Los diferentes colores de la m ayoría de las pizarras
son de bidos a cantidades mínimas de grafito (negro), óxido de hierro (rojo y morado) y clorita (verde) .
Lafilita es parecida a la pizarra en su composición ,
pero con granos más gruesos. Sin embargo, los minerales son aún dem asiado pequ eños p ara ser identificados
sin algún tipo de aumento. La filita se puede distinguir
de la pizarra por su brillo reluciente (• Figura 7 .1 O). Representa un tamaño de grano intermedio entre la pizarra
y el esquisto .
El esquisto se produce principalmente mediante el
m e tamorfismo regional. El tipo de esquisto formado depende de la intensidad del metamorfismo y del carácter
de la roca original (• Figura 7 .11) . El metamorfismo de
muchos tipos de rocas puede producir esquisto, aunque
la mayoría del esquisto parece haberse forma~o a partir
de rocas sedimentarias ricas en arcillas.
Todos los esquistos contienen más de un 50% de min erales ·alargados y laminares, todos ellos lo suficientemente grandes como para ser clara mente visibles. Su
composición mineral confiere una esquistosidad o folia -
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓR F ICAS
193
Tabla 7.1
Clasificación de las rocas metamórficas comunes
Textura
Roca
metamórfica
Minerales típicos
Grado
metamórfico
Características
de las rocas
Foliada
Pizarra
Arcillas, micas, cloritas
Bajo
Grano fino, se divide
fácilmente en piezas
planas
Lutitas, ceniza volcánica
Fil ita
Cuarzo de grano fino,
micas, clorita
Bajo a medio
Grano fino, brillo
reluciente
Lutitas
Esquisto
Micas, clorita, cuarzo, Bajo a alto
talco, hornblenda, granate, estaurolita, grafito
Foliación distintiva
(esquistosidad), visible
e.n los minerales
Lutitas, carbonatos,
rocas ígneas máficas
Gneis
Cuarzo, feldespatos,
hornblenda, micas
Alto
Bandas oscuras y claras
segregadas (bandeado
gnéisico)
Lutitas, areniscas, rocas
ígneas félsicas
Anfibolita
Hornblenda,
plagioclasa
Medio a alto
Óscura, débilmente
foliada
Rocas ígneas básicas
Migmatita
Cuarzo, feldespatos,
hornblenda, micas
Alto
Vetas o lentículas de
granito entremezcladas
con gneis
Rocas ígneas félsicas
mezcladas con rocas
sedimentarias
Mármol
Calcita, dolomita
Bajo a alto
Granos de calcita o
dolomita que
reaccionan con HCI
Caliza o dolomía
Cuarcita
Cuarzo
Medio a alto
Granos de cuarzo,
duros y densos
Arenisca de cuarzo
Roca verde
Clorita, epidota,
hornblenda
Bajo a alto
Grano fino, verde
Rocas ígneas básicas
Corneanas
Micas, granates,
andalucita, cordierita,
cuarzo
Bajo a medio
- Granos finos y
equidimensionales,
duros y densos
Lutitas
Antracita
Carbono
Alto
Negro, brillante,
fractura subconcoide
Carbón
No foliada
1
Orden aleatorio de
minerales alargados
antes de aplicar
presión en ambos
lados
(a)
,
Roca madre
Minerales alargados
orden ados paralelamente
como resultado de
aplicar presión en
ambos lados
• Figura 7.8
_____ - --- ·----- --------------·(a) Cuando las rocas están sometidas a la presión dirigida, los granos
minerales se disponen paralelos, produciendo una textura foliada.
(b) Fotomicrografía de una roca metamórfica con una textura foliada
que muestra la disposición paral ela de los granos minerales.
-~-----·
_ -'
(b)
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_j
194
CAPITULO 7
METAFORF I SMO Y ROCAS METAMÓRF I CAS
(a)
ción esquistosa a la roca que normalmente produce una
separación ondulada cuando se divide. La esquistosidad
es común en entornos metamórficos de grado bajo a alto,
y conocemos cada tipo de esquisto por su mineral o minerales más destacados, como el esquisto con mica, el
esquisto con clorita y el esquisto con talco.
El gneis es una roca metamórfica con vetas o bandas segregadas de minerales claros y oscuros. Los gn eis
están compuestos principalmente de minerales granulares como cuarzo y/o feldespato, con un menor porcentaje de minerales alargados y laminares, como micas o
anfíboles (• Figura 7. 12).
El cuarzo y el feldespato son los principales minerales de color claro, mientras que la biotita y la hornblenda son los típicos minerales oscuros. Normalmente, el
gneis se rompe de una manera irregular, de manera similar a las rocas cristalinas no foliadas de grano grueso.
La mayoría de los gneises procede probablemente de
la recristalización de rocas sedimentarias ricas en arcillas durante el metamorfismo regional (Tabla 7 .1). El
gneis también se puede formar a partir de rocas ígneas
como el granito o de rocas metamórficas más antiguas.
Otra roca metamórfica foliada bastante común es la
anfibolita. Es una roca oscura, compuesta principalmente de hornblenda y plagioclasa. El alineamiento de
los cristales de hornblenda produce una textura ligeramente foliada. Muchas anfibolitas son el resultado de un
metamorfismo de grado medio a alto de rocas ígneas ricas en silicatos ferromagnesianos , como el basalto.
''-,
(b)
• Figura 7.9
(a) Muestra de mano de p izarra. (b) Este panel d e p iza rra d e
A rvonia, de la ca ntera d e pizarra d e A lbemarne, Virg inia, muestra
la estratificació n (lado superior d erecho a inferio r izquierdo)
formando un ángulo con la pizarrosidad.
l ·,
(a)
(b)
• Figura 7.10
Muestra de fi lit a. Observe el brill o resplandeciente así como
la estratificación (lado sup erior izq uierdo a inferior derecho)
formando un ángulo con la foliación del espécimen.
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• Figura 7.11
Esquist o. (a) Esquisto con g ranat e y mica. (b) Esquist o con
hornblenda, mica y g ranat e.
C LAS I F I CACIÓN DE LAS RO CAS METAMÓRF I CAS
195
Empecemos con una pizarra pura
L
a pizarra es una roca m etam ó rfica
común que tiene muchos usos. Dos
de ellos son la superficie de juego
de las mesas de billar y los tejados.
Aunque la pizarra sea abundante en el
mundo, la mayor parte de ella es inapropiada
par.a las m esas de billar. Para las mesas de
b illar, la pizarra d ebe tener un grano muy fino,
d e forma q ue se pueda pu lir para conseguir
una superficie lisa, algo elástico, para que se
dilate y contra iga con el marco de madera de
la mesa, y esencialmente impermeable.
A ctua lmente, Brasil, Chi na, India e Italia son
los mayores exportadores de mesas d_e billar
fabricadas con p izarra, siendo las m ejores las
de la regió n de Lig uria, al norte de Italia. La
mayoría de las mesas de calidad usan, po r lo
menos, 1 pizarra de unos 2,5 cm de grosor
que se parte en tres trozos. Aunque la
utilización de t res t rozos requiere trabajo extra
para asegu rar un ajuste p erfecto y una
superficie lisa, una mesa con tres p iezas es
preferibl e a las de una sólo porque es menos
probable que se fracture. Además, la pizarra
es generalmente algo más g rande que la
superficie de juego, de modo que se extiende
por d ebaj o de las b arandas de la mesa, dando
así una fu erza adicio nal a ést as y estabilidad a
la m esa. Además, una rnesa d e ca lidad tendrá
un apoyo d e madera pegado a la cara inferior
de la pizarra d e m odo que el tapete que se
estira fuertemente sobre la superficie de la
pizarra se pueda coser con grapas a la madera
para proporcionar una superfi cie de juego lisa.
La pizarra se ha util izado como una materia
de t echado durante siglos. Cuándo se instala y
se mantiene apropiadamente, dura
norm almente entre 60 y 125 años; muchos
t echos de p iza rra han d urado más de 200 años.
En los Est ados Unidos, la pizarra para tejados
tien e sombras de gris, verde, púrpura, negro y
rojo (• Figura 1). Existen 36 tamaños estándar
de tejas, que van de 30,5 a 61 cm de largo, con
una anchura de alrededor de la mitad de la
longitud. La teja típica de pizarra tiene
generalmente de 0,6 cm de grosor. Se pueden
utilizar t ejas más g ru esas, pero es m ás duro
trabajar con ellas y aumentan mucho el peso del
t echo.
Los años entre 1897 y 1914 presencia ron el
cen it del techado con pizarra en EE.UU. , tanto
en calidad como en cantidad. Al fina l del siglo
XIX, más de 200 canteras de pizarra operaban en
13 est ados. Con la introducción de tablillas de
asfalto, q ue se pueden p roducir masivamente,
transportar fácilmente. e inst alar con un coste
mucho más bajo que las de p izarra, la industria
de la pizarra en los Estados Unidos comenzó a
decaer al rededor de 1915. La renovada
popularidad de la conservación histórica y el
reconocimiento de la durabi lidad de la p izarra,
sin embargo, han t raíd o un resurgimient o de
est a industria. No es inusual en estos días para
la geología estar encima de la cabeza y baj o los
pies.
• Figura 1
---~---------------
Diferentes pizarras coloread as componen el
t ej ado de esta escuela de enseñanza primaria en el
monte Pleasant, Michigan.
Fuente: Reed Wicander
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CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS
• Figura 7.14
- - - --------------- - -·--··-- - - ------- -- ------·------- Las texturas no fo liadas se ca racterizan por un mosaico de
minerales más o menos equidimensiona les, como en esta
fotomicrografía del mármol.
El mármol es una roca metamórfica bien conocida
compuesta predominantemente por calcita o dolomita; el
tamaño de sus granos varía de fino a grueso (véase la foto
al inicio del capítulo y la • Figura 7. l Sa). El mármol se
produce como resultado del metamorfismo de contacto o
regional de calizas o dolomías (Tabla 7 .1 ). El mármol puro
es blanco como la nieve o azulado, pero existen muchas;
variedades de color debido a la presencia de impure:z;as mi-·
nerales en la roca sedimentaria original. La suavidad del
mármol, su textura uniforme y sus colores variados lo han
convertido en la roca favorita de constructores y escultores
197
a fo largo de la historia (véase la Introducción y «Las múltiples aplicaciones del mármol» en las páginas 198 y 199).
La cuarcita es una roca compacta y dura formada a
partir de areniscas con cuarzo bajo condiciones metamórficas de grado medio a alto durante un metamorfismo de
contacto o regional (Figura 7. l Sb). Como la recristalízación es tan completa, la cuarcita es de una resistencia uniforme y, por tanto, cuando se la golpea, se rompe a través
de los granos de cuarzo en lugar de hacerlo alrededor de
ellos. La cu.arcita pura es blanca, pero el hierro y otras impurezas le confieren un color rojizo u otro diferente. La
cuarcita se utiliza comúnmente como material base en la
construcción de carreteras y vías de ferrocarril.
Aplicamos el nombre de roca verde a cualquier roca
ígnea, básica, alterada, compacta y verde oscura que se
forma bajo condiciones metamórficas de grado bajo a
alto. El color verde es consecuencia de la presencia de
clorita, epídota y hornblenda.
Las corneanas son rocas metamórficas no foliadas de
grano fino , resultantes de un metamorfismo de contacto,
que están compuestas por varios granos minerales equidimensionales. La composición de las corneanas depende directamente dela composición de la roca original, y
se conocen muchas variedades.
Sin embargo, la mayoría de las corneanas se derivan,
aparentemente, del metamorfismo de contacto de rocas
sedimentarias ricas en arcilla o de dolomías impuras.
La antracita es un ·carbón duro; brillante .y negro que
contiene un alto porcentaje de .carbono fijado y un porcentaje bajo de componente volátil. Normalmente, se'
forma a partir del metamorfismo de carbones de grado
más bajo por el calor y la presión y, por eso, muchos geólogos la consideran una roca metamórfica.
1
1
1
)!
Metamorfismo
m
o
~
m
"'
Caliza
(a)
Mármol
"'~
Metamorfismo
• Figura 7.15
m
~
~
m
"'
Cuarzoarenita
(b)
Cuarcita ·
Metamorfismo. (a) El mármol
resulta del metamorfismo de las
rocas sedimentarias caliza o
dolomía. (b) La cuarcita resulta ·
del metamorfismo de la. are~ isca
de cuarzo (cuarzoarenita).
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j
~--,S
ti ___
e--.
delmarmol
El mármol es una roca extraordinaria que tiene múltiples aplicaciones. Formado a partir
de Ja caliza o de dolomía por procesos metamórficos térmicos y de presión, el mármol
aparece en una diversidad de colores y texturas.
Ha sido usado por escultores y arquitectos durante
siglos en estatuas, monumentos, como piedra de
recubrimiento y principal en edificios y estructuras,
tanto para Jos suelos como para otros usos ·
ornamentales y estructurales. También se puede
encontrar en pasta de dientes y como fuente de cal
en fertilizantes agrícolas.
La Afrodita de Melos, también conocida como la Venus de
Milo, es una de las obras más identificables del arte en el
mundo entero. Fechada alrededor del 150 a.c., fue esculpida
por un artista desconocido durante el período Helenístico y
tallada en mármol de Parian, de fama mundial, proveniente
de Paros, en las Cícladas. Hoy, la Venus de Milo atrae a
miles de visitantes al año al museo del Louvre en París,
donde se puede observar y apreciar.
El mármol se ha usado mucho como
piedra de construcción a través de las
épocas y en todo el mundo. Por ejemplo,
el Partenón griego fue construido con
mármol blanco del monte Pentelicus,
en el Ática.
El Taj Mahal, en India, se construyó
en gran parte con mármol de
Makrana extraído de las colinas
situadas al sudoeste de Jaipur, en
Rajastán. Además de su uso principal
como material de construcción, el
mármol se usó en toda la estructura
artística y en flores de mármol
detalladamente esculpidas (derecha).
En su totalidad, 20.000 trabajadores
tardaron 17 años en construir el Taj
Mahal, de 1631a1648.
En los Estados Unidos, el mármol se usa como una piedra de
construcción en muchas estructuras y se extrae de muchos
yacimientos. Se usó en diferentes edificios y monumentos en Washington, D.C. El Washington Monument se construyó con tres
tipos diferentes de mármol. Los primeros 152 pies del monumento,
construido entre 1848 y 1854, están revestidos con el mármol de la
cantera de Texas, Maryland. Después de casi 25 años prácticamente
sin actividad, la
construcción se reanudó
con cuatro hileras de
mármol blanco de Lee,
Massachusetts, que se
añadió por encima del
mármol de Texas. Este
mármol era demasiado
caro, así que la parte
superior del monumento
se terminó con el
mármol Cockeysville de
las canteras de
Cockeysville, Maryland.
Los tres se pueden
distinguir por las leves
diferencias de color.
El Peace Monument, en Pennsylvania Avenue,
junto al ala oeste del Capitolio se construyó con "'
mármol blanco de Garrara, Italia, una localidad ~
famosa por su mármol. ~
Una cantera de mármol en el centro norte
de Vermont. Vermont es conocida por
producir. algunos de los mármoles más
finos de los Estados Unidos.
J
Otro ejemplo de edificio de mármol en Washington, DC, es el
monumento de Lincoln, construido de mármol·de Colorado Yule
Marble, extraído en Marble, Colorado. Este mármol blanco muy
puro se ha usado no sólo para el monumento de Lincoln, sino para
otros muchps edificios prominentes en todos los Estados Unidos . .
200
CAPÍTULO
7
METAFORFISMO Y ROCAS METAMÓRFICAS
"ZONAS Y FACIES
METAMÓRFICAS
1 primer estudio sistemático de las zonas metamórficas lo llevaron a cabo, a finales del siglo
XIX, George Barrow y otros geólogos británicos
mientras trabajaban en los esquistos de Dalradian, en el
suroeste ·de las Tierras Altas escocesas. Aquí, las rocas
sedimentarias ricas en arcilla han sido sometidas a un
metamorfismo regional, y las rocas metamórficas resultantes pueden dividirse en diferentes zonas basándonos
en la presencia de asociaciones de silicatos distintivos.
Estas asociaciones de minerales, reconocidas por la presencia de uno o más minerales índice, indican diferentes
grados de metamorfismo. Los minerales índice que Barrow ,y sus colegas eligieron para representar la intensidad metamórfica creciente fueron: clorita, biotita,
granate, estaurolita, .cianita y sillimanita (Figura 7. 7).
Observemos que estos son los minerales metamórficos
producidos a partir de rocas sedimentarias ricas en arcilla. Otras asociaciones de minerales y minerales índice se
producen a partir de rocas con diferentes composiciones
originales,
La aparición suc~siva de minerales índice metamórficos indica el aumento o disminución gradual de inten-
sidad metamórfica. Moviéndonos de zonas de grado inferior a superior, la primera aparición de un mineral índice en particular indica la localización de las
condiciones de temperatura y presión mínimas necesarias para la formación de ese mineral. Cuando unimos
las ubicaciones de las primeras apariciones de ese mineral índice en un mapa, el resultado es una línea de igual
intensidad metamórfica o isograda. La región situada entre isogradas se llama zona nietamórfica. Mediante la
observación de la incidencia de minerales índice metamórficos, los geólogos pueden construir un mapa que
muestre las zonas metamórficas de un área entera (• Figura 7.16).
Numerosos estudios de diferentes rocas metamórficas han demostrado que, aunque la textura y composición de cualquier roca puede verse alterada por el
metamorfismo, la composición química global puede
cambiar muy poco. Por consiguiente, las diferentes asociaciones de minerales encontradas en rocas metamórficas de grado cada vez más alto derivadas de la misma
roca original, son el resultado de cambios de temperatura y presión.
Una facies metamórfica es un grupo de rocas metamórficas caracterizadas por asociaciones de minerales concretos, formadas bajo las mismas condiciones
de presión y temperatura (• Figura 7 .1 7). Cada facies
toma el nombre de su mineral o roca más característi-
ZONAS METAMÓRFICAS
C:=! Rocas no metamorfizadas
más jóvenes
Lago
Superior
C:=! Clorita
C:=! Biotita
C:=! Granate
-
Lago
Superior
Estaurolita
• Figura 7.16
Sillimanita
Zonas metamórficas en la península
Upper, de Michigan. Las zonas en esta
región se basan en la presencia de
asociaciones de silicatos
característicos que resultan del
metamorfismo de rocas sedimentarias
durante un intervalo de formación de
montañas e intrusión granítica
subordinada durante el Eón
Proterozoico, hace alrededor de 1.500
millones de años. Las líneas que
separan las diferentes zonas
metamórficas son isogradas. Fuente: De
MICHIGAN
Marquette.
o
H. L. James, G. S. A Bulletin, vol. 66 (1955),
WISCONSIN
50
placa 1, página 1.454, con permiso del
ed itor, la Geological Society of America,
km
Bou lder, Colorado. USA Copyright© 1955
Geological Society of America.
© Cengage Learíling Paraninfo
I NFLUENC I A DE L A TECTÓN I CA_ DE PLA CAS EN EL M E TAMORF I SMO
16
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Aunque normalmente se aplica a zonas donde las rocas originales eran ricas en arcilla, el concepto de facies
metamórfica puede utilizarse con modificación en otras
situ aciones . Sin e mbargo, no lo podemos utilizar e n
áreas donde las rocas originales fueran areniscas de cuarzo puras o dolomías o calizas puras . Dichas rocas sólo
producirían cuarcitas y m ármoles, respectivamente.
o
I
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201
Sanidinita
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5
o
100 200 ' 300 400 500 600 700 800 900 1.000
Temperatura (ºC)
INFLUENCIA DE LA
TECTÓNICA DE PLACAS
EN EL METAMORFISMO
• Figura 7.17
Un esquema p resió n-temperatura muestra dónde se presenta n las
diversas facies metamórficas. Una facies se caracteriza por una
asociación mineral particular que se form ó bajo las mismas amplias
condiciones de temperatura y presión. Cada facies t o ma el
nombre de su minera l o roca más caracte rístico. Fuente: De AGI Data
Sheet 35.4, AGI Data Sheets, 3.' edición (1989) con el amable permiso del
American Geological lnstitute. Para obtener más información, visite la
pág ina Web www.agiweb. org.
co, Por ejemplo, el mineral metamórfico verde clorita,
que se forma bajo presiones y te mperaturas rela tivamente bajas , da lugar a rocas que pertenecen a la f acies del esquisto verde. Otra s facies m e tamórficas ,
como las faci es de la anfibolita y de la granulita que se
desarrollan bajo presiones y temperaturas cada vez más
altas.
Zona de alta temperatura y
alta presión
(fac ies anfiboli ta-granu lita)
Zona de baja temperatu ra
y alta presión
(faci es de esquisto azul)
· unque el ~etamorfismo está relacionado con
los tres tipos de bordes de placas (véase -la
Figura 1.11 ), es más común en los bordes de
placa convergentes. Las rocas m e ta mórficas se forman
en b ordes de placas convergentes porque la temperatura
y la presión .a umentan como resultado de las colisiones
de las placas.
La • Figura 7 .18 ilustra los diversos sistemas de
temperatura-presión que se producen en el borde de placas litosféricas oceánica y continental y el tipo de facies
y rocas meta mórficas que pueden darse : Cuando una
placa oceánica colisiona con una placa continental, se
genera una tremenda presión cuando la placa oceánica
subduce. Como la roca es mala conductora del calor, la
fría placa oceánica en descenso se calienta lentamente,
y el m etamorfismo se produce principalmente por el au-
Zona de alta temperatura y
baja presión
(metamorfi smo de contacto)
Trinchera o tosa
superior
oceánica
Astenosfera
• Figura 7.18
Facies metamórficas resultantes de
diversas co ndiciones de temperatura y
presión producidas a lo larg o del borde
conve rgente entre placas co ntinenta l y
oceánica.
© Cengage. Learning Paraninfo
202
CAPITULO
7
METAFORF I SMO Y ROCAS METAMÓRFI CAS
mento de la presión con la profundidad. El metamorfismo de este dpo de entorno produce rocas típicas de la
facies de esquistos azules (baja temperatura, alta presión),
que está caracterizada por el anfíbol azul, glaucofana (Figura 7 .1 7). Los geólogos utilizan la presencia de rocas
de facies de esquistos azules como evidencia de zonas de
subducción antiguas. Podemos encontrar un ejemplo excelente de metamorfismo de esquisto azul en las cordilleras de la costa de California.
Aquí, rocas del Complejo Franciscano sufrieron un
metamorfismo bajo unas condiciones de temperaturas bajas y altas presiones, que indican claramente la presencia de una zona de subducción anterior (• Figura 7 .19).
A medida que co~tinúa la subducción en el borde de
las placas litosféricas oceánica y continental, tanto la temperatura co~o la presió~ aumentan con la p~ofundidad y
dan lugar a rocas metamórficas de grado alto. Con el tiempo, la placa en descenso empieza a fundirse y genera magma que se desplaza hacia arriba. Este magma en ascenso
puede alterar la roca circundante mediante un metamorfismo de contacto, produciendo migmatitas en las porciones más profundas de la corteza y corneanas en las zonas
menos profundas. Este tipo de ambiente está caracterizado por temperaturas altas y presiones de bajas a medias.
Aunque el m etamorfismo es más común en los márgenes de placás ·convergentes, muchos bordes de placas divergentes se caracterizan por el metamorfismo de contac-
to. El magma en ascenso en las dorsales oceamcas
calienta las rocas adyacentes, produciendo minerales y texturas metamórficas de contacto. Además del metamorfismo de contacto, los fluidos que emanan del magma en ascenso -y su reacción con el agua marina- con frecuencia
producen soluciones hidrotermales portadoras de metales
que pueden precipitar minerales de valor económico.
Con el tiempo, estos depósitos pueden ser trasladados a la superficie de la Tierra por una posterior actividad tectónica. Los depósitos de cobre de Chipre son un
buen ejemplo de esta actividad hidrotermal (véase el Capítulo 2).
METAMORFISMO Y
RECURSOS NATURALES
--------
uchas de las rocas y minerales metamórficos
son recursos naturales valiosos. Aunque estos recursos incluyen varios tipos de depósitos
minerales, las dos rocas metamórficas más conocidas y utilizadas son el mármol y la pizarra, que, como ya hemos visto, llevan siglos utilizándose de diversas maneras.
Muchos depósitos minerales se producen como resultado del me tamorfismo de contacto, durante el éual
A'
San
Corteza oceánica
Complejo Franciscano,
zona de baja temperatura
y alta presión donde se
desarrollan facies de
esquistos azules
•
complejo
Franc iscano
o
200
km
• Figura 7.19
- - ------·-------------- - -- ------------------------------------
Mapa d e California que muestra la ubicación del Complejo Franciscano y una reconstru cción esquem ática del ambiente en el que se
met amo rfizó regionalmente en co~diciones de baj a t emp erat ura y alta presión d e subducción hace aproximadamente 150 millones de
años.-La línea roj a en el m·apa índice muestra la orientació n de la reconstrucció n co nforme a la g eografía actual. Fuente: De «Effects of Late
Jurassic-Early Tertiary Subductión in Ca lifornia,» San Joaquín Geo/ogical Society Short Course, 1977, 66, Figura 5-9. Reimpreso con permiso.
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RE SU M EN D EL C APfTUL O
Tabla 7.2
- - - -- - - - - -- - - - - - - - - - - ·
203
--~--------
Principales depósitos de menas resultantes del metamorfismo de contacto
Mineral
principal
Fórmula
Uso
Cob re
Bornita
Ca lcopirita
Cu 5 FéS 4
Cu FeS 2
Importantes fuentes de cobre, q ue se usa en fab ricación,
transportes; comunicaciones y construcción .
Hierro
Hematites
Magnetita
Fe20 3
Fe30 4
Fuentes principales del hierro para fabricar acero, que se 'uti liza
en todo tipo de construcción, fabricación, tra.nsportes y
comunicaciones.
Plomo
Galena
PbS
Fuente básica del p lomo, que ·se util iza en baterías, tuberías,
so ldadura y en cualqu ier sitio en donde se requiera res istencia a
la corrosión.
Estaño
Casiterita
Wolframio
Scheel ita
Wolfram ita
CaW0 4
(Fe,Mn)W0 4
Fuentes principa les del wolframio, que se usa en el
endu recimiento de metales y en la fabricación de carburos.
Zinc
Esfa lerit a
(Zn, Fe)S
Fuente p rincipa l del zinc, que se utiliza en baterías y en la
galvanización del 'hierro y en la fab ricación de latón.
Mena
Fuente principa l del estaño, que se uti liza para ga lvanizados,
soldadura, aleacione-s y productos químicos :
fluidos calientes ricos en iones migran de intrusiones ígneas a la roca que las rodea, produciendo así ricos depósitos minerales. Los sulfuros más comun es asociados con
el metamorfismo de contacto son la bornita, calcopirita,
galena, pirita y esfalerita; dos óxidos comunes son hematites y magnetita. El estaño y el wolframio son también
minerales importantes relacionados con el metamorfismo
de conta<;:to (Tabla 7.2).
Otros minerales metamórficos importantes económicamente hablando son el talco, para lo~ polvos de talco; el
grafito, para los lápices y los lubricantes secos; los granates
y el corindón, que se utilizan como abrasivos o piedras preciosas, dependiendo de su calidad, y la andalucita, cianita
y sillimanita, que se utilizan en la fabricación de porcelan as
de alta temperatura y minerales resistentes a la temperatura para productos como bujías y las paredes de los hornos .
GEO
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
• Las rocas metamórficas son el resultado de la
transformación de otras rocas, normalmente bajo la
superficie terrestre, como consecuen cia de u n
agente o de una combinación de tres agentes: calor,
presión y actividad de fluidos .
• El calor para el metamorfismo proviene de los
magmas intrusivos, las coladas de lava extrusivas o
enterramiento profundo. La presión puede ser
l itostática o dirigida. Los fluidos atrapados en lás
rocas sedimen tarias o que emanan de los magmas
© Cengage Learning. Paraninfo
. 204
CAPITULO 7
META FOR F I SMO Y RO CA S METAMÓR FI CAS
intrusivos pueden aumentar los cambios químicos y
la formación de minerales nuevos. ·
El m ármol, la cuarcita, la roca verde y las corneanas
son rocas metamórficas no foliadas comunes.
Los tres tipos principales de metamorfismo son de
contacto, dinámico y regional.
Las zonas metamórficas se basan en los minerales
índice y son áreas de igual intensidad m e tamórfica.
Las facies metamórficas se caracterizan por
asociaciones concretas de minerales que se han
formado bajo unas condiciones metamórficas
específicas. Estas facies toman el nombre de un tipo
de roca o mineral constituyente característico.
Los minerales índice -minerales que se forman
solamente dentro de unos índices de temperatura y
presión específicos- permiten a los geólogos
reconocer zonas metamórficas de grado bajo, medio
y alto.
• Las rocas metamórficas se clasifican principalmente
según su textura. En una textura foliada, los
minerales alargados y laminares tienen una
orientación preferente. Una textura no foliada no
muestra una orientación preferente apreciable de los
·
·
granos minerales.
• Las rocas metamórficas foliadas pueden ordenarse
según el tamaño de grano y/o la perfección de su
foliación. La pizarra es de -grano fino, seguida de (eri
orden de grano cada vez más grueso) la filita y el
esquisto; el gneis presenta bandas segregadas de
minerales. Otra roca metamórfica foliada bastante
rnmún es 1~ anfibolita:
El metamorfismo se produce en los tres tipos de
borde de placas, pero está m ás extendido en los
bordes de placa convergentes.
Las rocas metamórficas formadas cerca de la superficie
terrestre en una convergencia de placas oceánica y
continental, son el resultado de unas condiciones de
temperatura baja y presión alta. A medida que una
placa oceánica subducida desciende, queda sometida a
presiones y temperaturas cada vez más altas, lo que da
lugar a un metamorfismo de un grado más alto.
Muchas rocas y minerales m etamórficos, como el
'm ármol, la pizarra, el grafito, el talco y el asbesto,
son recursos naturales vahosos.
Términos clave
actividad de fluidos (pág. 189)
aureola (pág. 189)
calor (pág. 186)
facies metamórfica (pág. 200)
metamorfismo de contacto (pág. 189)
metamorfismo dinámico (pág. 191 )
metamorfismo regional (pág. 191)
mineral índice (pág. 191)
presión dirigida (pág. 188)
presión litostática (pág. 187)
roca metamórfica (pág. 184)
textura foliada (pág. 192)
textura no foliada (pág. 196)
zona metamórfica (pág. 200)
Cuestiones de repaso
1.
El calor magmá tico y la activi_d ad de fluidos son
los principales agentes implicados en ¿qué tipo de
· metamorfismo?:
dinámico;
b. _ __ litostático;
c. _ _de contacto;
d. ___regional;
e.
termodinámico.
3.
¿Cuál es el orden de tamaño de grano cada vez
m ás grueso y pe rfección de foliación?:
a. _ gneis --7 esquisto --7 filita --7 pizarra;
b. ___filita --7 pizarra --7 esquisto --7 gneis;
c. _ __esquisto --7 pizarra --7 gn eis --7 filita ;
d. ___pizarra --7 filita --7 esquisto --7 gn eis;
e. _ __pizarra --7 esquisto --7 filita --7 gríeis.
4.
¿En qué tipo de borde de placas es m ás común el
me tamorfismo?:
a ._ _ _ divergente;
b. _ __transformantes;
c._· _ _asísmico;
d ._ __ conve rgente;
e ._ __litosférico .
a.___
2.
¿Cuál de los siguientes no es un agente o proceso
de m e tamorfismo?:
a. ___presión;
b. _ __calor;
c ._ _ actividad de fluidos;
d .___. tiempo;
e . _~,· gravedad.
1
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ACTIVIDADES EN LA WORLD WIDE WEB
5.
6.
7.
8.
Las zonas metamórficas:
a. ___reflejan un grado metamórfico;
b. ___ están caracterizadas por asociaciones de
minerales distintivos;
c. ___están separadas unas de otras por
isogradas;
d. ___ todas estas opciones;
e. ___ninguna de estas opciones.
La roca metamórfica no foliada formada a partir
de caliza .o dolomía se llama:
a. ___cuarcita;
b. ___ mármol;
c. ___ corneanas;
d. ___roca verde;
e. ___esquisto.
Las zonas concéntricas que rodean' una intrusión
ígnea y están caracterizadas por asociaciones de
minerales distintivos son:
a. ___anillos termodinámicos;
b. ___regiones hidrotermales;
c. ___capas metamórficas;
d. ___facies regionales;
e. ___aureolas.
¿A partir de qué tipo de roca original pueden
formarse las rocas metamórficas?:
a. ___ ígnea;
b. _ __ sedimentaria;
c. _ __ metamórfica;
d. _ __volcánica;
e. _ _ todas ellas.
9.
La presión resultante de un sepultamiento
profundo y aplicada igualmente en todas las
direcciones sobre una roca es:
a. _ _ _ direccional;
b. _ _ dirigida;
c. _ __ litostática;
d. _ _ de cizalla;
e. _ __ unilateral.
1O.
La mayoría de las rocas metamórficas se forman
como resultado del tipo de metamorfismo:
a. _ _ _ litostático;
205
b. ___de contacto;
c. _ __regional;
d. _ _local;
e. _ __ dinámico.
11.
¿Qué características específicas de las rocas
metamórficas foliadas hacen que no sean
adecuadas como cimientos de una presa? ¿Existe
alguna roca metamórfica que pueda servir para
hacer unos buenos cimientos? ¿Por qué?
12.
Explique qué papel juegan cada uno de los tres
agentes del metamorfismo en la transformación
de cualquier roca en una roca metamórfica.
13.
¿Qué es el metamorfismo regional y bajo qué
condiciones se produce?
14.
Describa los dos tipos de textura metamórfica y
explique cómo se producen.
15.
¿Por qué está el metamorfismo más extendido en
los bordes de placas convergentes que en otros
tipos de bordes de placas?
16.
Nombre varios minerales o rocas metamórficas
valiosas económicamente hablando y explique por
qué lo son.
17.
¿Cómo se pueden utilizar las aureolas para
determinar los efectos del metamorfismo?
18.
¿Por qué debería saber el ciudadano medio algo
acerca de las rocas metamórficas y cómo se .
forman?
19.
Utilizando la Figura 7 .1 7, diríjase a· un punto
representado por 450 ºC y 6 kbar de presión.
¿Qué facies metamórficas· están representadas
por esas condiciones? Si la presión sube a
1O kbar, ¿qué facies viene representada por las
nuevas condiciones? ¿Qué cambio en la
profundidad de enterramiento es necesario para
efectuar un cambio de presión de 6 a l O kbar?
20.
Si el movimiénto tectónico. de placas no existiera,
¿podría haber metamorfismo? ¿Cree usted que las
rocas metamórficas existen en otros planetas de
nuestro sistema solar? ¿Por qué?
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Los terremotos
y el interior
de la Tierra --- --
CAPÍTULO 8
ESQUEMA,,
DEL CAPITULO
Introducción
¿Qué es la teoría del rebote elástico?
¿Qué es la sismología?
¿Dónde se producen los terremotos y
con qué frecuencia?
¿Qué son las ondas sísmicas?
¿Cómo se localiza el epicentro de un
terremoto?
Tamaño y fuerza de un terremoto
Efectos destructivos de los terremotos
¿Se pueden predecir los terremotos?
¿Se pueden controlar los terremotos?
¿Córno es el interior de la Tierra?
• El núcleo terrestre
El manto terrestre
Tomografía sísmica
GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:
Los diamantes y el interior de la Tierra
El calor interno de la Tierra
La corteza terrestre
Geo-Recapitulación
Una m ujer y su hijo p e rmanecen e ntre los escom bros de su casa e n
Bam, Irán, e l 5 de e nero de 2004. Se estima que unas 43.000 personas
fallecieron en el terremoto más reciente que ha sacudido Irán.
Fuente: Morteza Nikoubaz/Reuters/ Corbis
208
CAPITULO
8
LOS TERREMOTOS Y E L I N TERIOR D E LA TI ERRA
Introducción
las 5:27 a.m. del 26 de diciembre d e 2003,
un vio lento t emb lo r prod ucido por un terremot o despertó a mi les de personas en e l
área de Bam, al sudeste de Irán. Cuando el
terre moto cesó, una cantidad esti mada de 43 .000 personas
habían fa ll ecido, había al menos 30.000 heridos y aproximada mente 75 .000 su p ervivient es quedaron sin hoga r. La ca nt idad de destrucc ió n que provocó est e terremoto de
magn itud 6 .6 es asombrosa. A l menos un 85% de las estructuras de la zona de Ba m quedaron dest ruidas o dañadas. H a~
bía edificios derruidos po r todas partes, las ca lles estaban
cubiertas de escom bros y todas las comu nicacio nes quedaron cortadas. En general, fue un desastre de proporciones
épicas. A un así, no fu e el primero, ni será e l último, de los
grandes terremotos devastadores ·en esta región u otras partes del mundo.
A l ser uno de los fenómenos de la natu ra leza más aterradores y destruct ivos, los terremot os siempre han provocado un sentimiento de temor y han sido tema de mitos y
.leyendas. Lo que hace que un terremoto sea tan aterrador
es que, cuando com ienza, no hay manera de saber cuánto va
a d urar o lo violento que va a res ultar. A lrededor de 13 m ill ohes de personas han fal lecido en terremotos a lo largo de
los últ imos 4 .000 años, 2,7 mi ll ones de estas mue·r tes se han
p rod ucido en el últ imo sig lo (Tabla 8.1 ).
Los geólogos definen un terremoto como la sacud ida o
temblor provocado por la repentina liberación de energía,
norma lmente como resu ltado de fallas, que implica el desp lazam iento de las rocas a lo la rgo de las fracturas (hablamos de los d iferentes tipos de fa ll as en e l Capítu lo 10) .
Después de un terremoto, los continuos ajustes q ue se producen en una fa ll a pueden generar una serie de terremotos
conocidos como réplicas. La mayoría de las rép licas son más
pequeñas que el temblor principa l, pero, aun así, pueden
ca usar un daño considerable en las estructu ras ya debilitadas, como sucedió en el terremot o de Irán en 2003.
Au nque la defi nición geo lóg ica de un terremot o es precisa , rio es tan imaginativa ni co lorida como lo eran las exp li caciones q ue se daban en e l pas~do. Muchas cu lturas
at ribuían la causa de los terremotos a los movim ientos de algún tipo de animal sobre el que descansaba la Ti erra . En Japón , era un pez gato gigant e; en M ongo lia, una rana
gigante; en China , un buey; en Sudamérica, una ballena; y
pa ra los A lgonquinos de América de l Norte, una inmensa
tortuga . Una leyenda mejicana sostiene que los terremotos
se producen cuando el diab lo rompe la corteza para que él
y sus am igos puedan llegar a la superficie.
.
Si los terremotos no los producen los movi mi entos de
un animal ni el diablo al romper la corteza, ¿qué los provoca? Los geólogos saben que la mayor parte de los terremo-
Tabla 8.1
Algunos terremotos significativos
Año
Ubicación
1556
1755
1906
1923
1976
1985
1988
1990
1993
1995
China (provincia de Shanxi)
1998
1999
2001
2003
2004
© Cengage Learnin g Paraninfo
Portuga l (Lisboa)
EE .UU. (San Fran cisco, Cal ifornia)
Japón (Tokyo)
Ch ina (Tangshan) ·
. México (Ciudad de Méxi co)
Armen ia
Irán
. India
Japón (Kobe)
Afgan istán
Turquía
India
Irán
Indonesia
Magnitud
(estimada antes de 1935)
Víctimas
(estimadas)
8,0
8,6
8,3
8,3
8,0
8,1
7,0
7,3
6,4
7,2
6,1
7,4
7,9
6,6
9,0
1.000.000
70.000
3.000
143.000
242.000
9.500
25.000
40.000
30.000
5.000+
5.000+
17.000
14.000+
43.000
>156.000
¿QU É ES L A TEORfA DEL R E BOTE E L ÁST I CO ?
209
tos son el resultc;ido de la energía liberada en los bordes de
placas, y, por tanto, son una manifestación de la naturaleza
dinámica de la Tierra y del hecho de que la Tierra es un p laneta internamente activo.
¿Por qué deberíamos estud iar los terremotos? La respuesta más obvia es porque son destructivos y provocan
muchas muertes y daños a las personas que viven en las
zonas de terremotos. Los terremotos también afectan la
economía de muchos países en términos de costes de limpieza, puestos de trabajo perdidos y falta de ingresos en
los negocios. Desde .un punto d e vista puramente perso-
nal, puede que algún día se vea n afectados por un terremoto. Aunque no planeen vivir en un área propensa a los
terremotos, probablemente algún día viajen a algún sitio
donde exista la amenaza de terremotos y deberían saber
qué hacer si experiment an uno.
En este capítulo, aprenderemos lo que podemos hacer
para conseguir que nuéstra casa sea más resistente a los terremotos, precauciones que debemos tomar si vivimos en
un sitio donde los terremotos son comunes y qué hacer durante y después de un terremoto para minim izar las posibilidades de daños graves o incluso de muerte.
¿QUÉ ES LA TEORÍA
DEL REBOTE ELÁSTICO?
lados opuestos de la falla se habían movido 3,2 m durante el período de 50 años anterior a la ruptura de 1906, con
el lado oeste moviéndose hacia el norte(• Figura 8.1).
Según Reíd, las rocas de los lados opuestos de la falla de San Andrés habían estado almacenando energía y
doblándose ligeramente durante al menos 50 años antes
del terremoto. Cualquier línea recta, ·como por ejemplo
una valla o una carretera, que cruzara la falla de San Andrés estaba gradualmente doblada porque las rocas de
un lado de la falla se movían con relación a las rocas del
otro lado (Figura 8.1 ). Al final, la resistencia de las rocas
se sobrepasó, las rocas de los lados opuestos de la falla
rebotaron o «recuperaron» su forma anterior y la energía
asándose en los estudios que se hicieron después del terremoto de San Francisco de 1906,
H. F. Reíd, de la Universidad Johns Hopkins ,
propuso la teoría del rebote elástico para explicar cómo
se libera la energía durante los terremotos. Reíd estudió
tres conjuntos de medidas tomadas en una porción de la
falla de San Andrés que se había fracturado durante el terremoto de 1906. Las medidas revelaron que puntos en
Posición original
Deformación ·
Ruptura y liberación de energía
Las rocas vuelven a la forma original
no deformada
• Figura 8.1
Seg ún la t eoría d el rebote elást ico, cuándo las rncas se d eforman, almacenan energía y se co mb an. Cuando la fuerza int erna d e las rocas
se sobrep asa, se fract uran, liberand o la energía al volver a la forma que t enían ant es d e d eformarse. Est a liberación rep ent ina d e e~e rgía
ca usa un terrem ot o.
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210
CAPÍTULO
8
LOS TERREMOTOS Y EL INT E RIOR D E L A TI E RRA
almacenada fue liberada en forma de ondas sísmicas que
radiaron hacia el exterior desde la ruptura (Figura 8, 1).
Estudios de campo y de laboratorio adicionales llevados
. a cabo por Reíd y otros han confirmado que el rebote
elástico es el mecanismo por el cual se libera la energía
durante los terremotos.
Lii energía almacenada en las rocas que sufren una
deformación elástica es análoga a la energía almacenada
en un resorte de reloj al que se le da mucha cuerda.
Cuanta más cuerda se le da al resorte, más energía se almacena; por lo que hay más energía disponible para liberar. Si al resorte se le da tanta cuerda que se rompe,
entonces la energía almacenada se libera cuando el resorte se desenrosca rápidamente y recupera parcialmente su forma original. Puede que una analogía más
significativa sea sencillamente la acción de doblar un
palo largo y recto sobre una rodilla. Cuando el palo se
dobla, se deforma y al final, alcanza un punto en el que
se rompe. Cuando esto sucede, las dos piezas del palo
original recuperan su forma recta original. De igual
modo, las rocas sometidas a fuerzas intensas se doblan.
hasta que se rompen y entonces vuelven a su posición
original, liberando energía en el proceso.
¿QUÉ ES LA SISMOLO.G ÍA?
Cable
Soporte
/
Masa suspendida
Base anclada
y que se mueve
con ella
(a)
Soporte
Base anclada
y que se mueve
con ella
(b)
1
·--·- - - - - - - ·- - - - - - - - - - - -··- - - - · · --
a sismolOgía, el estudio de los terremotos, sur. gió como una verdadera ciencia en el siglo XIX
con el desarrollo de los sismógrafos, instrumentos que detectan, registran y miden las vibraciones producidas por un terremoto (• Figura 8.2). El registro
realizado por un sismógrafo se llama sismograma.
Aunque en la actualidad la mayoría de los sismógrafos tienen sensores electrónicos, los listados informáticos
han reemplazado en gran parte a los sismogramas de gráficos -de líneas de los primeros sismógrafos.
Cuando se produce un terremoto, la energía se irradia en forma de ondas sísmicas a partir del punto de liberación (• Figura 8.3). Estas ondas son, de algún modo,
análogas a las ondas que se producen de forma concén"
trica desde el punto en el que se ha arrojado una piedra
en un estanque. Sin embargo, a .diferencia de las ondas
de un estanque, las ondas sísmicas se mueven desde su
origen hacia fuera en todas direcciones.
Los terremotos se producen porque las rocas son capaces de almacenar energía, pero su resistencia es limitada, por lo que si son sometidas a suficiente fuerza, se
rompen y liberan la energía almacenada. En otras palabras; la mayoría de los terremotos se producen cuando
hay un movimiento a lo largo de las fracturas (fallas), la
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Norte
• Figura 8.2
- - - - -··---·----····- - - ·- ·-
Los sismógrafos modernos registran las ondas de los terremotos
electrónicamente .
(a) Sismógrafo de movimiento horizontal. A causa de su inercia, la
pesada masa que co·ntiene el marcador se queda inmóvil mientras
el resto de la estructura se mueve con el suelo durante un
terremoto. En tanto que la longitud del brazo no es parale la a la
dirección del movimiento del suel.o, el marcador registrará las
ondas del terremoto .en el tambor giratorio. Este sismógrafo
registraría ondas del ¿este o del este, pero para registrar ondas
del norte o del sur se necesita otro sismógrafo en ángulo recto a
éste. (b) Sismógrafo de movimiento vertical. Este sismógrafo
funciona con el mismo principio que el instrumento de movimiento
horizontal y registra el movimiento vertical del suelo.
mayor parte de las cuales están relacionadas con movimientos de placas. Una vez que se inicia una fractura, se
desplaza a lo largo de la falla a varios kilómetros por segundo mientras sigan existiendo condiciones para la ruptura. Cuanto más larga sea la fractura en la que se
produce el movimiento, más tiempo tarda en liberarse la
energía liberada y, por tanto, el suelo temblará durante
más tiempo. En algunos terremotos muy grandes, el suelo podría temblar durante 3 minutos, un período aparentemente corto, pero interminable si estás experimentando
un terremoto de primera mano.
¿ DÓND E SE PRODUCEN L OS TERREMOTOS Y CON Q UÉ FR EC UEN CIA?
• Figura activa 8.3
El foco de un terremoto es el lugar donde comienza la ruptura y se
libera la energía. El lugar de la superficie, en vertica l desde el foco,
es el epicentro. Los frentes <;le ondas sísmicas se mueven en todas
las direccio nes desde su fuente, el foco d el terremoto.
El hipocentro y el epicentro
de un terremoto
El punto en el interior de la Tierra donde se inicia la
fractura - es decir, el punto en el que primero se libera
la en ergía- , es el foco de un terremoto o hipocentro.
Sin embargo, lo que normalmente oímos en las
noticias es la ubicación del epicentro, el punto en la superficie terrestre situado directamente sobre el hipocentro
(Figura 8.3). Por ejemplo, según un informe del Centro
de Investigación Geológica de Estados Unidos, el terremoto de agosto de 1999 en Turquía tenía su epicentro a
unos 11 km al sudeste de la ciudad de lzmit, y su profundidad focal (distancia desde la superficie de la Tierra hasta el hipocentro de un terremoto) era de unos 17 km.
Los sismólogos reconocen tres categorías de terremotos según su profundidad focal. Los terremotos de foco
poco profundo tienen profundidades focales de menos de
70 km por debajo de la superficie, mientras que aquellos
con hipocentros entre 70 y 300 km bajo la superficie son
de foco intermedio, y los caracterizados como de foco profundo tienen una profundidad de más de 300 km. Sin
embargo, los terremotos no se distribuyen de igual manera entre estas tres categorías. Aproximadamente, un
90% de los .hipocentros de los terremotos se. encuentran
a profundidades de menos de 100 km, mientras que sólo
un 3% de los terremotos son profundos. Los terremotos
21I
de foco poco profundo son, con .pocas excepciones, los
más destructivos .
Existe una interesante relación entre los hipocentros
de los terremotos y los bordes de placas. Los terremotos
generados en bordes de placas divergentes o transformantes son, invariablemente, de foco poco profundo,
mientras que muchos terremotos de foco poco profundo
y casi todos los de foco intermedio y profundo se producen en márgenes convergentes (• Figura 8.4). Además,
surge una pauta cuando se trazan las profundidades focales de los terremotos cercanos a arcos insulares y a sus
fosas oceánicas adyacentes.
Observemos en la • Figura 8.5 que la profundidad
focal aumenta por debajo de la Fosa Tonga en una zona
estrecha bien definida con un buzamiento de aproximadamente 45 grados. Las zonas sísmicas buzantes, llamadas zonas de BeniÓff, son comunes en los bordes de
placas convergentes, donde una placa-subduce.por debajo de otra. Estas zonas sísmicas·con buzamiento indican el ángulo de descenso de la placa en un borde de
placa convergente.
¿DÓNDE SE PRODUCEN
LOS TERREMOTOS Y CON
QUÉ FRECUENCIA?
ingún lugar en la Tierra ·es inmune a los terremotos, pero · casi el 95 % tienen ·lugar en
cinturones sísmicos correspondientes a bordes de placas donde las placas convergen, divergen y se
deslizan horizontalmente una contra la otra. La actividad
sísmica alejada de los márgenes de las placas es mínima,
pero puede ser devastadora cuando se produce. La relación entre los márgenes de las placas y la distribución
de los terremotos es bien evidente cuando superponemos
las ubicaciones de los epicentros de los terremotos sobre un mapa que muestre los límites de· las placas de la
Tierra (Figura 8.4) . .
La mayoría de los terremotos (aproximadamente un
80%) se producen en el cinturón circum-Pacífico, una
zona de actividad sísmica que casi rodea ·la cuenca del
océano Pacífico. La mayor parte de estos ·terremotos son
resultado de la convergencia en los' márgenes de las phicas, como en el caso del terremoto de 1995 en Kobe, Japón(• Figura .8.6). Los terremotos a lo largo de la costa
del Pacífico de América del Norte, especialmente en California, se encuentran también en este cinturón, pero
aquí las placas se pasan unas a otras al deslizarse en lugar
de converger. El terremoto del 17 de octubre de 1989 en
Loma Prieta, en el área de San Francisco, y el del 17 de
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CA PITULO 8
212
LOS TERREMOTOS Y EL INTERIOR DE LA TI ERRA
• Figura 8.4
Relación ent re epicentros d e terrem otos y bordes d e p lacas. Aproximadamente el 80% de los t erremotos ocu rre dentro del
cinturó n circum-Pacífico, el 15% dentro d el cinturó n M editerráneo-Asiático, y el 5% restante dentro d e los interiores de las p lacas
. o a lo largo de las dorsales oceán icas. Cada punto rep resenta un único epicentro de terrem ot o.
Fuente: Datos de l Natio nal Oceanic and Atmospheric Adm inistration .
enero de 1994 eh Northridge, se produjeron en este borde de placas~
El segundo m ayor cinturón sísmico, con el 15% de
los terremotos, es el cinturón Mediterráneo-Asiático. Este
cinturón se extiende h acia el oeste ·desde Indonesia, a
través del Himalaya, pasando por Irán y Turquía y hacia
el oeste a través de la región m editerránea de Europa.
Los devastadores terremotos de 1990 y 2003 en Irán,
que mataron a 40.000 y 43.000 personas, respectivamente , el terremoto de Turquía de 199 9 , que mató a
Arco volcánico
de Tonga
Litosfera
oceánica
E'
:; 200 crl
"O
iS
e
eo... 400 :::J
600 -
Foco del
terremoto
.. .
""-.... .
...
\.
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...
Manto
:
oceánica
• Figura 8.5
La profundidad foca l aumenta en una
zona bi en definida, con un b uzamiento
de aproximadamente 45 grados bajo el
arco volcánico de Tonga, en el Pacífico
Sur. Las zonas sísmicas b uzantes se
denominan zonas de Benioff.
¿QUÉ SON LAS ONDAS SfSM I CAS?
213
esfuerzos localizados provocados por la compresión que
experimentan la mayoría de las placas a lo largo de sus
márgen es. Una analogía útil es la acción de mover una
casa. Por muy cuidadosos que sean los transportistas,
desplazar algo tan grande sin que sus partes internas se
muevan ligeramente es imposible . De forma parecida, no
es probable que las placas se muevan sin que se pr"oduzcan algunos esfuerzos internos que, ocasionalmente, provocan terremotos. Curiosamente, muchos terremotos
intraplaca están relacionados con fallas muy antiguas y
supuestamente inactivas que se reactivan a diferentes intervalos.
Cada año, la red mundial de estaciones sismográfícas registra más de 150.000 terremotos lo suficientemente fuertes como para que se sientan. Además, los
sismógrafos registran anualmente un número estimado
de 900.000 terremotos; pero son demasiado pequeño_s
para catalogarlos individu almente. Estos terremotos
pequeños son el resultado de la energía liberada cu ando tienen lugar los ajustes continuos entre las diversas
placas.
¿QUÉ SON LAS ONDAS
SÍSMICAS?
• Figura 8.6
Daños causados por un t erremoto en el cinturón circu m-Pacíf ico,
en Kobe, Japón, ca usad os por el terremoto de enero d e 1995, en
el q oe murieron más de 5.000 p ersonas.
17 .000 y el de India de 2001, que mató a más de 14.000
personas, son ejemplos recientes de los terremotos destruc tivos que golpean esta región (Tabla 8 .1).
El 5% restante de los ter¡emotos se produce principalmente en el interior de las placas y a lo largo de los
sistemas de dorsales oceánicas. La m ayoría de estos terremotos no son fuertes, a unque existen varios terremotos intraplaca dignos d e mención. Por eje mplo , los
terre motos de 18 11 y 18 12 cerca de New Madrid, Missourí, mataron aproximadamente a 20 p e rsonas y casi
destruyeron la ciudad. Fu eron tan fuertes que se sintieron desde las Montañas Rocosas h asta el océano Atlántico y desde la frontera canadiense al Golfo de M éxico.
Otro terremoto intraplaca importante sacudió a Charleston, Carolina del Sur, el 3 1 de agosto de 1886, matando a 60 personas y causando 23 millones de dólares
en daños m ate riales.
No comprendemos muy bien la causa de los terremotos íntraplaca, pero los geólogos creen que surgen de
uchas personas h an experim e n tado un terremoto, pero probablemente no saben que
el temblor que h an sentido y el daño a las
estructuras están provocados por la llegada de las ondas
sísmicas, un término general que engloba todas las ondas
generadas por un terremoto. Cuando se produce un movimiento en una falla, la en ergía se libera en forma de dos
clases de ondas que irradian h acia fuera en todas direcciones desde el hipocen tro de un terremoto. Las ondas de
cuerpo, llamadas así porque viajan a través del c uerpo sólido de la Tierra, son e n cierto modo como las ondas del
sonido, y las ondas supeifi.ciales, que viajan a lo largo de la
superficie de la Tierra, son análogas a las ondulaciones u
olas de las superficies de agu a.
Ondas de cuerpo
Un terre moto genera dos tipos de ondas de cu erpo: Ondas P y Ondas S (• Figura 8 .7). Las ondas Pu ondas
primarias son las ondas sísmicas más veloces y pueden
viajar a través de sólidos, líquidos o gases. Las ondas P
son ondas de compresión y se parecen a las ondas del
sonido en q ue mueven el m aterial h acía delante y hacía
atrás a lo largo de una línea en la misma dirección en la
que se mueven las propias ondas (Figura 8. 7b ).
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214
CAPITULO 8
LOS TERR EMOTOS Y EL I NTE RIO R DE LA TIERRA
(a) Material no modificado
xS
0
f
U
?!'
Material no
modificado
• Figura 8.7
-----
(a) Material no modificado, como referencia.
(b) y (c) muestran cómo las o ndas viajan por la
Tierra. (b) Las ondas p ri marias (ondas P)
comprimen y expanden el material en la
misma dirección en la q ue viajan. (c) Las ondas
secundarias (ondas S) mueven el material
perpendicularmente a la dirección del
movimiento de onda. (d) Ondas P y S y su
efecto en una estructura superficial. Fuente: (a,
(b) Onda primaria
Dirección del movimiento de la onda
Por tanto, el material a través del que viajan las ondas P se expande y se contrae cuando las ondas lo atraviesan y vuelve a su tamaño y forma original cuando la
onda ya ha pasado.
Las ondas S , u ondas secundarias, son algo más lentas que las ondas P y sólo pueden viajar a través de sólidos. Las ondas S son ondas de cizalla porque mueven el
ma terial en_per pendicular a la dirección de la onda, produciendo esfuerzos en cizalla en el material que atraviesan (Figura 8 .7c). Como los líquidos (así como los gases)
no son rígidos, no tienen fuerza de cizalla y las ondas S
no pueden transmitirse a través de ellos.
La velocidad de las ondas P y S_viene determinada
por la densidad y la elasticidad de los ma teriales a través
de los que se mueven. Por ejemplo, las ondas sísmicas
viajan más lenta_m ente a través de rocas de mayor densidad , pero más rápidamente a través de rocas con una
mayor elasticidad. La elasticidad es u_n a propiedad de los
sólidos, como por ejemplo las rocas, y significa que una
vez que.se han deformado por la aplicación de una fuerza, vuelven a su forma original cuando la fuerza ha desaparecido . Como la velocidad de las ondas P es mayor
que la de l as ondas S en todos los materiales, las ondas
P siempre llegan primero a las estaciones sísmicas . .
• Figura activa 8.8
---
Foco
b, e): De Nuclear Explosions and Earthquakes: The
Parted Veil, por Bruce A Bolt. Copyright© 1976 de
(d)
W. H. Freeman and Company. Utilizado con permiso.
generalmente, un movimiento ondulante o de balanceo,
muy parecido a la experiencia de estar en un barco.
Existen varios tipos de ondas superficiales. Los dos
más importantes son las ondas Rayleigh (ondas R) y las
ondas Love (ondas L), llamadas así por los científicos
británicos que las descubrieron, Lord Rayleigh y A. E. H.
Love. Las ondas Rayleigh son normalmente las más lentas de las dos, y actúan como las ondas del agua, ya que
se mueven hacia delante mientras las partículas individuales de material desarrollan un movimiento elíptico
dentro de un plano vertical orientado en la dirección del
movimiento de la onda (• Figura 8.8b}.
El movimiento de una onda Love es similar al de una
onda S, pero las partículas individuales de material se
mueven solamente hacia atrás y hacia delante en un plano h orizontal perpendicular a la dirección del viaje de la
onda (Figura 8 .8c). Este tipo de movimiento lateral puede resultar particularmente dañino para los cimientos de
los edificios.
¿CÓMO SE LOCALIZA
EL EPICENTRO DE UN
TERREMOTO?
o .ndas superficiales
Las ondas superficiales viajan a lo largo de la superficie
del suelo, o justo por debajo, y son más lentas que las on~
das de c uerpo. A diferencia de .las bruscas sacudidas que
provocan las ondas de cuerpo, las superficiales producen ,
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· a h emos m en cionado que las noticias normalm ente informan del epicentro de los terr_e motos, pero ¿cómo se _determina la ubicación de
un epicentro? Una vez más, los geólogos se basan en el
¿CÓMO SE LOCALI ZA EL EPICENTRO DE UN TERREMOTO?
215
(a) Material no modificado
Onda de Rayleigh
Onda de Love
(d)
• Figura 8.8
(b) Onda de Rayleigh
(e) Onda de Love
• Figu_ra activa 8.9
Ondas superficiales. (a) Material no modificado, como referencia. (b) y
(c) muestran cómo las ondas superficiales viajan por la superficie de la
Tie rra o justo debajo de ella. (b) Las ondas de Rayleigh (ondas R)
mueven el material en una trayectoria elíptica en un plano para le lo
orientado en la dirección del movim iento de la onda. (c) Las ondas de
Love (ondas L) mueven el material adelante y atrás en plano horizontal
perpendicular a la dirección del movimiento de la onda. (d) La llegada
de las ondas R y L ocasionan que la superficie se ondule y se sacuda
de lado a lado. Fuente: (a, b, c) De Nuclear Explosions and Earthquakes: The
Parted Veil, por Bruce A. Bolt Copyright© 1976 de W. H. Freeman and
Company. Utilizado con permiso.
estudio de las ondas sísmicas. Sabemos que las ondas P
viajan más rápido que las ondas S, casi dos veces más rápido en todas las sustancias, por lo que las ondas P llegan primero a la estación sismográfica, seguidas, algún
tiempo después, por las ondas S. Tanto las ondas P como
las ondas S viajan directamente desde el hipocentro a la
estación sismográfica a través del interior de la Tierra,
pero las ondas L y R llegan las últimas porque son las
más lentas y además viajan por la ruta más larga a lo largo de la superficie (• Figura 8.9a, b). Las ondas L y R
causan gran parte del daño durante los terremotos, pero
ahora sólo debemos preocuparnos de las ondas P y S,
porque son las importantes a la hora de encontrar el epicentro.
Los sismólogos, geólogos que estudian la sismología, han acumulado una tremenda cantidad de datos a
lo largo de los años, y ahora conocen las velocidades medias de las ondas P y S para cualquier distancia específica desde su origen. Estos tiempos de viaje de las ondas
P y S se publican en gráficos de tiempo-distancia, que
muestran que la diferencia entre los tiempos de llegada
de las dos ondas está en función de la distancia entre
un sismógrafo y el hipocentro de un terremoto (Figura
8.9c). Es decir, cuanto más lejos viajen las ondas, mayor
es el intervalo de tiempo P-S o, sencillamente, la diferencia de tiempo entre la llegada de las ondas P y S (Figura 8.9a,c).
Si conocemos los intervalos de tiempo P-S desde al
menos tres estaciones sismográficas, entonces podemos
determinar el epicentro de cualquier terremoto (• Figura 8.1 O). Así es como funciona. Si restamos el tiempo de
llegada de la primera onda P del tiempo de llegada de la
primera onda S, obtenemos el intervalo de tiempo P-S
de cualquier estación sísmica. Trazamos cada uno de estos intervalos de tiempo en un gráfico de tiempo-distancia y dibujamos una línea recta hasta el eje de distancia
del gráfico, lo que nos da la distancia desde el hipocentro hasta cada estación sismográfica (Figura 8. 9c). A
continuación, dibujamos en un mapa un círculo cuyo
radio es igual a la distancia mostrada en el gráfico de
tiempo-distancia desde cada una de las estaciones sísmicas (Figura 8.10). La intersección de los tres círculos
es la ubicación del epicentro del terremoto. Si observamos la Figura 8.1 O, debería resultar obvio que sori necesarios los intervalos de tiempo P-S de al menos tres
estaciones sísmicas. Si sólo utilizáramos los de una, el
epicentro podría estar en cualquier ubicación dentro del
círculo dibujado alrededor de esa estación, y dos estaciones nos darían dos ubicaciones posibles para el epicentro.
Determinar la profundidad focal de un terremoto ·es
mucho más difícil y considerablemente menos preciso
que encontrar su epicentro. Normalmente, la profundidadfocal se averigua haciendo cálculos basados en varias
suposiciones, comparando los resultados con -aquéllos
obtenidos en otras estaciones sísmicas y a continuación,
recalculando y aproximando la profundidad tanto como
sea posible. Aún así, los resultados no son altamente precisos, pero.nos muestran que la mayoría de los terremotos, probablemente un 75%, tienen hipocentros a no más
de 1o ó 15 km de profundidad y que unos pocos están a
una profundidad de hasta 680 km.
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)
216
CA PITULO
8
LO S TERREMOTOS Y EL I NTE RIO R DE LA TIEH HA
Ondas de cuerpo
Ondas superficiales
Llegada de
laor l
Ruido de fondo
25
~
\
e 20
Io
u
~ 15
o
¡¡>
Tiempo
(a)
Q)
u
o
~10
Q)
i=
5
/
Llegada de
la onda P
Llegada de
la onda S
/
(b)
2.000 4.000 6.000 8.000 10.000 12.000
Distancia al foco (km)
(c)
• Fig~~~·_! ___,_______ ______
(a) Sismograma esquemático que muestra el orden de llegada y los gráficos producidos por _las ondas P, S y L. Cuando se produce un
t erremoto, las ondas de cuerpo y las superficiales se irradian hacia el exterior del foco al mismo t iempo. Dado que las ondas P son las
más rápidas, llegan primero a un sism ógrafo, seguidas de las ondas S y, a continuación, por las ondas superficiales, q ue son las más
lentas. La diferencia entre los tiempos d e llegad a de las ondas P y S es el interva lo de tiempo P-S; es una fun ción de la d istancia desde el
foco a la estaéió n d el sismógrafo. (b) Sism ograma del t erremot o de 1906 en San Francisco, reg istrado a 14.668 km de distancia, en
. Gi:ittingen, A lemania. El registro total representa cerca de 26 minutos, así que transcurrió un t iempo considerable entre la llegada de las
ondas P y las S, cuyo movimiento es más lento. La llegada d e ondas superficiales, no m ostra do aquí, ca usó que el instrum ento se saliese
de la escala. (c) Gráfico tiempo -distancia que muestra los tiempos medios de viaje de las ondas P y S. Cuanto más lej os se encuentra una
est ació n sism ográfica del foco de un terremot o, más largo es el intervalo entre la llegada de las ondas P y S, y d e ahí una mayor distancia
entre las curvas del gráfico tiempo-distancia, según se indica en el intervalo de tiempo P-S. Fuente: (e) Basado en los datos de C. F. Richter,
Elementary Seismology, 1958. W H. Freeman and Company.
• Figura 8.1 O
• Figura activa 8.11
---- - -·· - · - - - - - ~
~=Estaciones sismológicas
B= Berkeley
D=Denver
NY=Nueva York
® =Epiéentro
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~
Se necesitan tres est aciones sismo lóg icas para localizar
el epicentro de un t erremoto. El interva lo de tiempo
P-S se dibuja en un gráfico tiempo-distancia para cada
est ación sismográfica para determinar a q ué distancia
está la estació n d el epicentro. Se dibuja una
circunferencia con ese radio y centro en cada estación,
y la intersecció n d e las tres circunferencias es el
epicentro del terremoto.
TAMAÑO Y FUEHZA DE UN TERREMOTO
TAMAÑO Y FUERZA
DE UN TERREMOTO
217
método proporciona información importante que puede
utilizarse para prepararnos para terremotos futuros.
Intensidad
espués de un terremoto que causa grandes daños, víctimas mortales y heridos, es normal ver
reportajes gráficos de la violencia del seísmo y
del sufrimiento humano. Los titulares nos cuentan que
miles de personas han fallecido, muchos más han resultado heridos o se han quedado sin sus hogares y que los
daños materiales alcanzan los millones y, posiblemente,
billones de dólares. No hay muchos procesos naturales
que tengan consecuencias tan trágicas. Aunque las descripciones de las muertes y los daños nos dan alguna indicación del tamaño de un terremoto, los geólogos estári
interesados en métodos más fiables para determinar el tamaño y la fuerza del mismo.
Normalmente, se utilizan dos medidas de la fuerza
de un terremoto. Una es la intensidad, una valoración
cualitativa de los tipos de daños provocados por un terremoto. La otra, la magnitud, es una medida cuantitativa
de la cantidad de energía liberada por un terremoto. Cada
La intensidad es una medida subjetiva del tipo de daño
producido por tin terremoto, así como la reacción de la
gente. Desde mediados del siglo XL'<, los geólogos han utilizado la intensidad como un cálculo aproximado del tamaño y fuerza de un terremoto. La escala de intensidad
más común utilizada en Estados Unidos es la escala de
intensidad de Mercalli modificada, con unos valores
que van del I al XII (Tabla 8.2).
Podemos hacer mapas de intensidad de las regiones
sacudidas por los terremotos dividiendo la ~egión afectada
en varias zonas de intensidad. El valor de intensidad dado
a cada zona es la intensidad máxima alcanzada por el terremoto en esa zona. Aunque los mapas de intensidad no
son precisos debido a la naturaleza subjetiva de las mediciones, proporcionan a los geólogos un cálculo aproximado de la ubicación del terremoto, el tipo y alcance de los
daños producidos y los efectos de la geología local sobre
los diferentes tipos de construcciones (• Figura 8.11).
Tabla 8.2
Escala de intensidad de Mercalli modificada
No se siente excepto bajo unas circunstancias especialmente favorables.
11
Sólo lo sienten algunas personas descansando, especialmente en los pisos superiores de edificios.
111
Se siente bastante en interiores, especialmente en los
pisos superiores de edificios, pero muchas personas
no lo reconocen como un terremoto. Los automóviles
parados se balancean ligeramente.
IV
Durante el día lo sienten muchos en interiores, pocos
en el exterior. Por la noche algunos se despiertan. Sensación de que un camión pesado golpea el edificio.
Los automóviles parados se balancean notablemente.
V
Sentido por casi todos, muchos se despiertan. Algunos platos, ventanas, etc., se rompen, algún caso de
pared agrietada. Se advierten a veces movimientos extraños de árboles, mástiles y de otros objetos altos.
VI
Sentido por todos; muchos, asustados, corren al exterior. Algunos muebles pesados se mueven; algunos casos de mampostería derribada o de chimeneas
dañadas. Ligeros daños.
VII
Todo el mundo sale al exterior. Daños insignificantes
en edificios bien diseñados y construcción; ligeros a
moderados en estructuras normales bien construidas;
considerable en las mal construidas o mal diseñadas;
algunas chimeneas rotas. Lo observan los conductores
de automóviles.
VIII
Ligeros daños en estructuras diseñadas especialmente;
considerables en edificios construidos normalmente
con flujos de tierras parciales; grandes en estructuras
de pobre construcción. Caída de chimeneas, monumentos, paredes. Se vuelcan los muebles pesados. La
arena y el lodo se expulsan en cantidades pequeñas.
IX
Daños considerables en estructuras especialmente diseñadas. Edificios fuera de sus cimientos. El suelo se
cuartea bastante. Las tuberías bajo tierra se rompen.
X
Algunas estructuras de madera bien construidas se
destruyen; la mayoría de las estructuras de albañilería
y soportes con los cimientos destruidos; el suelo se
agrieta mucho. Los raíles se curvan. Corrimientos de
tierras desde las riberas de los ríos y taludes inclinados. El agua salta sobre las riberas de los ríos.
XI
Pocas, si hay, estructuras (de albañilería) permanecen
en pie. Se destruyen los puentes. Grandes fisuras en el
suelo. Tuberías subterráneas completamente fuera del
servicio.
XII
Daño total. Se ven ondas en el suelo. Los objetos saltan por el aire.
Fuente: U.S. Geological Survey.
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218
CAPITULO
8
LOS T E RREMOTOS Y E L I N T E RIOR D E LA TI E RR A
Como la intensidad es una medida del tipo de daño producido por un terremoto, las compañías de seguros aún
clasifican los terremotos en base a su intensidad.
Generalmente, un terremoto grande producirá valores de intensidad más altos que uno pequeño, pero además de la cantidad de energía liberada por un·terremoto,
existen otros muchos factores que también afectan a su
intensidad. Estos factores incluyen la distancia del epicentro, la profundidad focal, la densidad de población, la
geología local de la zona, el tipo de construcción empleado y la duración del temblor. ·
Magnitud
Si queremos comparar los terremotos cuantitativamente,
debemos utilizar una escala que mida la cantidad de
energía liberada y que sea independiente de· la intensidad: Dicha escala fue desarrollada en 19 3 5 por Charles
F. Rii::hter, un sismólogo del Instituto-de Tecnología de
Nevada
California. La escala de magnitud de Richter mide la
magnitud de los terremotos, que es la cantidad total de
energía liberada po~ un terrémoto en su origen. Es una
escala abierta con valores que comienzan en el 1. La
magnitud más grande registrada ha sido de 8,6, y aunque
valores superiores a 9 son teóricamente posibles, son altamente improbables, porque las rocas no son capaces
de almacenar la energía necesaria para generar terremotos de esta magnitud.
Los científicos determinan la magnitud de un terremoto midiendo la amplitud de la onda sísmica más grande registrada en un sismograma (• Figura 8.12). Para
evitar números grandes, Richter utilizó una escala logarítmica convencional de base 1O para convertir la amplitud de la onda sísmica más grande registrada en un valor
de magnitud numérico (Figura 8.12). Por tanto, cada aumento del número entero en magnitud representa un aumento de diez veces en amplitud de onda. Por ejemplo,
la amplitud de la onda sísmica más grande de un terremoto de magnitud 6 es 1O veces la amplitud producida
por un terremoto de magnitud 5, 100 veces más grande
que uno de magnitud 4 y 1.000 veces mayor que uno de
magnitud 3 (10 X 10 X 10 = 1.000).
Un error muy común sobre el .tamaño de los terremotos es que un aumento de una unidad en la escala de
CONDADO DE
VENTURA
Océano Pacífico
t
o . 5 10 15
N
km
• Figura 8.11
-----~---------------
El mapa de intensidad de Mercalli preliminar· modificado para. el terremoto de 1994 en Northri'dge, California, mostrando la región
dividida en zonas de intensidad basándose en la clase de daños. Este terremoto tuvo un·a intensidad de 6,7.
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TAMAÑO Y FUER Z A DE UN T E RREMOTO
o
C')
Amplitud
= 23 mm
-~~IM!t _.t_
100
6
50
~----,..----- S J_--~~--~~ 20
10
4
5
3
2
2
0,5
0,2
0,1
o
Magnitud
o
Distancia
(km)
Amplitud
(mm)
P- S
(segundos)
nen una magnitud Richter de menos de 2,5, y que sólo
se producen terremotos grandes (aquéllos con una magnitud superior a 8,0) una vez cada cinco años.
La escala de magnitud de Richter fue ideada para
medir las ondas sísmicas en un sismógrafo en particular
y a una distancia específica de un terremoto. Una de sus
limitaciones es que subestima la energía de los terremotos muy grandes porque mide el pico más alto de un sismograma, lo que . representa solamente un instante
durante un terremoto. En los terremotos grandes, la
energía podría ser liberada durante varios minutos y a lo
largo de cientos de kilómetros de falla. Por ejemplo, durante el terremoto de 1857 en Fort Tejon, California, el
suelo tembló durante más de dos minutos y se liberó
energía a lo largo de 360 km de falla. A pesar de sus defectos, las magnitudes de Richter siguen apareciendo comúnmente en las noticias.
Más recientemente, los sismólogos han desarrollado la escala de magnitud del momento sísmico, que considera el área de una falla en la que se ha producido la
ruptura y la cantidad de movimiento de las rocas adyacentes a la falla. Los sismólogos tienen la plena confianza de que ahora poseen una escala con la que no sólo
• Figura 8.12
Tabla 8.3
La escala de magnitud de Richter mide la cantidad total de
energía liberada por un terremoto en su origen. La magnitud se
determina midiendo la amplitud máxima de la onda sísmica más
grande y marcándolo en la escala derecha. La diferencia entre los
t iempos de llegada de la onda P y la S (registrado en segundos) se
marca en la escala izquierda. Cuando se dibuja una línea entre los
dos puntos, la magnitud del terremoto es el punto en el que la
línea cruza la escala central. Fuente: De Earthquakes, por Bruce A. Bolt.
Copyright© 1988 de W. H. Freeman and Company. Utilizado con permiso.
Promedio de terremotos
de diversas magnitudes al año en
el mundo
·
magnitud de Richter -por ejemplo, 7 frente a 6- significa un aumento de diez veces en tamaño. Es cierto
que cada aumento del número entero representa un aumento de diez veces en la amplitud de onda, pero cada
aumento de magnitud corresponde a un aumento aproximado de 30 veces en la cantidad de energía liberada
(en realidad es de 31, 5, pero 30 está lo suficientemente
cerca para nuestros propósitos). Esto significa que harían
falta unos 30 terremotos de magnitud 6 para igualar la
energía liberada en un terremoto de magnitud 7. El terremoto de Alaska de 1964, con una magnitud de 8,6, liberó casi 900 veces más energía que el de Northridge,
California, en 1994, con una magnitud de 6, 7. Y el seísmo de Alaska liberó más de 27.000 veces más energía
que uno con una magnitud de 5,6.
Ya hemos mencionado que cada año se registran más
de 900.000 terremotos en todo el mundo. La Tabla 8.3
muestra que la inmensa mayoría de los . terremotos tie-
219
Número medio
Magnitud
Efectos
~laño .
< 2,5
· No se suelen sentir,
pero se registran
900.000
2,5-6,0
Se suelen sentir;
daños menores
a moderados
en estructuras
31.000
6,1-6,9
· Potencialmente
destructivos,
especialmente en
áreas pobladas
100
7,0-7,9
Grandes terremotos;
tienen como resultado
daños serios
20
> 8,0
Grandes terremotos;
suelen tener como
resultado la
destrucción total
1 cada 5 años
Fuente: Adaptado de Earthquake lnformation Bulletin, y B. Gutenberg y C. F. Richter, Seismici!Y of the Earth and Associated Phen.omena (Princeton, NJ: Princeton University Press, 1949).
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220
CA PI TULO 8
LOS TERREMOTOS Y E L I NTER!'OR D E LA T I ERRA
pueden comparar terremotos de tamaños diferentes , sino
también evalu ar el tama ño de los terremotos que se produjeron antes de que hubiera instrumentos para registrarlos.
··
EFECTOS DESTRUCTIVOS
DE LOS .TERREMOTOS
iertamente, los terremotos son uno de los fenómenos m ás destructivos de la naturaleza.
Poco o ningún aviso precede a los terremotos, y una vez que · comienzan, poco o nada puede h acerse para minimizar sus efectos, aunque la planificación antes de un terremoto puede ser de ayuda. Sin
embargo, la predicción de los terremotos puede ser una
realidad en el futuro (tratado en otra sección más adelante). Los efectos destructivos de los terremotos inclu y~n el temblor del suelo, incendios, olas marinas sísmicas y corrimiento de tier~as, así como pánico, trastorno
en los servicios vitales y shock psicológico. En algunos
casos, los intentos de rescate se ven obstaculizados por
una planificación o unos recursos inadecuados, condiciones de malestar social
sencillamente, por la m agnitud del desastre.
El número de muertos y heridos , así como la cantidad de daños materiales causados por un terremoto, depende de diversos factores. E n general, los terremotos
que se producen durante horas de trabajo y de colegio
en áreas urbanas densamente pobladas son los más destructivos y los que más muertes y heridos provocan. Sin
embargo, la magnitud, la duración del temblor, la distancia del epicentro, la geología de la zon a afectada y el
tipo de estructuras son. también consideraciones importantes. Dadas es tas variables, no es sorprendente que
un terremoto comparativamente pequ efio pueda te n er
efectos desastrosos , mientras que uno mucho más grande podría p asar casi inadvertido , excepto quizá para los
sismólogos.
o,
ellos. Y a unque no h ay duda de que California sufrirá
grandes terremotos e n el futuro , las rocas no pueden
almacen ar s uficiente e n ergía como para desplazar una
masa de tierra tan grande como esté' es tado hasta el
océano Pacífico, como a veces sugiere la prensa sensacionalista.
Los efectos del temblor de tierra , como el derrumbamie nto de edificios, la caída de fachadas y cristales y
la caída de monumentos y estatuas, provocan m ás daños
y causan más muertos y h eridos que cualquier otro p eligro asociado a los terremotos. Las estru cturas construidas so bre roca firme gen eralme nte sufren m enos
daños que los construidos sobre m a terial pobremente
consolidado, como sedimentos saturados de agua o relleno artificial.
Las estructuras levantadas sobre material saturado, de agua o pobremente consolidado están sometidas
a temblores de tierra de mayor du ración y a una a mplitud de onda S m ayor qu e las estruc turas construidas sobre roca firme(• Figura 8.13). Además, el relle no y lo s sedimentos sa turados de agu a tienden a
licuarse, o ac tuar como un fluido , un proceso llamado
licuefa cción. Cuando son sa_c udidos , los granos individuales pierden cohesión y el terre no se desplaza . Dos
ejemplos dramáticos de l daño resultante de la licu efacción son Niigata, en Japón , donde grandes bloqu es
de apartamentos se inclin aron h acia los lados despu és
de que el suelo saturado de agua de la ladera se colapsara(• Figura 8 .14), y la ciudad de México, que es tá
levantada sobre sedim en tos blando s del lecho de un
lago.
Temblor del suelo
El temblor del suelo, el efecto más obvio e inmediato
de un terremoto, varía dependiendo de la magnitud, la
distancia del epicentro y el tipo de materiales subyacentes de la zona -por ejemplo , sedimentos no consolidados o relleno frente a roca firme. Desde luego, el
temblor del suelo es aterrador y puede ser lo suficientemente violento como p ara abrir fisu rns en el terreno .
Sin embargo, contrario al mito popular, las fisuras no
se tragan a la gente y a los edificios y se cierran sobre
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Roca
Sed imentos
bien
consolidados
Sedimentos
poco
consolidados
Lodo de bahía
(saturado de agua)
• Figura 8.13
La amp litud y la duración de las ondas sísmicas aumentan
generalm ente seg ún pasan de la roca fi rme a materiales no .
co nsolidados o húmedos. Así, estructuras constru idas con
materiales débil es sufren norma lment e daños más grandes que las
estructu ras semejant es co nstruidas sobre roca firme .
EFECTOS DESTRU C TIVOS DE LOS TERREMOTOS
221
• Figura 8.14
Los efectos de los temblores de t ie rra sobre
suelos saturados de agu a se ilustran
dramáticamente con el desplome de estos
edificios en Niigata, Japón , durante un
terremoto en 1964. Fueron diseñados para
resistir terremotos y cayero n intactos sobre
sus lados.
Además de la magnitud de un terremoto y la geología
subyacente, el material utilizado y el tipo de construcción
también afecta a la cantidad de daños producidos. Las
estructuras de adobe y de barro son las más frágiles de
todas y casi siempre se derrumban durante un terremoto.
Las estructuras de ladrillo no reforzado y las de hormigón pobremente construidas son también particularmente susceptibles al derrumbe.
Por ejemplo, el terremoto de 1976 en Tangshan,
China, arrasó la ciudad por completo, ya que ninguna
de las estructuras estaba construida para resistir la fuerza
sísmica. De hecho, la mayor parte tenían muros de ladrillo no reforzado, que no tienen flexibilidad y, consecuentemente, se derrumbaron durante el temblor.
El terremoto de magnitud 6,4 que sacudió India en
1993 mató a unas 30.000 personas, mientras que el seísmo de magnitud 6,4 de Northridge, California, un año
más tarde, provocó solamente 61 muertes. ¿Por qué esa
diferencia en el número de víctimas mortales? Ambos terremotos sucedieron en regiones densamente pobladas,
pero en India, los edificios de ladrillo y piedra no pudieron soportar el temblor del suelo; la mayoría se derrumbaron y sepultaron a sus ocupantes.
Incendios
En muchos terremotos , particularmente en áreas urbanas, los incendios son un peligro importante. Casi un
90% de los daños producidos por el terremoto de San
Francisco de 1906 fueron causados por los incendios. El
temblor dañó muchas líneas eléctricas y de gas, que estallaron en llamas e iniciaron incendios por toda la ciudad. Como el terremoto rompió las tuberías del agua, no
había un medio efectivo de luchar contra los incendios,
que ardieron fuera de control durante tres días , destruyendo gran parte de la ciudad.
Ochenta y tres años más tarde, durante el terremoto de 1989 en Loma Prieta, se desató un incendio en el
distrito de Marina de San Francisco. Sin embargo, esta
vez se contuvo el fuego dentro de una zona pequeña,
porque San Francisco ya tenía un sistema de válvulas por
todo su sistema de cañerías de agua y de gas, de manera
que las líneas podían aislarse de las roturas (véase «La
falla de San Andrés» en las páginas 226 y 227).
Durante el terremoto del 1 de septiembre de 1923
en Japón , los incendios destruyeron el 71 % de las casas
de Tokio y prácticamente todas las casas de Yokohama.
En total, 576.262 casas fueron destruidas por el fuego y
143.000 personas fallecieron, muchas como resultado
de los incendios.
Tsunamis: olas asesinas
El 26 de diciembre de 2004, se produjo un terremoto
de magnitud 9,0 a 160 km de la costa oeste del norte
de Sumatra, Indonesia, generando el tsunami más mortífero de la historia. En cuestión de horas, muros de
agua de hasta l 0,5 m de altura golpearon las costas de
Indonesia, Sri Lanka, India, Tailandia, Somalía~ Myanmar, Malasia y las Maldivas , matando a más-de 156.000
personas y provocando miles de millones de dólares en
daños (• Figura 8.15).
Esta ola, generada por un terremoto, se llama popularmente «maremoto», pero el término más correc:to es ola
marina sísmica o tsunami, un término japonés que significa «ola de puerto». Sin embargo, el término maremoto
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)
222
CAPITULO 8
LOS TERREMOTOS Y EL I NTERIOR D E LA TIERRA
• Figura 8.15
-- --- - - - - - .
Vista aé rea de las zonas
_c osteras de Banda Aceh,
capital de la provincia de
Aceh, en Indonesia, tomada
el lunes, 27 de diciembre de
2004, e l día después de que
un terremoto de magnitud 9,0
golpeara la costa oeste del
norte de Sumatra, causando
un tsunami que devastó la
mayor parte de las áreas
costeras de la región oriental
del océano fndico. Como se
puede ver, la g igantesca pared
de agua que golpeó este área
causó tremendos daños e
in undaciones, quedando miles
de personas sin hogár, y mi les
de muertos.
persiste en la literatura popular y en algunos boletines informativos, pero estas olas no tienen nada que ver con las
mareas. En realidad, los tsunamis son olas marinas destructivas que se generan cuando grandes cantidades de
energía son liberadas rápidamente en una masa de agua.
Muchos son el resultado de terremotos submarinos, pero
los volcane~ situados en el mar o los corrimientos de tierra
submarinos también pueden provocarlos. Por ejemplo, la
erupción de 1883 del Krakatoa, entre Java y Sumatra, generó una gran ola marina que mató a 36.000 personas de
las islas cercanas.
Una vez que se genera un tsunami, puede viajar a
través de todo un océano y provocar devastación lejos
de su origen. En mar abierto, los tsunamis viajan a varios kilómetros por hora y generalmente pasan inadvertidos por debajo de los barcos, ya que, normalmente,
tienen menos de 1 m de altura y la distancia entre las
crestas de la ola es de cientos de kilómetros . Sin embargo, cuando entran en aguas poco profundas, las olas van
más lentas y el agua se acumula a alturas que pueden
ser desde un metro o dos a muchos metros. El tsunami
de 1946 que golpeó Hilo, Hawai, tenía 16,5 m de altura. En cualquier caso, la tremenda energía que posee un
tsunami se concentra en una línea de costa cuando golpea, ya sea como una gran ola que rompe o, en algunos
casos, como lo que parece ser una marea que sube rápidamente.
Una creencia popular muy común es que un tsunami es una única ola grande que se estrella contra la costa. Cualquier tsunami consiste en una serie de olas que
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se precipitan sobre la costa durante un tiempo que puede llegar hasta 30 minutos, seguido de un período de
tiempo igual durante el cual el agua vuelve al mar. Además, después de que golpee la primera ola, la siguen más
olas a intervalos de 20 a 60 minutos. Unos 80 minutos
después del terremoto de 1755 en Lisboa, Portugal, el
primero de tres tsunamis, el rriayor de más de 12 m de altura, destruyó la zona de la ,.costa y m ató a numerosas
personas. Después de la llegada de un tsunami de 2 m de
altura a Crescent City, en California, en 1964, los curiosos fueron a la orilla a inspeccionar los daños. Desafortunadamente, 1O de ellos murieron a causa de otra
ola de 4 m de altura.
Una de las señales de aviso de la naturaleza de la
aproximación de un tsunami es una súbita retirada del
mar de una región costera. En realidad, el mar podría
retirarse tanto que no pueda ni siquiera verse y que el
fondo marino quede al descubierto en un área enorme.
En más de una ocasión, la gente se ha precipitado para
observar los arrecifes expuestos o para recoger peces y
conchas sólo para ser arrastrados cuando ha llegado el
tsunami.
Después del trágico tsunami de 1946 que golpeó
Hilo, en Hawai, el Centro de Investigación Costera y
Geodésica de Estados Unidos estableció un Sistema
de aviso temprano de tsunamis en Honolulu, Hawai,
en un intento de minimizar la devastación de los tsunamis. Este sistema combina sismógrafos e instrumentos que detectan.las olas generadas por terremotos. En
el momento en que se produce un terremoto fuerte en
¿SE PU E DE N PR E D EC IR LO S TERR EMOTO S?
cualquier lugar dentro de la cuenca del Pacífico, se determina su ubicación y se comprueban los instrumentos para ver si se ha generado un tsunami. Si es así, se
envía un aviso para evacuar a la gente de las zonas
más bajas que puedan verse afectadas. Sin embargo,
los tsunamis siguen siendo una amenaza para las personas que viven en zonas costeras, especialmente en el
océano Pacífico (Tabla 8 .4). Por desgracia, no existe
ningún sistema de aviso en el océano Índico. Si lo hubiera habido, es posible que él número de víctimas
mortales del tsunami del 26 de diciembre de 2004 no
hubiera sido tan alto.
Fallo del terreno
Los corrimientos de tierra provocados por los terremotos son particularmente peligrosos en las regiones mQntañosas y han sido responsables de grandes cantidades
de daños y de víctimas mortales. Por ejemplo, el terremoto de 1959 en Madison Canyon, Montana, provocó
un enorme desprendimiento de rocas (• Figura 8 .16),
mientras que el terremoto de 1970 en Perú, provocó una
avalancha que destruyó la ciudad de Yungay y mató a
unas 66.000 personas. La mayor parte de las 100.00Q
víctimas mortales del terremoto de 1920 en Gansu, China, se produjeron cuando se derrumbaron unos acantilados compuestos de loess (limo depositado por el
viento). Más de 20.000 personas murie~on cuando do~
tercios de la ciudad de Port Royal , en Jamaica, se deslízó hacia el mar después de un terremoto el 7 de junio de
1692.
¿SE PUEDEN PREDECIR
LOS TERREMOTOS?
223
1
na predicción satisfactoria debe incluir un
marco de tiempo para la incidencia de un terremoto, su ubicación y su fuerza.
A pesar de la gran cantidad de información que han
reunido los geólogos sobre la causa de los terremotos, aún
son raras las predicciones con éxito. Sin embargo, si podemos conseguir predicciones fiables, podremos reducir en
gran medida el número de heridos y de víctimas mortales.
Partiendo del análisis de los registros históricos y de
la distribución de las fallas conocidas, los geólogos hacen
mapas de riesgo sísmico que indican la probabilidad y la
gravedad potencial de futuros terremotos. basándose en
la intensidad de terr"emotos pasados .
Un esfuerio internacional por parte de científicos de
varios países dio como resultado la publicación del primer Mapa global de evaluación de riesgos sísmicos en
diciembre de 1999 (• Figura 8.17). Aunque estos mapas no se pueden utilizar para predecir cuándo se va a
producir un terremoto en una zona en particular, son útiles a la hora de anticipar futuro~ terremotos y ayudar a la
gente a prepararse.
Precursores de terremotos
Los estudios llevados a cabo durante las últimas décadas indican qi.ie la mayoría de los terremotos vienen pre-
Tabla 8.4
Víctimas de los tsunamis desde 1990
Fecha
Ubicación
Altura máxima de la ola
Muertos
2 de septiembre, 1992
Nicaragua
10m
170
12 de diciembre, 1992
Isla de Flores
26m
> 1.000 .
12 de ju lio, 1993
Okushiri, Japón
31 m
239.
2 de j unio, 1994
Este de Java
14 m
238
49
14 de noviembre, 1994
· Isla de Mindoro
7m
9 de octubre, 1995
Ja lisco, México
11 m
1 de enero, 1996
Isla de Sulawesi
3,4 m
9
17 de febrero, 1996
lrian Jaya
7,7 m
161
21 de febrero, 1996
Coste norte de Perú
5m
12
17 de julio, 1998
Nueva Guinea Papua
15m
> 2.200
26 de diciembre, 2004
Sumatra, Indonesia
10,5 m
>156.000
Fuente: F. l. Gonzales, Tsunami! Scientific American 280, n.º 5 (1999) : 59.
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__j
224
CAPITULO
8
LOS TERREMOTOS Y EL I NTERIOR DE LA TIERRA
Fuente del deslizamiento de tierra
• Figura 8.16
El 17 de agosto de 1959, un te rremoto con
una magnitud de Richter de 7,3 sacudió el
sudoeste de Montana y ·un área enorme en
los estados adyacentes. El terremoto provocó
un deslizamiento (vis ible a lo lejos) que
bloqueó el río Madison en Montana y creó el
lago Terremoto (primer plano). El
deslizamiento sepultó 26 personas en un
camping al fondo de l valle.
cedidos de cambios a corto y largo plazo en el interior de
la Tierra. Dichos cambios se llaman precursores.
Los terrémotos vienen a menudo precedidos de
cambios en la elevación e inclinación de la superficie
de la tierra, lo que pueden ser avisos de seísmos inminentes. Los inclinómetros pueden medir cambios extre-
madamente leves en el ángulo de la superficie del terreno. Se han situado inclinómetros a ambos lados de
la falla de San Andrés para medir la inclinación de la
superficie del terreno, que se cree resu ltado del au mento de presión en las rocas. Datos de las mediciones
realizadas en la parte central de California indican una
Aceleración máxima del suelo (m2s2)
o 0,2 0,4 0,8 1,6 2,4 3,2 4,0 4,8
1 1
1 1
• Figura 8.17
El Programa de Evaluación de Riesgo Sísmico Global pub licó este mapa de riesgos sísmicos que muestra las aceleracio nes máximas de l
suelo .. Los va lores se basan en un 90% de probabilidad de que la aceleracíón horizontal del sue lo indicada durante un terremoto no· es
probable que se sobrepase en 50 años. Cuanto más alto el número, más grande el peligro. Como se esperaba,. los riesgos sísmicos más
grandes están en el cinturón circum-Pacífico y el Mediterráneo-Asiático.
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¿SE PUEDEN PREDECJR LOS TEHH E MOTos?
inclinación significativa inmedia tamente anterior a pequeños terremotos.
Además, un trabajo exhaustivo con inclinómetros
realizado en Japón antes. del terremoto de 1964 en Niigata, mostró claramente una relación en tre el aumento
de inclinación y la sacudida principal. Aunque es necesario seguir investigando, estos precursores parecen ser
de utilidad para hacer predicciones de terremotos a corto plazo.
Otros precursores de terre motos son las fluctu aciones en el nivel del agua de los pozos y los cambios en el
campo m agnético de la Tierra, y en la resistencia eléctrica del suelo. Se cree que estas fluctuaciones son el resultado de cambios en la cantidad de espacio poroso en
las rocas debido a un aumento de la presión.
Además de los diversos precursores de los que acabamos de hablar, una técnica de predicción a largo plazo
utilizada en áreas de actividad sísmica es la de determinar
la ubicación de los terremotos importantes y sus réplicas
para detectar áreas que hayan tenido terremotos importantes en el pasado, pero estén actualmente inactivas . Dichas regiones están bloqu eadas y no liberan energía. Sin
embargo, la presión sigue acumulándose en estas regiones debido a los movimientos de las placas, haciendo de
estos vacíos sísmicos excelentes ubicaciones para futuros
terremotos. Varios vacíos sísmicos a lo largo de la falla de
Oué haría
Su ciudad ha experimentado terremotos de moderados
a grandes en el pasado, y como resultado, el comité local de planificación, del que usted es miembro, ha sido
encargado de hacer las recomendaciones acerca de
cómo hacer que su ciudad pueda reducir los daños mejor así como los heridos y muertos potenciales que re- ·
sulten de terremotos futuros . Ha de considerar las
regulaciones de zonas, construyendo códigos para casas privadas, hospitales, edificios públicos y estructuras
en altura, y los planes de contingencia en estado de
emergencia. ¿Qué tipos de recomendaciones haría y
qué y a quién pediría ayuda profesional?
San Andrés tienen posi})ilidades de sufrir terrem otos importantes en el futuro (• Figura 8.T8).
Programas de predicción de terremotos
En la actualidad, sólo c u atro países (Es tados Unidos,
Japón, Rusia y China) tienen programas de predicción
de terremotos subvencionados por el gobierno. Estos
San Juan
Bautista
• Figura 8.18
Los Ange les
Vacio sísmico de
Vacio sísmico de las montañas
la península de
al sur de
San Francisco
Santa Cruz
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Vacio
sísmico
de
Parkfield
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o
100
225
200
Distancia (km)
300
400
Tres vacios sísm icos son evidentes en
esta sección transversal a lo largo de la
fa lla de San Andrés, desde el norte de
San Francisco al sur de Parkfield. El
primero está entre San Francisco y el
va lle de Portola, el segundo cerca de la
montaña de Loma Prieta, y el tercero al
sudeste de Parkfield. La sección superior
muestra los epicentros de los terremotos
producidos entre enero de 1969 y ju li o
de 1989. La sección inferior muestra el
espacio al sur de las montañas de Santa
Cruz después de que fuera re ll eno de
epicentros por el t erremoto de Loma
Prieta el 17 de octubre de 1989 (círculO
abierto) y sus rép licas. Fuente: Datos de
The Loma Prieta Earthqu ake of Oétober 17,
1989. U.S. Geologica l SUrvey.
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El cinturón circum-Pacífico es bien conocido por su actividad volcánica y sus terremotos. Efectivamente,
aproximadamente el 60% de todas las erupciones volcánicas y el 80% de todos los terremotos tienen
lugar en este cinturón, que casi rodea la cuenca del océano Pacífico (Figura 8.4).
Un segmento bien conocido y estudiado del cinturón de circum-Pacífico es la falla de San Andrés,
de 1.300 kilómetros de longitud, que se prolonga desde el Golfo de California hacia el norte, por la costa
de California, hasta que termina en la zona de fractura de Mendocino, en la costa norte de California.
En la terminología de la tectónica de placas, marca un borde de placa transformante entre las placas de
Norteamérica y del Pacífico
(véase el Capítulo 2).
Los terremotos a lo largo
de la falla de San Andrés
y de las fallas relacionadas ·
continuarán produciéndose.
Pero los otros segmentos
del cinturón circum-Pacífico,
as( como los del
Me.diterráneo-Asiático,
están también activos y
··continuarán experimentando
terremotos.
Vista aérea de la falla de
San Andrés. Observe
cómo los cauces han sido "'
desplazados por la falla. ~
Esta tienda en Olema, California,
se llama caprichosamente
El epicentro, aludiendo al hecho
de que está en la zona de falla
de San Andrés.
Tamales, al norte de San Francisco. Ef área baja ocupada
por la bahía se compone de rocas fragmentadas de la
zona de la falla de San Andrés. Las rocas que subyacen
bajo las colinas, en la distancia, están sobre la placa
norteamericana, mientras que el punto desde el que se
tomó esta fotografía está sobre la placa del Pacífico .
. . .. .
Las rocas sobre los lados opuestos de la
falla de San Andrés se mueven unas
sobre otras más alla de fo que pueden,
generando grandes terremotos. El más
famoso destruyó San Francisco el 18 de
abril de 1906. Fue el resultado de la
ruptura de 465 km de falla, ocasionand.o
un desplazamiento horizontal de 6 m
aproximadamente en algunas áreas.
Se estima que 3.000 personas murieron.
i El temblor duró casi un minuto y causó
daños materiales calculados en 400
millones de dolares de 1906!
Aproximadamente 28.000 edificios fueron
destruidos, muchos de ellos por et
incendio de tres días que se ,
desencadenó sin control y que devastó
aproximadamente 12 km2 de ta ciudad
Desde 1906, la falla de San Andrés y sus fallas
asociadas han creado muchos más terremotos.
Uno de tos más trágicos se centró en Northridge,
California, una pequeña comunidad al norte de
Los Ángeles. Durante la madrugada del 17 de
enero de 1994, Northridge y las áreas
circundates temblaron durante 40 segundos.
Cuando términó, 61 personas habían muerto y
había miles de heridos; un oleoducto y al menos
250 tuberías de gas se habían roto, provocando ~
numerosos .incendios; nueve carreteras habían l
sido destruidas; y miles de casas y otros edificios ~
fueron dañados o destruidos. ¿¡
Espectacular incendio en Balboa Boulevard,
Northridge, causado por la explosión de una
tubería de gas durante el terremoto.
causados por el
temblor de tierra
terremoto de _
1994
en Northridge.
Dieciséis personas
perecieron en este
edificio.
CAPITULO 8
LOS TERR EMOTOS Y EL I NTE RIOR D E L A T I ERRA
programas incluyen estudios de campo y de laboratorio del comportamiento de las rocas antes, durante y
después de grandes terremotos , así como la observación de la actividad en las principales fallas activas .
La mayor parte del trabajo de predicción de terremotos en Estados Unidos lo realiza el Centro de· Investigación Geológica e incluye investigaciones en todos
los aspectos de -los fenómenos relaciona.d os con los terremotos.
Los chinos tienen, quizá, el programa de predicción de terremotos más ambicioso del mundo, lo que
es comprensible, teniendo ·en cuenta su larga historia
de terremotos destructivos. Su programa de predicción
de terremotos se inició poco después de dos grandes
terremotos sucedidos en Xingtai (a 300 km al suroeste
de Beijing) en 1966. El programa incluye un exhaustivo estudio y observación de todos los posibles p recursores de terremotos. Además, los chinos ponen énfasis en
los cambios de los fenómenos que se pueden observar y
oír sin la utilización de instrumentos sofisticados. Predijeron con éxito el terremoto de Haicheng de 197 5,
pero no pudieron predecir el devastador terremoto de
1976 en Tangshan, que mató al menos a 242.000 personas.
Se están h aciendo progresos en la consecución de
predicciones precisas y fiables y hay estudios en marcha
para evaluar las reacciones públicas ante avisos de terremotos a largo, medio y corto plazo. Sin embargo, a
m enos que los avisos a corto plazo sean en verdad seguidos por un terremoto, la mayoría de la gente probablemente los ignorará, como h acen ahora con frecuencia con los huracanes, tornados y tsunamis. Puede que
lo mejor que se pueda esperar es que la gente que vive
en áreas sísmicamente activas tome medidas p ara minimizar los riesgos ante el próximo terremoto de importancia (Tabla 8.5).
Tabla 8.5
Qué .se puede hacer para prepararse para un terremoto
Cualquiera que viva en ,un área susceptible de terremotos o que la visitará o se moverá en el la, puede to mar ciertas
precauciones para reducir los riesgos y las pérdidas que resulta n de un terremoto.
·
Antes de un terremoto:
1. Familiarizarse con los peligros geológicos del área
donde vive y trabaja.
2. Cercio rarse de q ue su casa está f irmement e suj eta a los
cim ientos con anclaj es y q ue las paredes, pisos y techo
están perfectamente unidos.
3. Los muebles pesados, como librerías, deben estar
fij adas a las paredes; se deben utilizar líneas
semiflexibles de gas natural para que se puedan doblar
sin romper; los calentadores y los ho rn os se deben
ajustar y las correas fij ar a las p ared es p ara evitar la
ruptu ra de las lín eas de gas y los incendios. Las
chimeneas d e ladrill o deben t ener una abrazad era o
refuerzo que se pueda anclar al techo.
4. M antenga un suministro para varios días de agua
potable y alimentos enlat ados, y m ant enga un
suministro fresco d e baterías d e linterna y radio así
como un extintor.
5. M antenga un botiquín de urgencia básico, y co nozca los
princip ios esenciales d e l ~s procedimientos de p rimeros
aux ilios.
6. Aprenda a apagar los electrodomést icos en su casa.
7. Sobre t odo, t enga un p lan de acción planeado p ara
cuando se produzca un terrem ot o.
Durante un terremoto:
1. Permanezca en ca lma y e_
v ite el p ánico.
2. Si está d entro, t úmbese baj o un escritorio o una mesa si
es posible, o p ermanezca d e p ie b aj o el m arco d e una
© Cengage Learning Paraninfo
pu erta o en la esquina de una habitació n ya que éstas
son las p artes estructuralmente más f uertes de una
habitación; evite las vent anas y escombros que se
desprenden.
3. En un edificio alto, no corra hacia los huecos de la
escalera ni los ascenso res.
4. En un edificio no reforzado o peligroso, puede ser
preferible salir de él antes que permanecer dentro. Est é
alerta por la caíd a de líneas de electricidad y la
posib ilidad de q ue caigan escombros.
5. Si está fuera, llegue a un área abierta lej os de edificios si
es posib le.
6. Si está en un automóvil, p ermanezca en él, y evite
edificios altos, pasos elevados y los puentes, si es
posible.
Después de un terremoto:
1. Si est á ileso, perm anezca en calma y va lo re la situación.
2. Ayude a cualquiera que esté herido.
3. Asegúrese de q ue no hay incendios ni peligro de que se
produzcan.
4. Verif ique el daño en enseres y apague válvulas d e gas, si
huele a gas.
5. Uti lice su t eléfono sólo p ara emergencias.
6. No vaya a observar ni circule por las calles
innecesariamente.
7. Evite las áreas de d eslizamiento y las p layas.
8. Est é prep ara do para las rép licas.
¿SE PUEDEN CO NTROLAR LOS TERR E MOTOS?
¿SE PUEDEN CONTROLAR
LOS TERREMOTOS?
media de fluidos contaminados vertidos en el pozo al
mes. Obviamente, existe un alto grado de correlación entre ambos, y la correlación es particularmente convincente teniendo en cuenta que durante el tiempo en que
no se vertieron fluidos residuales, la actividad sísmica
disminuyó de manera espectacular.
E l área por debajo del Arsenal de las Montañas Rocosas está compuesto de gneis altamente fracturado cubierto por rocas sedimentarias. Cuando se bombeaba
agua en estas fracturas, disminuía la fricción en los lados
opuestos de las mismas y, en esencia, las lubricaba de
modo que se producía un movimiento, provocando los
terremotos que experimentaba Denver.
Los experimentos realizados en 1969 en un yacimiento petrolífero abandonado cerca de Rangely, -Colorado, confirmaron la hipótesis del arsenal.
Bombearon agua dentro y fuera de los pozos petrolíferos abandonados, midieron la presión del agua de los
poros de estos pozos e instalaron sismógrafos en la zona
para medir cualquier actividad sísmica. La monitorización mostró que se producían pequeños seísmos en la
zona cuando se inyectaban fluidos y que la actividad sísmica disminuía cuando se extraían. Lo que los geólogos
estaban haciendo era iniciar y deten er terremotos a voluntad, y así se estableció la relación entre la presión del
agua de los poros y los terremotos.
Basándose en estos resultados, algunos geólogos han
propuesto que se bombeen fluidos, en los segmentos blo-
a predicción de terremotos fiable queda aún muy
lejos, pero ¿podemos hacer algo para controlar al
menos parcialmente estos fenómenos? Debido a
la tremenda energía implicada, parece improbable que el
hombre pueda llegar a evitar los terremotos algún día. Sin
embargo, podría ser posible liberar gradualmente la en ergía almacenada en las rocas, disminuyendo así la probabilidad de grandes terremotos y daños importantes.
Durante el período de principios a mediados de los
sesenta, Denver, Colorado, sufrió numerosos terremotos pequeños. Fue algo sorprendente, porque Denver no
había sido proclive a los terre motos en e l pasado . En
1962, el geólogo D avid M. Evans sugirió que los terremotos de Denver estaban directamente relacionados
con el vertido de aguas residuales contaminadas en un
pozo de residuos situado a 3.674 m de profundidad en el
Arsenal de las Montañas Rocosas, al noreste de Denver
(• Figura 8. l 9a). El ejército de los Estados Unidos negó
en un principio que existiera una conexión, pero un estudio del USGS concluyó que el bombeo de fluidos residuales en e l pozo era la causa de los terremotos.
La Figura 8. l 9b muestra la relación entre el número medio de terremotos al m es e n Denver y la cantidad
Pozo Arsenal
Montañas Rocosas
229
60
Promedio mensual de terremotos en Oenver
(f)
_g 50
o
~ 40
(¡¡
; 30
"O
e 20
11111
Q)
§ 10
z
o -- - - - - - - -8
o
(a)
Foco del terremoto
"O
::J
o:=
Q)
• Figura 8.19
"O
¡-- -
(a) Bloque diagrama del Arsenal 'de las Montañas Rocosas
y de la geología subsuperficial_ (b) Gráfico que muestra la
relación entre la cantidad de aguas residuales inyectadas
en el pozo por mes y el número medio de terremotos de
Denver por mes. No ha habido terremotos significativos
en Denver desde que cesó la inyección de aguas
residuales en el pozo en 1965. Fuente: De la Figura 6, página
17, Geotimes Vol. 10, N.º 9 (1966) con el amable permiso del
American Geological lnstitute. Para obtener más información,
visite la página Web www.agiweb.org_
(f)
Q)
e
6
5
o
ro 4
Ol
Q)
"O
(f)
Q)
e
Promedio mensual de galones de residuos
inyectados en el pozo
7
3
2
1
•
1
•
1
máxima~~
•
I
1
'"""""" """. 1
Presión
Sin inyección
de residuos
_9_
¿
o
Pres!ón
máxima
ectados- inyección
de
por
de
avadad 1.050 lb
....
1962
1963
1964
1965
..
(b)
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C APITULO
8
L OS T E RR E M OTOS Y EL I NTER IO R D E L A TI E R RA
Corteza
oceánica
queados o vacíos sísmicos de las fallas activas para provocar terremotos de pequeños a moderados. Creen que
esto aliviaría la presión en la falla y evitaría que se produjera un terremoto más .i mportante. Aunque este plan
es interesante, también presenta muchos problemas potenciales. Por ejemplo, no existe ninguna garantía de que
sólo se fuera a producir un terremoto pequeño. Podría
provocarse un terremoto importante, causando elevados
daños materiales y pérdida de vidas. ¿Quién sería responsable? Desde luego, es necesaria mucha más investigación antes de realizar un experimento así, incluso en
una zona de baja densidad de población.
Parece ser que hasta que llegue el momento en que
podamos predecir de manera precisa o controlar los terremotos, la mejor defensa es una buena planificación y
preparación (Tabla 8.5).
70 km
¿CÓMO ES EL INTERIOR
DE LA TIERRA?
• Figura 8.20
urante.la mayor parte de la Historia, se consideró el interior de la Tierra como un mundo
subterráneo de grandes cavernas, calor y gases sulfurosos, poblado por demonios . En la década de
1860, los científicos ya sabían cuál era la densidad media .d e la Tierra y que la presión y la temperafura au m entaban con la profundidad. Y aunque el interior de la
Tierra no se puede observar directamente, hoy en día,
los científicos tienen una idea razonablemente buena
acerca de su composición y estructura interna. Gen eralmente, la Tierra se representa como una serie de
capas concéntricas, que difieren en composición y den sidad, separadas de las capas adyacentes por unos límites bastante definidos (• Figura 8 .20). Recordemos que
la capa m ás externa, o corteza, es la capa delgada de la
Tierra. Debajo de la corteza y extendiéndose hasta casi
medio camino del centro de la Tierra se encuentra el
manto, que comprende más del 80 % del volumen del
planeta.
La parte cen tral de la Tierra consiste en un núcleo,
que está dividido en una. parte interna sólida y una pare
te externa líquida (Figura 8.20).
El comportamiento y tiempos de viaje de las ondas
P y S proporcionan a los geólogos mucha información
sobre la estructura interna de la Tierra. Las ondas sísmicas viajan hacia el exterior como frentes de ondas
desde sus zonas de origen , au n que resulta m ás conveniente representarlas como rayos de ondas, que son líneas que muestran la dir ección d el m ovimien to d e
partes pequeñas de los frentes de ondas (Figura 8.3).
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-------
La estru ct ura intern a de la T ierra. El recuadro muest ra la parte
ext erior d e la T ierra en más d et alle. La asten osfera es só lida pero
se comporta p lásticamente y fluye.
Cualquier perturbación, como un tren o un equipo de
construcción , pue de provocar ondas sísmicas, pero
sólo aquéllas gen eradas por grandes terremotos, volcanismo explosivo, impactos de asteroides y explosiones
nucleares pueden viajar completamente a través de la
Tierra.
Como ya vimos anteriorm ente , la velocidad de las
ondas P y S viene determinada por la densidad y elasticidad de los m ateriales que atraviesan, incrementándose
ambas con la profundidad. La velocidad de las ondas disminuye con el aumento de densidad pero se incremen ta
en materiales con una mayor elasticidad. Como la elasticidad aumenta con la profundidad más rápido que la
densidad, se produce un incremen to general en la velocidad de la onda sísmica cuando las ondas pen etran a
m ayores profundidades. Las ondas P viajan m ás rápido
que las ondas S bajo cualquier circu nstancia, pero a diferencia de las ondas-P, las ondas S no se transmiten a
través de un líquido, porque los líquidos no tienen fuerza de cizalla (rigidez); los líquidos sencillam ente fluyen
en respuesta al esfuerzo en cizalla.
C uando una onda sísmica viaja de un m aterial a otro
de diferente densidad y elasticidad , su velocidad y-dirección de viaje cambian . Es decir, la onda se cu rva, un fen óm eno con ocido como refracción, de manera muy
EL NÚCLEO TE.RRESTR E
231
Ondas reflejadas
Astenosfera
Límite entre
manto y
núcleo
-t'--=---- - - - -- -- -
Núc leo interno
• Figura 8.21
Refracción y reflexión de las ondas P. Cuando las ondas sísmicas
pasan por un borde que separa mat eriales de la Tierra d e
densid ad o elasti ci dad d iferentes, se refractan, y algunos de su
energía son reflejados de nuevo hacia la superfi cie. Observe que el
ún ico rayo de onda no refract ado es el perpendicular a los bordes.
Núcleo externo
~
Núcleo
interno
14
E 12
parecida a como se refractan las ondas de luz cuando pasan del aire al agua, que es más densa(• Figura 8.21).
Como las ondas sísmicas atraviesan materiales de diferente densidad y elasticidad, se refractan continuamente de manera que sus caminos se curvan; los rayos de
onda sólo viajan en línea recta y no se refractan cuando
su dirección de viaje es perpendicular a un límite (Figura 8.21).
Además de la refracción, los rayos sísmicos se reflejan , igual que se refleja la luz en un espejo. Cuando
los rayos sísmicos se encuentran con un límite que separa materiales de diferente densidad o elasticidad,
parte de la energía de una onda se refleja e n la superficie (Figura 8.21). Si conocemos la velocidad de la onda
y el tiempo necesario para que la onda viaje desde su
origen al límite y de vuelta a la superficie, podemos calcular la profundidad del límite reflectante. Dicha información resulta útil a la hora de determinar no sólo la
estructura interna de la Tierra, sino también la profundidad de las rocas sedimentarias que pueden contener
petróleo.
Aunque los cambios en la velocidad de las ondas sísmicas se producen continuamente con la profundidad,
la velocidad de las ondas P se incrementa súbitamente
en la base de la corteza y disminuye bruscamente a una
profundidad de unos 2.900 km (• Figura 8.22). Estos
cambios notorios en la velocidad de las ondas sísmicas
indican un límite llamado discontinuidad a través del
cual se produce un cambio significativo en los materiales
de la Tierra o en sus propiedades. Estas discontinuidades
son la base para subdividir el interior de la Tierra en capas concéntricas.
6
~ 10
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o
1.000
2. 000
3.000
4.000
5.000
6.000
Profundidad (km)
• Figura 8.22
Perfiles que mu estran las velo cidades de las ondas sísmi cas frente
a la profundidad. Se muestra la sección de varias discontinu idades
a t ravés de las cua les las velocidades de las ondas sísm icas
cambian rápidamente. Fuente: De G. C. Brown y A. E. Musset, The
fnaccessibfe Earth (Kluwer Academic Publishers, 1981), Figura 12.?a.
Reimpreso con permiso del autor.
EL NÚCLEO TERRESTRE
n 1906, R. D. Oldham, del Centro de Investigación Geológica de la India, se percató de que las
ondas sísmicas llegaban más tarde de lo' esperado a las estaciones sísmicas situadas a más de 130 grados
del hipocentro de un terremoto. Él dio por supuesto que
la Tierra tiene un núcleo que transmite las ondas sísmicas más lentamente que los materiales terrestres menos
profundos. Hoy en día sabemos que la velocida,d de las
ondas P disminuye notable mente a una profundidad de
2,900 km, lo que indica una discontinuidad importante
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CAPfTULO
8
LOS _TERR E MOTO S Y EL INTERIOR DE LA TIERRA
ahora reconocida como el límite entre el núcleo y el
manto (Figura 8.22).
Debido a la repentina disminución de la velocidad
de las ondas P en el límite entre el núcleo y el manto,
las ondas P se refractan en el núcleo, de modo que poca
energía de una onda P alcanza la superficie en el área situada entre los 103 y 143 grados de distancia del hipocentro de un terremoto (• Figura 8.23).
Esta zona en la que los sismógrafos registrai-i poca
energía de una onda P se llama zona de sombra de las
ondas P.
La zona de soinbra de las ondas P no es una zona de
sombra perfecta, porque dentro de ella alcanza la superficie algo de energía débil de onda P. Los científicos propusieron varias hipótesis para explicar esta observación,
pero todas ellas fueron rechazadas por la sismóloga danesa lnge Lehman, que en 1936 postuló que el núcleo
no es enteramente líquido , como se pensaba anteriormente. Ella propuso que la reflexión de una onda sísmica en un núcleo interno sólido explicaba la llegada de
energía débil de una onda P a la zona de sombra de las
ondas P, una propuesta que los sismólogos aceptaron rápidamente.
En 1926, el físico británico Harold Jeffreys se dio
cuenta de que las ondas S no sólo eran ralentizadas por el
núcleo, sino que resultaban completamente bloqueadas.
Por tanto, además de una zona de sombra de las ondas P,
también existe una zona de sombra de las ondas S mucho más grande y completa (Figura 8.23b). En lugares a
más de 103 grados de distancia del hipocentro de un terremoto, no se registran ondas S, lo que indica que estas
ondas no pueden transmitirse a través del núcleo. Las ondas S no pasan a través de un líquido, por lo que parece
que el núcleo externo debe ser líquido o comportarse
como tal.
Densidad y composición del núcleo
103º
103°
(b)
<00q
• Figura 8.23
• Figura activa 8.26
cte sombra de \as 0 "
-- ~-------------
o'O-"'s
- - - - - - ---- - - -·
(a) Las ondas P se refractan de modo que sólo un poco de energía
de ellas alcanza la superficie en la zona de sombra de las ond as P.
(b) La presenCia de una zona de sombra de las ondas S indica que
están siendo bl o queadas en el interior de la Tierra .
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El núcleo constituye un 16,4% del volumen de la Tierra
y casi un tercio de su masa. Los geólogos pueden hacer
una estimación de la densidad y composición del núcleo
utilizando evidencias sísmicas y experimentos de laboratorio. Además, se utilizan los meteoritos, que según se
cree representan restos del material del que se formó el
sistema solar, para hacer cálculos aproximados sobre la
densidad y la composición.
Por ejemplo, los meteoritos compuestos por aleaciones de hierro y níquel pueden representar los interiores
diferenciados de asteroides grandes y servir de cálculo
aproximado de la densidad y composición del núcleo terrestre. La densidad del núcleo externo varía de 9,9 a
12,2 g/cm 3 . En el centro de la Tierra, la presión es equivalente a unos 3,5 millones de veces la presión atmosférica normal.
El núcleo no puede estar compuesto por minerales
que sean comunes en la superficie, porque incluso bajo
las tremendas presiones que existen a gran profundidad,
seguirían sin ser lo suficientemente densos como para dar
lugar a una densidad media de 5,5 g/cm 3 para la Tierra.
Se cree que tanto el núcleo externo como el interno. están
compuestos principalmente por hierro, pero el hierro
puro es demasiado denso para ser el único constituyente
del núcleo externo. Por tanto, debe estar «diluido» con
elementos de menor densidad. Diversos experimentos de
laboratorio y comparaciones con meteoritos de hierro indican que alrededor de un 12% del núcleo externo puede
estar compuesto de azufre y quizá algo de silicio y pequeñas cantidades de níquel y potasio.
EL MANTO TERRESTRE
Por el contrario, el hierro puro no es lo suficientemente denso como para explicar la densidad estimada
del núcleo interno, por lo que puede que un 10-20% de
esta parte esté formada por níquel. Estos metales forman
una aleación de hierro y níquel que se cree lo suficientemente densa bajo la presión existente a esa profundidad para explicar la densidad del núcleo interno.
Cuando el núcleo se formó durante la historia temprana de la Tierra, probablemente estaba fundido y se ha
ido enfriando desde entonces, de manera que su interior
se ha cristalizado. Es más, el núcleo interno sigue creciendo a medida que la Tierra se enfría lentamente, y el líquido del núcleo externo cristaliza como hierro. Pruebas
recientes también indican que el núcleo interno gira más
rápido que el externo, moviéndose unos 20 km/año más
deprisa que el núcleo externo.
EL MANTO TERRE~TRE
1
n 1909 se realizó otro descubrimiento importante sobre el interior de la Tierra cuando el sismólogo yugoslavo Andrija Mohorovicic detectó una
discontinuidad a una profundidad de unos 30 km. Mientras estudiaba los tiempos de llegada de las ondas sísmicas de los terremotos de los Balcanes, Mohorovicic se percató de que las estaciones sísmicas situadas a unos pocos
cientos de kilómetros del epicentro de un terremoto estaban registrando dos conjuntos distintos de ondas P y S.
Partiendo de estas observaciones,· Mohorovicic sacó
la conclusión de que un límite definido separa las rocas
con diferentes propiedades a una profundidad de unos
30 km. Postuló que las ondas P por debajo de este límite viajan a 8 km/seg, mientras que las situadas por encima del límite viajan a 6, 75 km/seg. Cuando se produce
un terremoto, algunas ondas viajan directamente desde
el hipocentro a una estación sísmica, mientras que otras
233
viajan a través de la capa más profunda y parte de su
energía se refracta hacia la superficie (• Figura 8.24).
Las ondas que van a través de lii capa más profunda viajan más lejos hasta una estación_sísmica, pero lo hacen
más rápidamente y llegan antes que las de la capa menos
profunda. EL límite identificado por Mohorovicic separa la corteza del manto y ahora lo llamamos discontinuidad de Mohorovicic, o simplemente Moho. Está
presente en todas partes excepto debajo de las dorsales,
pero su profundidad varía. Por debajo de los continentes está a una profundidad de 20 a 90 km, con una media de 35 km; por debajo del fondo oceánico se
encuentra de 5 a 10 km de profundidad.
Estructura, densidad y composición
del manto
Aunque la velocidad de las ondas sísmicas en el manto
aumenta con la profundidad, existen varias discontinui. dades. Entre profundidades dé 100 y 250. km, tanto las
velocidades de las ondas P como las de las ondas S disminuyen notablemente (• Figura 8.25). Esta capa, situada de 100 a 250 km de profundidad, es el canal de
baja velocidad, que se corresponde con la astenosfera,
una capa en la que las rocas están cerca de su punto de
fusión y son menos elásticas, lo que explica la disminución de la velocidad de las ondas sísmicas. La astenosfera es una zona importante porque puede que sea donde
se genera parte del magma. Además, carece de resistencia, fluye plásticamente y se cree que es la capa sobre la
que se mueven las placas de la litosfera rígida externa.
Existen otras discontinuidades a niveles más profundos dentro del manto. Pero a diferencia de los situados entre la corteza y el manto o entre el manto y el
núcleo, éstos , probablemente, representen cambios estructurales en los minerales, en lugar de cambios en la
composición. En otras palabras, los geólogos creen que
el manto está compuesto por el mismo material en toda
200 km
Onda directa
• Figura 8.24
Andrija Mohorovicic estudió la s ondas sísmi ca s y detectó una disco ntinuidad sísmica a una profundidad de cerca de 30 km . Las ondas
sísmica más ráp idas y más profundas llegan las primeras a las estaciones sísmicas, aunque viajen más lejos. Esta discontinuidad, ahora
.
co nocida como el Moho, está entre la co rteza y el manto.
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j
234
CAPITULO
8
LO S TERR E MOTOS Y EL I NTER I OR D E LA TIERRA
11
Rango de variaciones
regionales debido a
la fusión parc ial
10
~ 9
,J-
6
"O
<U
"O
·¡:¡
o
~
8
Manto inferior
Zona de
transición
Zona de baja
velocidad
7
Manto superior
perior y la base de una zona de transición que separa el
manto superior del m anto inferior (Figura 8 .25 ).
Aunque la den sidad del manto, que varía de 3,3 a
. 5, 7 g/cm 3 , puede deducirse de una manera bastante precisa a partir de las ondas sísmicas, su composición es
men os segu ra. La roca ígnea peridotita, que contiene
principalmente silicatos ferromagnesianos, se considera
el componente más probable. Los experimentos de laboratorio indican que posee propiedades físicas que explicarían la densidad del man to y las velocidades observadas en las transmisiones de ondas sísmicas. La peridotita
también forma las partes inferiores de las secuencias de
roca ígnea que se cree que son fragmentos de la corteza
oceánica y del manto superior situados en la tierra. Además, la peridotita se produce como inclusiones en masas
de roca volcánica, como las pipas de lúmherlita, de las que
se sabe que vienen de profundidades de 100 a 300 km.
Estas inclusiones parecen ser fragmen tos del manto.
6
......~~~.....-~~~....-..-~-..~~~--i
1.00()°
400 410
600 660 800
0-+-~~~
o
200
Profundidad (km)
TOMOGRAFÍA SÍSMIC~
• Figura 8.25
Variaciones d e la velocidad d e la onda P en la pa rte supe rio r del ·
manto y en la zona de transición. Fuente: De G. C. Brown y A. E.
Musset, The lnaccessible Earth (Kluwer Academic Publishers, 1981),
Figura 7.11. Reimpreso con permiso del autor.
su extensión, pero los estados estructu rales de los minerales, como el olivino, cambian con la profu ndidad.
A una profundidad de 41 O km, la velocidad ·de la
onda sísm ica se in crem en ta Ügeram ente como consecuencia de dich os cam bi.os en la estructura de los minerales (Figura 8 .25) . Se produ ce otro á u mento de
velocidad a unos 660 km, donde los minerales se descomponen en óxidos metálicos, como FeO (óxido de hierro) y Mgü (óxid o de magn esio), y dióxido d e silicio
(Si0 2 ) . Estas dos i:liscontinuidades definen la parte su-
Oué haría
Por supuesto, las novelas como Viaje al Centro de la
Tierra ·son ficción, pero sorprende saber cuánt as
personas piensan que existen vastas cavernas y
cavidades en las profundidades dentro de l pla neta.
.
¿Có mo explicaría que aunque no te nga.mes
observaciones directas a gran profundidad, pode mos
est ar todavía seguros de que est as ape rturas
propuest as no existen?
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s probable que el modelo que dice que el interior de la Tierra consiste en un núcleo rico en
hierro y u n m anto rocoso sea preciso, pero no
muy exacto. En los últimos años, los geofísicos han desarrollado u na técnica llamada tomografía sísmica que les
permite desarrollar modelos más exactos del interior de
la Tierra. En la tomografía sísmica, se analizan numerosos cortes de ondas sísmicas de manera parecida a la que
u tilizan los radiólogos para analizar los TAC (tomografía
axial computarizada). En los TAC , los rayos X penetran
en el cuerpo y se forma uria im agen bidimensional de su
interior. Repetidos TAC tomados desde ángulos ligeramente diferentes se analizan por ordenador y se apilan
para producir una imagen tridimensional.
De un modo similar, los geofísicos utilizan las ondas
sísmicas para investigar el interior de la Tierra. En la tomografía sísmica, se analizan las velocidades m edias de
numerosas ondas sísmicas de manera que se detectan
áreas «lentas» y «rápidas» en el viaje de las ondas (• Figura 8 .26). Recordemos que la velocidad de las ondas
sísmicas depende en parte de la elasticidad; las rocas
frías tienen una mayor elasticidad y, por tanto, transmiten las ondas sísmicas m ás rápido que las rocas más calientes.
Como res ultado de los estudios en tomografía sísmica, está surgien do una imagen mucho más clara del
interior de la Tierra. Ya nos h a d ado una m ejor comprensión de la convección compleja dentro del manto y
una imagen m ás clara de la naturaleza del límite entre
el núcleo y el manto.
TOMOGR A FÍA S Í SM I C A
235
Los diamantes y el interior de la Tierra
D
iamante: una joya, una forma, una
herramienta. Las oportunidades
hacen que usted o alguien a quien
conoce posee un anillo de diamantes, un col lar o una pulsera, porque el
diamante, que simboliza la fuerza y la pureza,
es una piedra preciosa muy popular y buscada.
El va lor de los diamantes con calidad de gema
se determina por su color (sin color son los más
deseables), la claridad (la falta de imperfecciones), y el qu il ate (1 quilate = 200 m ilig ramos).
El va lor de un diamante depende también de
la talla, la manera en que se marcó, cortó y dio
brillo para obtener pequeñas superficies planas conocidas como facetas, que aumentan la
ca lidad de la luz reflej ada (• Figura 1 y véase la
Fi gura 3.1 b).
La mayor parte de los diamantes· del mundo
vienen de corrientes y de depósitos en playas,
pero la última fuente de la mayoría de los diamantes de calidad de gema y de los diamantes
industriales son las pipas de kimberlita, compuesta de rocas ígneas gris marengo o azul
que se orig in aron a grandes profundidades.
De hecho, el diamante se compone del ca rbono que se forma a presiones que se encuentran, por lo menos, a 100 km de profundidad,
es decir, en el manto de la Tierra . El diamante
estab lece una profund idad mínima de l
EL CALOR INTERNO
DE LA TIERRA
urante el siglo XIX, los científicos descubrieron que la temperatura en las minas aumenta
con la profundidad. La misma tendencia se ha
magma que se enfría para formar kimberlita, y
una forma de síli ce también en estas rocas,
que in dica que el magma se orig in ó entre 100
y 300 km por debajo de la superficie. Además
de diamantes y síli ce, la kimberlita contiene
normalmente inclusiones de peridotita (véase
la Figura 4, 10) que son probablemente parte
del manto.
Debido a que el diamante es tan duro
(véase la Tab la 3.3) se utiliza como ab rasivo y
para herramientas que cortan otras sustancias
quras, como otras piedras preciosas, lentes, e
incluso circuitos electrónicos . En la construcción de carreteras, los diamantes se utilizan
para pulverizar pavimento viejo antes de verter
una nueva capa de asfa lto. Incluso las compañías de petró leo utilizan brocas tapizadas de
diamantes.
• Figura 1
- - - - - - - - - - --·
El valor de un diamante está determ ina do por el
co lor, la claridad, los qu ilates y la ta lla.
observado en las perforaciones profundas. Este aumento de temperatura con la profundidad, o gradiente ge_o t~rmico, es de unos 25 ºC/km cerca de la superficie. En
áreas de volcanismo activo o recientemente activo, el
gradiente geotérmico es mayor que en áreas no volcánicas adyacentes, y la temperatura se eleva más deprísa por
debajo de las dorsales que en cualquier otro sitio por debajo del fondo oceánico.
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CAPI T ULO
8
LO S TE RRE MOTOS Y E L I NTE RIOR D E L A TI E R RA
pas de kimberlita, que se cree que proceden de profundidades de 100-300 km , han alcanzado un equilibrio en
estas profundidades a una temperatura de unos 1.200
ºC. En el límite del núcleo con el manto, la temperatura está, probablemente, entre 2.500 y 5.000 ºC; este amplio margen de valores nos indica las dudas que existen
acerca de estos cálculos. Si estas cifras son razonablemente precisas, el gradiente geotérmico del manto es tan
sólo de 1 º C/km.
Como el núcleo es tan remoto y su composición tan
incierta, sólo es posible hacer cálculos muy generales de
su temperatura. Basándonos en diversos experimentos,
se cree que la temperatura máxima en el centro del núcleo es de 6.500 º C, muy cerca de la temperatura estimada de la superficie del Sol.
• Figura 8.26
Numerosas ondas del terremoto se analizan para detectar
áreas dentro de la Tierra que transmiten ondas sísmicas más
rápida o más lentamente que las adyacentes. Las áreas en las
que las ondas viajan más rápido correspon den a regiones
«frías» {azul), mientras que las regiones «cali entes» (rojo)
transmiten o ndas sísmicas m ás .lentamente . Fue nte: De «Jou rn ey to
t he Center of the Earth», por T. A. Heppenhe imer, Discover,_v. 8, n.º 11, nov.
1987. Ilustración d e Andrew Christi e, copyright© 1987.
La mayor parte del calor interno de la Tierra lo genera fa descomposición radiactiva, especialmente la descomposición de isótopos de uranio y torio, y en menor
grado de potasio 40. Cuando estos isótopos se descomponen, emiten partículas energéticas y rayos gamma que
calientan las rocas de alrededor. Y como las rocas son
malas conductoras del calor, hace falta poca descomposición radiactiva para crear un calor considerable, dado
un tiempo suficiente.
Desafortunadamente, el gradiente geotérmico no es
de utilidad para calcular las temperaturas a gran profundidad. Si fuéramos sencillamente a hacer una extrapolación de la superficie hacia abajo, la temperatura a
100 km sería tan elevada que, a pesar de la gran presión
existente, todas las rocas conocidas se fundirían. Con la
excepción de las bolsas de magma, parece que el manto
es sólido y no líquido, porque transmite las ondas S. En
consecuencia, el gradiente geotérmico debe disminuir
notablemente.
Los cálculos actuales de la temperatura en la base
de la corteza son de 800 a 1.200 ºC . La última cifra parece ser un límite máximo; si fuera mayor, habría fusión.
Además, parece que fragmentos de roca del manto en pi-
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n la última parte de este capítulo, hemos centrado nuestro interés en el interior de la Tierra,
pero para completar debemos hablar brevemente de la corteza, que, junto con el manto superior, constituye la litosfera.
La corteza continental es compleja, formada por todo
tipo de rocas, pero normalmente se la describe como «granítica», lo que significa que su composición global es similar a la de las rocas graníticas. Con excepción de las
rocas ricas en metales, como los depósitos de mena de hierro, la mayoría de las rocas de la corteza continental tienen
densidades de entre 2,0 y 3,0 g/cm 3 , siendo la densidad
media de la corteza de unos 2, 70 g/cm 3 . La velocidad de la
onda P en la corteza continental es de unos 6,75 km/seg.
La corteza continental tiene un grosor medio de 3 5 km,
pero es mucho más gruesa por debajo de las cordilleras
montañosas y considerablemente más delgada en áreas
como los Valles del Rift, al este de África, y un área extensa llamada Basin and Range Province, al oeste de Estados Unidos, donde se estira y se hace más fina.
Al contrario que la corteza continental, la corteza
oceánica es más sencilla, compuesta de gabro en su parte inferior y superiormente por basalto. Es menos gruesa, unos 5 km, en las dorsales; en ningún caso supera los
10 km. Su densidad de 3,0 g/cm 3 cuenta con el hecho
de que transmite las ondas P a unos 7 km/seg. De h echo, esta velocidad de las ondas P es lo que se esperaría
si la corteza terrestre estuviese compuesta de basalto y
gabro. Presentamos una descripción más detallada de la
estructura y composición de la corteza oceánica en el
Capítulo 9.
RES UM EN D E L CA PÍTU LO
G EO
237
,,
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
valores que van del I al XII en la escala de
intensidad de Mercalli modificada.
Los terremotos son vibraciones provocadas por la
súbita liberación de energía, normalmente a lo largo
de una falla.
La teoría del rebote elástico sostiene que la presión
crece en las rocas de los lados opuestos de una falla
hasta que se excede la resistencia de las rocas y se
produce la ruptura. Cuando las rocas se rompen, la
energía almacenada se libera a medida que vuelven
a su posición original.
• La sismología es el estudio de los terremotos. Los
terremotos se registran en los sismógrafos y este
registro se llama sismograma.
El punto donde se libera la energía es el hipocentro
de un terremoto, y su epicentro se encuentra en la
superficie, directamente por encima del hipocentro.
La magnitud mide la cantidad de energía liberada
por un terremoto y se expresa en la escala de
magnitud de Richter. Cada aumento en el número
de magnitud representa un aumento de 30 veces en
la energía liberada.
• La escala de magnitud del momento sísmico calcula
de manera más precisa la energía liberada en
terremotos muy grandes.
• El temblor del suelo es el más destructivo de todos
los peligros de los terremotos. La cantidad de daños
provocados por un terremoto depende de la geología
de la zona, el tipo de construcciones, la magnitud
del terremoto y la duración del temblor:
Los tsunamis son olas marinas sísmicas producidas
por terremotos, flujos de tierras submarinas y
erupciones de volcanes en el mar._
• Aproximadamente un 80% de los terremotos se
producen en el cinturón circum-Pacífico, un 15 % en
el cinturón Mediterráneo-Asiático y el 5% restante
en el interior de las placas o a lo largo de los
's istemas oceánicos de dorsales en expansión.
Los mapas de riesgos sísmicos ayudan a los geólogos
a hacer predicciones a largo plazo sobre la gravedad
de los terremotos basándose en antiguos seísmos.
Los dos tipos de ondas de cuerpo son las ondas P y
las ondas S. Las ondas P viajan a través de todos los
materiales , mientras que las ondas S no viajan a
través de los líquidos. Las ondas P son las ondas
más rápidas y son compresionales, mientras que las
ondas S son de cizalla.
• Los dos tipos de ondas superficiales son las ondas
Rayleigh y Love. Viajan por la superficie o justo por debajo de ella.
Los precursores son cambios que preceden a los
terremotos y que pueden utilizarse para predecirlos.
Los precursores incluyen vacíos sísmicos, cambios
en las elevaciones de la superficie y fluctuaciones en
el nivel del agua de los pozos.
ll
Hay una serie de programas de investigación de
terremotos en marcha en Estados Unidos, Japón,
Rusia y China. Los estudios indican que l~ mayoría
de la gente probablemente no prestaría atención a
un aviso de terremoto a corto plazo.
• Los científicos localizan el epicentro de un
terremoto utilizando un gráfico de tiempo-distancia
de las ondas P y S desde cualquier distancia dada.
Son necesarios tres sismógrafos para localizar el
epicentro.
• La inyección de fluidos en los segmentos bloqueados
de una falla activa se presenta como una manera
pÓsible de contr~lar los terremotos.
• La intensidad es una medida de los tipos de daños
producidos por un terremoto y se expresa con
La Tierra tiene una capa externa de corteza oceánica
y continental bajo la cual yace un manto rocoso y un
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CAPITULO 8
LO S TE RR E M OT O S Y E L INTE R IOR D E LA TI E RR A
núcleo rico en hierro, con una parte interna sólida y
una parte externa líquida.
• Los estudios de las ondas P y S, experimentos de
laboratorio, comparaciones con meteoritos y
estudios de inclusione.s en rocas volcánicas,
proporcionan evidencias sobre la composición y
estructura del interior de la Tierra.
• La densidad y elasticidad de los materiales terrestres
determinan la velocidad de las ondas sísmicas. Las
ondas sísmicas se refractan cuando cambia la
dirección de su viaje. La reflexión de las ondas se
produce en límites en los que cambian las
propiedades de las rocas.
• Los geólogos utilizan el comportamiento de las
ondas P y S y la presencia de zonas de sombra de
ondas P y S para calcular la densidad y composición
del interior de la Tierra, así como el tamaño y la
profundidad del núcleo y del manto.
• El núcleo interno de la Tierra está formado
probablemente por hierro y níquel, mientras que el
núcleo externo es, principalmente, de hierro, con un
10-20% de otras sustancias.
• Lo más probable es que la peridotita sea la roca que
forma el manto terrestre.
• La corteza oceánica está compuesta por basalto y
gabro, mientras que la corteza continental tiene una
composición global similar algranito. El Moho es el
límite entre la corteza y el manto.
• El gradiente geotermal de 25 ºC/km no puede
continuar a grandes profundidades; dentro del
manto y del núcleo es, probablemente; de l ºC/km.
La temperatura en el centro de la Tierra se estima
en 6.500 ºC.
Términos clave
discontinuidad (pág. 231)
discontinuidad de Mohorovicic
(Moho) (pág. 233) .
epicentro (pág. 211)
escala de intensidad de Mercalli
modificada ·(pág. 217)
escala de magnitud de Richter
(pág. 218)
gradiente geotérmico (pág. 235)
hipocentro o foco (pág. 211)
intensidad (pág. 21 7)
magnitud (pág. 208)
onda Love (onda L) (pág. 214)
onda Rayleigh (onda R) (pág. 214)
onda P (pág. 213)
onda S (pág. 214)
reflexión (pág. 231)
refracción (pág. 230)
sismógrafo (pág. 210)
sismología (pág. 210)
teoría del rebote elástico (pág. 209)
terremoto (pág. 208)
tsunami (pág. 221)
zona de sombra de las ondas P
(pág. 232)
zona de sombra de las ondas S
(p. 232)
~~
Cuestiones de repaso
1.
La mayoría de los terremotos tienen lugar en
el/la:
a. ___zona de dorsales de expansión;
b. ___cinturón Mediterrá~eo-Asiático;
c. ___fisuras en interiores continentales;
d. ___cinturón circum-Pacífico;
e ._ _zona de fallas de los Apalaches.
2.
Una onda P es una onda en la que:
a. ___el movimiento es perpendicular a la
dirección del viaje de la onda;
b. ___la superficie de la Tierra se mueve como
una serie de ondas;
c. _ _fisuras en interiores continentales;
d._grandes olas se estrellan contra una costa
después de un terremoto submarino;
e. _ __el movimiento en la superficie es similar
al movimiento en las olas del agua.
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3.
Con pocas excepciones, los terremotos más
dañinos son:
a. _ _de hipocentro profundo;
b. ___provocados por erupciones volcánicas;
c. _ _aquellos con magnitudes de llichter
alrededor de 2;
d. _ _ de hipocentro poco profundo;
e. _ _ aquéllos que se producen en las dorsales
de expansión.
4.
Un tsunami es un(a):
a. _ _ parte de una falla con un vacío sísmico;
b. ___precursor de un terremoto ;
c. ___ola marina sísmica;
d. ___terremoto particularmente grande y
destructivo;
e. _ _ terremoto con una profundidad focal
superior a 300 km .
ACTIVIDADES EN LA WORLD WIDE WEB
5.
6.
7.
Una valoración cualitativa de los daños producidos
por un terremoto se expresa mediante la:
a. _ _intensidad;
b. _ _ dilatación;
c. ___ sismicidad;
d. _ _magnitud;
e. ___ licuefacción.
Harían falta unos _ _ terremotos con una
magnitud de Richter de 3 para igualar la energía
liberada en un terremoto con una magnitud de 6:
a. _ _ 9;
b. _ _ 2.000.000;
c. _ _ 27.000; ·
d. _ _ 30;
e. _ _ 250.
El epicentro de un terremoto:
a. _ _ está normalmente en la parte inferior del
manto ;
b. _ __es un punto en la superficie directamente
encima del hipocentro;
c. ___se determina analizando los tiempos de
llegada de las ondas superficiales en las
estaciones sísmicas;
d ._ _ es una medida de la energía liberada
durante mi terremoto;
e. ___es el daño correspondiente a un valor de
IV en la escala de intensidad de Mercalli
modificada.
8.
La discontinuidad sísmica situada en la base de
la corteza se llama:
a. ___zona de transición;
b. ___punto de reflexión magnética;
c. _ __ zona de velocidad baja;
d. _ _ Moho;
e. _ _wna de velocidad alta.
9.
El gradiente geotérmico es:
a. _ _ la capacidad de la Tierra para reflejar y
refractar ondas sísmicas;
b _ __el aspecto más destructivo de los
terremotos;
c. _ _ _ el aumento de temperatura de la Tierra
con la profundidád;
d. _ _ la velocidad media de las ondas sísmicas
en el manto;
e. _ _ la posibilidad de rebote elástico.
10.
La corteza oceánica está compuesta por:
a._granito y gabro;
b. _ _ peridotita y gabro;
239
c. _ __ granito y peridotita;
d. _ _ peridotita y basalto;
e. _ _ basalto y gabro. _
11.
¿Por qué sufren menos daños en un terremoto
las estructuras construidas sobre roca firme que
aquellas levantadas sobre material no
consolidado?
12.
¿Qué son los precursores y cómo podemos
utilizarlos para predecir terremotos?
13.
¿Cuáles son las diferencias entre la intensidad y
la magnitud?
14.
Describa la composición, densidad y profundidad
del núcleo, manto y corteza terrestre.
,
15.
¿Qué. explica las diversas discontinuidades
sísmicas encontradas en el manto?
16.
¿Cómo explica la teoría del rebote elástico la
energía liberada durante un terremoto?
17.
¿Cómo actuarían las ondas P y S si la Tierra
fuera completamente sólida y tuviera la misma
composición y densidad por todas partes?
18.
Explique por qué las compañías de seguros
utilizan la.Escala de interisidad de Mercalli
modificada cualitativa erf lugar de la Escala: de
magnitud de Richter cuantitativa a la hora de
clasificar los terremotos.
19.
Basándose en los tiempos d~ llegada de las. ondas
P y S que .aparecen en el gráfico que adjuntamos .
y en el gráfico de la Figura 8. 9c, calcule. a qué
distancia de cada una de las estaciones
sismográficas se produjo el terremoto. ¿Cómo
determinaría el epicentro de este terremoto?
Estación A:
Estación B:
Estación C:
20.
Hora de llegada
de la Onda P
Hora de llegada
de la Onda S
2:59:03 p.m.
02:51 :16 p.m .
02:48:25 p.m.
03:04:03 p.m.
03:01 :16 p.m.
02:55:55 p.m.
Utilice el gráfico de la Figura 8.12 para contestar
a esta pregunta. Un sismógrafo de Berkeley,
California, registra el tiempo dé llegada de las
ondas P de un terremoto como 6:59:54 p.m. y de
las ondas S como 7 :00:02 p.m. La amplitud
máxima de las ondas S según se registra en el
sismograma era de 75 mm. ¿Cuál era la
magnitud del terremoto y a qué distancia de
Berkeley tuvo lugar?
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.
El fondo ocean1co
,
CAPÍTULO 9
ESQUEMA,,
DEL CAPITULO
Introducción
Exploración de los océanos
Corteza oceánica: estructura y
composición
Los márgenes continentales
Características de las cuencas oceánicas
profundas
Sedimentación y sedimentos de las
profundidades de los fondos oceánicos
Arrecifes
Recursos del agua del mar y del fondo
oceánico
ENFOQUE GEOLÓGICO 9 .1: CirculaciÓn
oceánica y recursos del mar
Geo-Recapitulación
Lava almohadillada en la dorsal Ce ntroa tlántica . Gran p arte de la parte
superior de la corteza oceánica está formada por lava almohadilladii y
coladas en capas. Fuente: Ra lph White/Corb is
CAPITULO
9
E L FON D _O OCEÁN I C O
Introducción
egún dos diálogos escritos en el año 350 a.C.
por el filósofo griego Platón, existió un continente enorme llamado Atlántida en el océano
Atlántico al oeste de las Columnas de Hércules, o lo que ahora llamamos el Estrecho de Gibraltar(• Figura 9 .1). Según el relato de Platón, la Atlántida controlaba
una zona amplia que se extendía hacia el este hasta Egipto.
Pero a pesar de su enorme riqueza, avanzada tecnología y
gran ejército y armada, la Atlántida fue derrotada por Atenas
en una guerra. DespUés de la conquista de la Atláritida,
hubo violentos terremotos e inundaciones y llegó un terrible día en que . .. la Atlántida ... desapareció bajo el
mar. Y por esta razón, incluso ahora, el mar allí no es navegable ni se puede investigar, bloqueado como está
por el bajío de lodo que produjo la isla al hundirse.*
No existen «bajíos de lodo» en el Atlántico, como afirmaba Platón . En realidad, ninguna evidencia geológica indica que la Atlántida existiera alguna vez, así que ¿por qué ha
persistido la leyenda durante tanto tiempo?
Una razón es que las historias sensacionales sobre civilizaciones perdidas son muy populares, pero otra es que has-
~..:.-
,.,c~~;:~;:~~i;~~~~~'~,~~-·~·-~.~~,r:
_: :_ : -·~ ·
• Figura 9.1
Según Pl.at ón, la Atl ántida era un continente situado al oeste d e las
Columnas de Hércules, ah ora llamado Estrecho d e Gib raltar. En
est e mapa d e Kircher Anthan asium, Mundus Sub terraneus (1664),
el nórte est á en la parte inferior del mapa . El Estrecho de-Gibraltar
es el área estrecha entre Hispania (España) y Áfri ca .
*De Timaeus, incluido en E. W. Ramage, Ed., Atlantis: Fact orFiction?
(Bloomington: Oxford University Press, 1978), pág. 13,
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ta muy recientemente nadie sabía demasiado acerca de lo
que hay bajo los océanos. Gran parte de los fondos oceánicos es un dominio oculto, por lo que los mitos y leyendas
tienen una gran aceptación . La observación más básica que
podemos hacer sobre la Tierra es que t iene amplias áreas
cubiertas de agua y continentes, que a primera vista parecen ser nada más que partes del planeta que no están cu biertas de agua. Sin embargo, los continentes y las cuencas
oceánicas son muy diferentes.
La corteza continental es más gruesa y menos densa
que la oceánica . La corteza oceánica está compuesta por basalto y gabro, mientras que la continental está formada por
todo tipo de rocas, aunque su composición global es muy
·parecida a la del granito. La corteza oceánica se produce
continuamente en las dorsales en expansión y se consume
en las zonas d e subducción, por lo que nada de ella es muy
antiguo, g eológicamente hablando (véase el Capítulo 2) . La
corteza oceánica más antigua es de unos 180 millones de
años, pero la edad de las rocas de los continentes varía d esde las más recientes hasta 3 .960 millones de años .
Una razón importante para estudiar los fondos oceánicos es que constituyen la mayor parte de la superficie terrestre (• Figura 9 .2). A pesar de la idea errónea comúnmente
sostenida de que el fondo oceánico es llano y monótono, su
topografía es tan variada como la de los continentes. Además, muchas de las características del fondo oceánico así
como varios aspectos de la corteza oceánica proporcionan
evidencias importantes para la teoría de la tectónica de placas (véase el Capítulo 2) . Y por último, podemos encontrar
recursos naturales en las partes marginales de los continentes,
en el agua marina y en los fondos oceánicos.
Ahora que empezamos nuestra investigación de los fondos oceánicos, deberían tener en cuenta que nuestro estudio
de centra en (1) la composición y los atributos físicos de la
corteza oceánica, (2) la composición y distribución de los sedimentos del fondo marino, (3) la topografía de los fondos
oceánicos y (4) el origen y la evolución de los márgenes continentales. Los oceanógrafos estudian también estos temas,
pero además estudian la química y la física del.agua del mar,
así como los patrones de la circulación oceánica y la biología
marina . También deberíamos señalar que mientras que los
océanos y sus mares marginales (Figura 9.2) tienen por debajo la. corteza oceánica, no sucede lo mismo con el Mar
Muerto, el Mar Salton y el Mar Caspio, que son, en realidad,
lagos salinos situados en los continentes.
EX PLOR AC IÓ N D E LOS OCÉAN O S
90º E
120º E
150º E
180º
243
1'!50° O
OCÉANO ARTIGO
/ Marde
..l'Beaufort
OCÉANO
PACIFICO
NQR[~...
OCÉANO
PACIF!eO
SUR
:
Datos numéricos de lo
Oceano*
•
Volumen
Profundidad
Superficie
de agua
media
2
3
(millones de km ) (millones de km )
(km)
Profundidad
máxima
· (km) ·
Pacífico
180
700
4,0
11,0
Atlántico
93
335
3,6
9,2
fndico
77
285
3,7
7,5 .
Ártico
15
17
1, 1
5,2
Figura 9.2
Mapa de los cuatro océanos principales y de
muchos de los n:iares del mundo, que son la s partes
1
marginales de lo 1p céan os.
s
Fuente: P. R. Pinet, 1992 .. Oceanography (St . Paul, MN : West, 1992).
*Excluye los mares adyacentes, como el Mar Caribe ·y·el Mar del Japó n, que son partes
marginales de los océanos.
EXPLORACIÓN DE
LOS OCÉANOS
na masa interconectada de agua salada a fa
que llamamos océanos y mares cubre un 71 %
de la superficie terrestre . Sin embárgo, este
océano mundial tiene áreas lo suficientemente diferenciadas como para que reconozcamos los océanos Pacífico,
Atlántico, Indico y Ártico. El término océano se refiere a
estas grandes zonas de agua marina, mientras que la palabra mar designa a una masa de agua más pequeña, normalmente parte marginal de un océano (Figura 9.2).
Durante la mayor parte de la Historia, la gente conocía muy poco sobre los océanos, y hasta hace poco
pensaban que el fondo oceánico era una llanura amplia
y monótona. En realidad, durante mucho tiempo el fondo oceánico fue, en cierto sentido, más remoto que la
superficie de la Luna, porque no se podía observar.
Exploración temprana
Los griegos antiguos habían determinado el tamaño y la
forma de la Tierra de una manera bastante precisa, pero
los europeos occidentales no fueron conscientes de la
grandeza de los océa~os hasta los siglos XV y XVI, cuando
los exploradores salieron en busca de rutas comerciales
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244
CAPITULO 9
EL FONDO O CEÁN I CO
con las Indias. Incluso cuando Cristóbal Colón zarpó el
3 de agosto de 1492 en un intento por encontrar una
ruta hacia las Indias, subestimó en gran medida las dimensiones del océano Atlántico. Contrario a la creencia
popular, no pretendía demostrar la forma esférica de la
Tierra; por entonces, su forma ya era bien aceptada. La
controversia era sobre la circunferencia de la Tierra y la
ruta más corta a China; en estos puntos, las críticas de
Colón eran correctas.
· Estos y otros viajes similares ampliaron considerablemente los conocimientos sobre los océanos; pero las
verdaderas investigaciones científicas no comenzaron
hasta finales .del siglo XVIII. En ese período, Gran Bretaña era la potencia marítima dominante, y para mantener
ese dominio los británicos intentaron ampliar su conocimiento sobre los océanos .. Por tanto ; en 1768, 1772 y
1 777 se emprendieron viajes científicos al mando del
capitán James Cook. De 1831 hasta 1836, el HMS Beagle .surcó los mares. A .bordo se encontraba Charles
Darwin, famoso por sus ideas sobre la evolución orgánica, pero que también propuso una teoría sobre la evolución ·de los arrecifes de coral. En 1872, el buque de
guerra convertido HMS Challenger inició un viaje de
cuatro años para tomar muestras de agua marina, determinar las profundidades oceánicas, recoger muestras
de sedimentos y roe.a s de los fondos oceánicos y dar
nombre y clasificar miles de especies de organismos marinos.
Durante estos viajes, se visitaron muchas islas oceánicas anteriormente desconocidas por los europeos. Y aun-
que la exploración de los océanos seguía siendo limitada, empezaba a ser cada vez más evidente que el fondo
oceánico no era llano y monótono , como se creía anteriormente. Es más, los científicos descubrieron que el fondo marino tiene una topografía variada al igual que los
continentes, y reconocieron características como las fosas oceánicas, las dorsales submarinas, amplias mesetas,
colinas y grandes llanuras.
¿Cómo se exploran los océanos
hoy en día?
El primer método para determinar la profundidad del
océano fue el de medir la longitud de una cuerda con lastre que se bajaba hasta el fondo. Ahora, los científicos utilizan un instrumento llamado ecosonda, que detecta las
ondas de sonido que viajan desde un barco hasta el fondo oceánico y de vuelta al barco (• Figura 9.3). La profundidad se calcula conociendo la velocidad dél sonido
en el agua y el tiempo n ecesario para que las ondas alcancen el fondo y regresen al barco, dando lugar a un perfil continuo de la profundidad del fondo oceánico a lo
largo de la ruta del barco. El perfil sísmico es parecido a
la ecosonda pero aún más útil. Las ondas potentes procedentes de una fuente de energía se reflejan desde el
fondo oceánico y algunas de ellas penetran en las capas
del fondo y se reflejan desde diversos horizontes hasta la
superficie (Figura 9.3). El perfil sísmico es particularmente útil para trazar la estructura de la corteza oceáni-
• Figura 9.3
Capas sedimentarias subyacentes
© Cengage Learning Paraninfo
Esquema que muestra cómo se utilizan la
ecosonda y el perfi l sísm ico para estudiar el
fondo marin o. Parte de la energía generada
por la fu ente de energía se refleja de·sde
va rios horizontes y es devuelta a la superficie,
donde se detecta co n hidrófanas.
EXPLORACIÓN D E LOS OCÉANOS
ca allí donde está enterrada bajo los sedimentos del fondo oceánico.
El Proyecto de Perforación Marina Profunda, un
programa patrocinado p<;>r varias instituciones oceanográficas, se inició en 1968. Su primer barco de investigación, el Glomar Challenger, podía perforar en el agua
a más de 6.000 m de profundidad y obtener largos testigos de sedimentos del fondo y de corteza oceánica. El
(a)
245
Glomar Challenger perforó más de 1.000 sondeos en el
fondo oceánico durante los 15 años de l programa. El
Proyecto de Perforación Marina Profunda terminó en
1983, pero el programa de perforación oceánica, que comenzó en 1985, siguió explorando los fondos oceánicos
con su barco de investigación JO ID ES"' Resolution. Los
barcos de· investigación también estudian el fondo oceánico utilizando muestreadores de conchas y pistones de
testigos de sondeo(• Figura 9.4).
Además de los navíos de superficie, los sumergibles
son actualmente vehículos impottantes en la exploración
de los fondos marinos. Algunos, como el Argo, van a control remoto y son remolcados por un barco. En 1985, el
Argo, equipado con sistemas de sonar y de televisión, proporcionó las primeras imágenes del transatlántico británico HMS Titanic desde que se hundió en 1912. E l
Centro de Investigación de Estados Unidos utiliza un mecanismo a remolque con sonar para reproducir imágenes
del fondo oceánico parecidas a las fotografías aéreas. Los
científicos, a bordo de sumergibles como el Alvin (• Figura 9.5), h an descendido a los fondos oceánicos en muchas zonas para h acer observaciones y recoger muestras.
Las investigaciones· científicas han aportado información importante sobre los océanos durante más de
200 años, pero gran parte de los-conocimientos actuales
se h a n adquirido desde la Segunda Guerra Mundial
(1939-1945). Esto es particularmente así en lo referente a los fondos oceánicos, porque sólo en las décadas
más recientes ha habido instrumentos adecuados para
estudiar este dominio oculto.
~JO ID ES es un acrónimo de Joint Oceanographic lnstitutions for Deep
Earth Sampling (U nión de Institu ciones Oceanográficas pa ra Muestrear las Profundidades Terrestres).
(b)
• Figura 9.4
Toma de muestras del fondo del mar. (a) Muestreador de conchas
recogiendo muestras del fondo del mar. (b) Un pistón de testigo
de sondeo cae al fondo del mar, penetra el sedimento y, a
co ntinuació n, se recupera.
• Figura 9.5
Buque oceanográfico de investig ación. El sumergib le Alvin se
ut iliza para observa r y tomar muestras de las profundidades del
fondo del mar.
.
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CAPÍTULO
9
EL FONDO OCEÁNICO
CORTEZA OCEÁNICA:
ESTRUCTURA Y
COMPOSICIÓN
a hemos mencionado que la corteza oceánica
está compuesta de basalto y gabro, y que se
genera continuamente en las dorsales en expans10n. Desde luego, _las perforaciones en la corteza
oceánica proporcionán algunos detalles sobre su estructura y composición, pero nunca se ha penetrado y estudiado por completo. Entonces, ¿cómo sabemos de qué
está compuesta y cómo varía con la profundidad? En realidad, incluso antes de que se examinara y observara, ya
se conocían estos detalles.
Recordemos que la corteza oceánica se consume en
las zonas de subducción y, por tanto, gran parte se recicla, pero pod~mos encontrar una pequeña cantidad en
cordilleras de montañas en tierra firme donde se emplazó desplazándose a lo largo de grandes fracturas llamadas
cabalgamientos (estudiaremos las fallas con más detalle
en el Capítulo 10). A estas partes conservadas de corteza oceánica junto con parte del manto superior subyacente las conocemos como ofiolitas. Estudios detallados
revelan que una ofiolita ideal está formada por rocas sedimentarias de las profundidades marinas sobre una base
de rocas de la corteza oceánica superior, especialmente
lava almohadillada y coladas de lava en capas (véase la
foto al inicio del capítulo y la • Figura 9.6).
Si penetramos en una ofiolita encontramos un complejo tabular de diques, compuesto de diques basálticos
verticales, y después gabro en masa y gabro en capas,
que probablemente se formó en la parte superior de una
Dorsal oceánica
cámara magmática. Y por último, la unidad inferior es
peridotita del manto superior; a veces transformada por
el metamorfismo en una roca verdosa conocida como
serpentinita. Por tanto, una ofiolita completa está compuesta de rocas sedimentarias de las profundidades marinas sobre una base de rocas de la corteza oceánica y
del manto superior.
Las muestras y perforaciones en las dorsales oceánicas revelan que la corteza oceánica está formada por
lava almohadillada y coladas de lava en capas sobre un
complejo tabular de diques, tal como se dedujo de los estudios de las ofiolitas. Pero no fue hasta 1989 que un
grupo de científicos descendió en un sumergible hasta
las paredes de una fractura del fondo oceánico en el
Atlántico Norte y verificó lo que había debajo del complejo tabular de diques. Tal y como se esperaba, la corteza oceánica inferior está compuesta de gabro y el
manto superior está formado de peridotita.
Como única persona en su comunidad con alguna
formación en geología, a menudo se le llama para
explicar las características geológicas locales e
identificar fósiles . Varios niños de la escuela, en un viaje
de estudio de historia natural, recogieron algunas rocas
que reconoce como peridotita. Cuando visita el sitio
donde se recopilaron las rocas , advierte también
alguna lava almohadillada en el área y lo que parecen
ser diques compuestos de basalto . ¿Qué otros tipos
de roca espera encontrar aquí? ¿Cómo explicaría (1)
la asociación de estas rocas entre ellas, y (2) cómo
llegaron a tierra?
~
1
Sed imentos
marinos profundos
t / Lavas
V
, almohadilladas
Diques
tabulares
• Figura 9.6
·---~-
Corteza
Peridotita
superior
© Cengage Learning Paraninfo
La corteza oceánica, que se
compone de las capas
·mostradas aquí, se origina
conforme se e leva el magma
bajo las dorsales oceánicas.
Los fragmentos de corteza
oceánica y del manto
superior de la tierra se
conocen como ofiolitas.
LOS MÁHGENES CONTINENTALES
LOS MÁRGENES
CONTINENTALES
n la Introducción señalamos que los continentes no son sencillamente áreas por encima del
nivel del mar, aunque la mayoría de la gente
considera a los continentes como áreas de tierra cuyo
contorno está marcado por los océanos. El verdadero
margen geológico de un continente - es decir, donde la
corteza continental granítica cambia a la corteza oceánica compuesta de basalto y gabro- está por debajo del
nivel del mar. Por consiguiente, los márgen es de los continentes están sumergidos, y consideramos que los márge~es continentales separan la parte de un continente
situada por encima del nivel del mar de las profundidades
de los fondos oceánicos.
Un margen continental está formado por una plataforma continental ligeramente inclinada, un talud o elevación continental con una inclinación más pronunciada
y, en algunos casos, un pie de talud o elevación continental más profundo ligeramente inclinado (• Figura
9. 7) . Siguiendo el margen continental hacia el mar nos
encontramos con la cuenca oceánica profunda. Por tanto, los márgenes continentales se extienden hacia profundidades cada vez mayores hasta que se funden con el
fondo oceánico. La corteza continental cambia a corteza
oceánica en algún lugar por debajo del pie de talud contine ntal, por lo que parte del talud y del pie de talud continental se encuentran sobre la corteza oceánica.
La plataforma continental
A medida que procedemos hacia el mar desde la costa y
a través del m argen continental, la primera zona que nos
247
encontramos es una plataforma continental ligeramente inclinada situada entre la costa y el talud continental,
con un buzamiento más marcado (Figura 9.7). El ancho
de la plataforma continental varía considerablemente,
desde unas pocas decenas de metros a más de 1.000 km;
la plataforma termina donde la inclinación del fondo marino se incrementa abruptamente de 1 grado o menos a
varios grados.
El margen exterior de la plataforma continental, o
sencillamente la ruptura entre plataforma y talud, se encuentra a una profundidad media de 13 5 m, por lo que
según los estándares oceánicos, las plataformas están cubiertas de aguas poco profundas.
·
.
En tiempos de la Época Pleistocena (de 1,6 millones a 10.000 años atrás), el nivel del m ar estaba unos
130 m más bajo que ahora. En consecuencia, las plataformas continentales estaban por encima del nivel del
mar y eran zonas de depósito de los cauces y las llanuras
de inundación. Además, en mucha_s partes del norte de
Europa y de Norteamérica, los glaciares se extendían sobre las plataformas continentales y depositaban grava,
arena y lodo. Desde que terminó el Pleistoceno, e( nivel
del mar ha subido, sumergiendo estos depósitos, 'que
ahora están cambiando con los procesos marinos . Existen pruebas de que estos sedimentos fueron en realidad
depositados en tierra firme, como por ejemplo, restos de
asentamientos humanos y fósiles de una variedad de animales terrestres (véase el Capítulo 23)._
El talud y el pie de talud continental
El margen hacia el mar de la plataforma continental está
marcado por la ruptura entre la plataforma y el talud (a
una profundidad media de 135 m), donde comienza el
talud continental, con una inclinación más pronunciada (Figura 9. 7). En la mayor parte de las áreas de alre-
Margen continental
Margen continental
Plataforma conti nental
Talud coñtinental
Plataforma continental -+---~
L Nivel del mar
Talud continental
Dorsal oceánica
Elevación continental
o
500
1.000
1.500
2.000
2.500
3.000
Distancia (km)
3.500
4.000
4.500
5.000
~-Fig_~!~_!:?__ _____________________
________ _
Perfil generalizado del fondo marino que muestra las características de los márgenes continentales. Las dimensiones verticales de las
características en este perfil aparecen muy exageradas porque las escalas verticales y horizontales difieren.
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)
CAPITULO
9
E L FO N D O OC E ÁN I C O
dedor de los márgenes del Atlántico, el talud continental
se funde con un pie de talud continental de una inclinación continental más ligera. Este pie de talud no existe alrededor de los márgenes del Pacífico, donde los
taludes continentales descienden directamente hasta
una fosa oceánica (Figura 9. 7).
La ruptura entre la plataforma y el talud, que marca
el límite entre ambos, es una característica importante
en términos de transporte y depósito de sedimentos . En
la parte de la ruptura que da hacia la tierra - es decir, en
la plataforma- los sedimentos se ven afectados por las
olas y las mareas, pero estos procesos no tienen ningún
efecto en los sedimentos de la parte de la ruptura que da
al mar, donde la gravedad es la responsable de su transporte y depósito en el talud y en el pie de talud. En realidad, gran parte de los sedimentos derivados de la tierra
cruzan las plataformas y se depositan en los taludes y
pies de taludes continentales, donde se encuentra más
del 70% de todos los sedimentos de los océanos. Gran
parte de estos sedimentos es transportada a través de cañones submarinos por las corrientes de turbidez.
Cañones submarinos, corrientes de
turbidez ·y abanicos submarinos
En el Capítulo 6, estudiamos el origen de la estratificación gradada, que resulta en su mayor parte de las corrientes de turbidez, flujos submarinos de una mezcla
de agua y sedimentos con densidades mayores que las
del agua libre de sedimentos. Cuando una corriente de
turbidez fluye por un fondo oceánico relativamente llano, va más despacio y empieza a depositar sedimentos,
primero las partículas más grandes , seguidas de partículas progresivamente más pequeñas, formando así una
capa con estratificación gradada (véase Figura 6.23). Los
depósitos realizados por las corrientes de turbidez dan
lugar a una serie de abanicos submarinos superpuestos, que constituyen una gran parte del pie de talud continental (• Figura 9.8). Los abanicos submarinos son
unas características inconfundibles, pero sus márgenes
exteriores son difíciles de distinguir porque se funden
con los depositos de la cuenca oceánica.
Nadie ha observado nunca una corriente de turbidez
en los océanos, por lo que durante muchos años, algunos
dudaron de su existencia; sin embargo, en 1971, se tomó
una muestra de agua anormalmente turbia por encima
del fondo oceánico del Atlántico Norte, lo que indicaba
que se había producido una corriente de turbidez recientemente. Además , muestras del fondo marino tomadas en
muchas zonas presentan una sucesión de capas con estratificación gradada y restos de organismos de aguas
poco profundas que fueron desplazados hacia aguas más
profundas por las corrientes de turbidez (Figura 9.8). ·
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Puede que la evidencia más convincente de las corrientes de turbidez sean las pautas de las rupturas de
cables transatlánticos que tuvieron lugar en el Atlántico
norte cerca de Terranova el 18 de noviembre de 1929.
En un principio, se pensó que un terremoto había roto
los cables de telégrafo y de teléfono .
Sin embargo, mientras que las rupturas en la plataforma continental cerca del epicentro se produjeron
cuando sucedió el terremoto , los cables situados mar
adentro se rompieron más adelante y en sucesión. El último cable en romperse estaba a 720 km del origen del
terremoto, y no se rompió hasta 13 horas después de la
primera ruptura. En 1949, los geólogos se dieron cuenta de que una corriente de turbidez generada por un terremoto se había desplazado hacia abajo, rompiendo los
cables en sucesión. Se conocía el momento preciso en
el que se rompió cada cable, por lo que fue sencillo calcular la velocidad de la corriente de turbidez. Se movió a
unos 80 km/h sobre el talud continental, pero se ralentizó a 27 km/h cuando alcanzó el pie de talud.
En las plataformas continentales hay cañones submarinos profundos de lados escarpados, pero se desarrollan mejor en los taludes continentales (Figura 9.8a).
Algunos cañones submarinos se extienden a través de la
plataforma hasta los ríos de tierra firme; aparentemente,
se formaron como valles de los ríos cuando el nivel del
mar era más bajo durante el Pleistoceno. Sin embargo,
muchos de ellos no tienen dicha relación, y algunos se
extienden a más profundidad de lo que podría explicarse
por la erosión de los ríos en los tiempos en los que el nivel del mar era más bajo. Los científicos saben que existen fuertes corrientes que se mueven a través de los cañones submarinos. Las corrientes de turbidez se desplazan
periódicamente a través de estos cañones y ahora se cree
que son el primer agente responsable de su erosión.
Tipos de márgenes continentales
Los márgenes continentales pueden ser activos o pasivos,
dependiendo de su relación con los bordes de las placas.
Un margen continental activo se desarrolla en el borde
anterior de una placa continental donde subduce la litosfera oceánica. El margen oeste de Sudamérica es un
buen ejemplo (• Figura 9.9). Aquí, una placa oceánica
subduce bajo el continente, dando como resultado actividad sísmica, una cordillera montañosa geológicamente
joven y volcanismo activo. Además , la plataforma continental es estrecha y el talud continental desciende directamente hasta la fosa de PerúcChile, por lo que los
sedimentos se vierten en la fosa y no se desarrolla ningún
pie
talud continental. El margen oeste de Norteamérica se considera también un margen continental activo,
aunque gran parte de él está ahora limitado por fallas
de
LOS MARGENES CONTIN E NTALES
Plataforma
Cañón
submarino
249
Cambio de plataforma a tal ud
o
o
E
6
u
<1l
u
'5
e
:J
o
n:: 2
o
I
~
1.000
2.000
u
'5
e 3.000
:J
(c)
e 4.000
o_
5.000
Intervalo de tiempo entre el
temblor y la rotura del cable
Plata-
1- Eleva~ión continental ---i•~¡.•f--. - Llanura.abisal-----..
~orm~I~
Sin exageración vertical
(b)
• Figura 9.8
-·---- ----·- - --- - - (a) Una buena parte del talud continental se compone de aba nicos submarinos depositados por las co rrientes de turbidez que se
desplazaban por cañones submarinos. (b) Roturas del cable submarino causadas por corrientes de turbidez al sur de Terranova en 1929.
El perfil marcado como «Sin exageración vertical» muestra cómo aparece el fondo marino en este área. (c) La hélice de un submarino
causó la co rriente de turbidez que fluyó pendiente abajo del talud cerca de Jamaica.
·
transformantes en lugar de por una zona de subducción.
Sin embargo, la convergencia de placas y la subducción
aún tienen lugar en el nordeste del Pacífico, en los márgenes continentales del norte de California, Oregón y
Washington.
Los márgenes continentales del este de Norteamérica
y Sudamérica difieren considerablemente de sus márge-
nes occidentales. En primer lugar, poseen amplias plataformas continentales, así como un talud y un pie de talud;
también hay extensas llanuras abisales junto a los pies del
talud (Figura 9. 9 ); Además, estos márgenes continentale~ pasivos se encuentran en una placa en lugar de un
borde de placas; y carecen de la típica actividad sísmica y
volcánica que encontramos en los márgenes continenta-
© Cengage Learni ng Paraninfo
_CAPITULO
9
EL F O NDO OC EÁN I CO
Margen
continental
activo
,--->---..
Plataformá
continental
estrecha
Fosa de
Perú-Chile
Margen
continental
pasivo
Borde de placa
Océano Atlántico
Zona de subducción
(terremotos someros
y profu ndos)
Astenosfera
Dorsal Mesoatlántica
(dorsal oceánica)
Los márgenes continentales activos y pasivos a lo largo de las costas oeste y este de Sudamérica. Observe que los márgen es
continentales pasivos son much o más anchos que los activos. No se muestra el sedimento del fondo marino.
les activbs. Sin embargo, ocasionalmente, se prq.?ucen terremotos eri estos márgenes.
Los márgenes continentales activos y pasivos comparten algunas c.aracterísticas, pero son notablemente diferentes en cuanto a la amplitud de sus plataformas conti~entales , y los márgenes activos tienen una fosa oceánica
pero no pie de talud. ¿A qué se deben las diferencias? En
ambos tipos de márgenes continentales, las corrientes de
turbidez transportan sedimentos a aguas más profundas.
En los márgenes pasivos, los sedimentos forman una serie de abanicos submarinos superpuestos desarrollando
así un pie de talud continental, mientras que en un margen activo, los sedimentos se vierten sencillamente en la
fosa y no se forma ningún pie de talud. La proximidad
de una fos a también explica por qué las plataformas continentales de los márgenes activos son tan estrechas. Por
el contrario, los depósitos sedimentarios derivados del
terreno de los márgenes pasivos han construido una amplia plataforma que se extiende hacia el océano.
CARACTERÍSTICAS DE
LAS CUENCAS OCEÁNICAS
PROFUNDAS
siguiente, la mayor parte del fondo marino está en la más
completa oscuridad, no hay plantas, la temperatura está
justo por encima del punto de congelación y la presión
varía de 200 a más de 1.000 atmósferas, dependiendo de
la profundidad.
En realidad, la productividad biológica es baja en las
profundidades de los océanos, con la excepción de ciertas comunidades en las chimeneas hidrotermales (de las
que hablaremos m ás adelante).
Los científicos han descendido a las mayores profundidades oceánicas, a las dorsales submarinas y a otros
lugares en sumergibles, por lo que han observado parte
del fondo oceánico. No obstante, gran parte de los fondos oceánicos se han estudiado sólo mediante ecosondas , perfiles sísmicos, muestras de sedimentos del fondo
marino y de la corteza oceánica y sumergibles a control
remoto. Los oceanógrafos están desarrollando un conocimiento cada vez más profundo de los océanos y de las
profundidades marinas , y ahora conocen muchas carac. terísticas de .estas profundidades oceánicas, como las
amplias llanuras, fos as y dorsales.
Las llanuras abisales
Más allá del pie de ·t alud continental de los márgenes pasivos se encuentran las llanuras abisales, superficies planas que cubren amplias áreas del fondo oceánico. En
- - -·-~-------·
...:.~------algunas zonas, están interrumpidas por picos que se elevan
a mayor parte de los fondos oceánicos, con una . más de l km, pero aun así, las llanuras abisales son las zo_profundidad m~dia de 3,8 km, yace muy por de-. . nas más llanas y monótonas de la Tierra (• Figura 9. l O).
bajo de la profundidad de penetración de la luz
Su forma lisa es el resultado de la sedimentación que cusolar, que normalmente es de menos de l 00 m. Por conbre la topografía accidentada de los fondos marinos.
__
© Cengáge Leatning Paraninfo
CA RACTE R ÍSTICAS DE L AS CUENCAS OCEÁN I C AS P ROFUNDAS
Las llanuras abisales se ~ncuentran, invariablemente, junto al pie del talud continental, que está compuesto principalmente de abanicos submarinos superpuestos.
A lo la rgo de los márgenes continentales activos, los sedimentos derivados de la plataforma y del talud quedan
atrapados en una fosa oceánica, y no se desarrollan llanuras abisales. Por consiguiente, las llanuras abisales son
comunes en la cuenca del océano Atlántico, pero raras
en la del océano Pacífico.
tal desciende hacia ellas hasta 25 grados , y muchas tienen gruesas acumulaciones de sedimentos. Las mayores
profundidades oceánicas se encuentran en estas fosas;
el Challenger Deep de la fosa de las Marianas , en el Pacífico, tiene más de 11.000 m de profundidad.
Existen instrumentos sensibles que pueden detectar
la cantidad de energía calorífica que escapa del interior de
la Tierra mediante el fenómeno de flujo térmico . Como se
podría esperar, el flujo de calor es mayor en zonas de volcanismo activo o recientemente activo. Por ejemplo, en las
dorsales en expansión se produce un flujo de calor superior
a la media, pero en las zonas de subducción los valores del
flujo de calor son inferiores a la media de la Tierra. Parece ser que la corteza en las fosas oceánicas está más fría y
es ligeramente más densa que en otras partes.
También se produce actividad sísmica en las fosas
oceánicas o cerca de ellas en planos con un buzanúento de
unos 45 grados. En el Capítulo 8, hablamos de estas zonas
sísmicas iriclinadas, llamadas zonas de Benioff (véase la
Figura 8.5), donde tienen lugar la mayoría de los terremotos profundos e intermedios de la Tierra. En las fosas
no hay volcanismo, pero como son zona!¡ donde la litosfera oceánica subduce por debajo de la litosfera oceánica o
Las fosas oceánicas
Las largas depresiones de lados escarpados de los fondos oceánicos cerca de los bordes de placas convergentes, es decir, las fosas oceánicas, constituyen no más del
2 % del fondo marino, pero son rasgos importantes porque es aq uí donde las placas litosféricas se consumen
mediante la subducción (véa se el Capítulo 2). Como las
fosas oceánicas se encu entran en los márgenes conti nentales activos, son comunes en la cuenca del océano
Pacífico, pero no así en el Atlántico, siendo excepcion es
notables las del Caribe (Figura 9.10). En los lados de las
fosas oceánicas que dan h acia tierra, el talud continen-
c:::::::J Sistema de dorsales oceánicas
• Figura 9.10
-
Llanura abisal
2 51
-
Dorsal asísm ica
-
- Vall e de rift
- - Fosa oceánica
---·-·---- - -- - ----- - - - - - - - - - - -
Distribu ció n de fosas oceánicas (marrón), llanura s abisales (verde), sistema de d orsal es oceáni cas (amarillo) y va lles de rift ·(rojo); as imismo
se muestran algunas dorsales asísm icas (azul). Fuente: De Alyn y Alison Duxbury, An lntroduction to the World's Oceans. Copyright© 1984 McGraw-Hill
Companies, lnc. Reimpreso con permiso.
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CAPITULO 9
EL FONDO OC E ÁN I CO
continental, nos encontramos con una cadena arqueada
de volcanes en la placa predominante (Figura 9.9). Las islas Aleutianas y los volcanes del margen occidental de
Sudamérica son buenos ejemplos de estas cadenas.
fico oriental, tiende h acia el nordeste h asta alcanzar el
Golfo de California (Figura 9.1 O). El sistema completo
mide al m e nos 65.000 km de largo, superando con mucho la longitud de cualquier sistema montañoso en tierra
firm e . Las dorsales oceánicas están compuestas casi por
completo de basalto y gabro y poseen características producidas por fuerzas tensionales. Por el contrario, las cade n as montañosas d e tierra firme están formadas de
rocas sedimentarias, m etamórficas e ígneas, y se formaron cuando las rocas se plegaro n y fractu raron a consecuencia de fuerzas compresivas (véase el Capítulo 1O).
Las dorsales oceánicas están en su m ayor parte por
debajo del nivel del m ar, pero se elevan por encima en Islandia, las Azores, la Isla de Pasc ua y otros pocos lugares.
Las dorsales oceánicas son, desde luego, los sitios en los
que la corteza oceánica se genera y las placas divergen
(véase el Capítulo 2). La velocidad de divergencia de las
placas es importante porque determina el perfil e n sección transversal de una dors al. Por ejemplo, la dorsal
Centroatlántica tiene un perfil comparativamente escarpado porque la divergencia es lenta , lo que permite que
la nueva corteza oceánica se enfríe, encoja y se hunda
m ás cerca de la cresta de la dorsal que en zonas de divergencia más rápida, como el pie de talud del Pacífico
oriental. Una dorsal también puede tener un rift a lo largo de su cresta que se a bre en respuesta a la tensión
(• Figura 9.1 la). Existe un rift pa rticularmente eviden-
Dorsales oceánicas
Cuando se tendió el primer cable submarino entre Norteam érica y Europa a finales del siglo XIX, se descubrió
un rasgo llam ado Meseta del Telégrafo en el Atlántico
Norte . Basándose en datos del viaje de 1925-1927 del
navío de inves tigación alemán Meteor, los científicos propusie ron que la meseta era en realidad una dorsal continua que se extendía a lo largo de toda la longitud de la
cuenca del océano Atlántico. Posteriores investigaciones
revelaron que esta conje tura era correcta, y a hora llam amos a esta característica dorsal Centroatlántica (Figura
9 .10).
La dorsal Centroatlántica tiene más de 2.000 km
de ancho y se eleva de 2 a 2,5 km por encima del fondo
oceánico adyacente . Además, es parte de un sistema de
dorsales oceánicas mucho más grande, principalmente
de topografía montañosa submarina. Este sistema va desde el océano Ártico, a través de la mitad del Atlántico y
rodea Sudáfrica, donde la dorsal Índica continúa hasta el
océano Indico; la dorsal Atlántico-Pacífica se extiende
hacia el este y un ramal de ésta, el pie de talud del Pací-
-----~------ Rift -
- --
Montículo central
-
-
-
-
-
-
->1
Lava almohad illada reciente
o
o
2
Distancia (km)
f:_--s::;:_j Lava almohadi ll ada
~ Diques tabulares
(a)
• Figura 9.11
(a) Sección transversal de la dorsal Atlántica, q ue muestra su rift central con
montícu los de rocas volcánicas, en su mayor p<Jrte de lava almohadillada.
(b) Chimenea hidrotermal co nocida como fuma rola negra a 2.800 m sobre el p ie
del talud del Pacífico este. La p luma de la «fuma ro la neg ra » es agua ca li ente
saturada con minerales disueltos.
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(b)
CA RA CT E RfSTI CAS D E L A S CU E NCAS O CEÁN I C A S PR O FU N DAS
253
r
te en la dorsal Centroatlántica, pero no lo hay en partes
del pie de talud del Pacífico oriental. Estos rifts tienen,
normalmente, de 1 a 2 km de profundidad y varios kilómetros de ancho. Se abren cuando se produce la expansión de los fondos oceánicos (Capítulo 2) y están
caracterizados por terremotos de hipocentro poco profundo, volcanismo basáltico y un alto flujo de calor.
Aunque la mayor parte de la investigación oceánica
se sigue haciendo mediante ecosondas, perfiles sísmicos
y muestras del fondo marino, los científicos llevan haciendo observaciones directas de las dorsales oceánicas y
sus rifts desde 1974. Como parte del proyecto FAMOUS
(Estudio submarino mesoceánico franco-americano), los
sumergibles han descendido hasta las dorsales y sus rifts
en varias zonas. Los investigadores no han visto volcanismo activo, pero sí vieron lava almohadillada (véase la
Figura 5. 7), tubos de lava y coladas de lava en capas, algunos de ellos de formación muy reciente. De hecho, en
visitas repetidas a un mismo sitio, han observado los
efectos del volcanismo producidos desde su visita anterior. Y el 25 de enero de 1998, un volcán submarino hizo
erupción en la dorsal Juan de Fuca, al oeste de Oregón.
Los investigadores, a bordo de sumergibles, también han
observado la descarga de agua caliente desde el fondo
oceánico en dorsales, o cerca de ellas, en chimeneas hidrotermales submarinas.
Chimeneas hidrotermales submarinas
Los científicos vieron chimeneas hidrotermales submarinas en los fondos oceánicos por primera vez en
1979, cuando descendieron unos 2.500 m hasta el rift
de las Galápagos, al este del océano Pacífico. Desde
1979, han visto chimeneas similares en otras zonas del
Pacífico (Figura 9.1 lb), Atlántico y Mar del Japón. Las
chimeneas se encuentran en las dorsales en' expansión, o
cerca de ellas, donde el agua fría se filtra a través de la
corteza oceánica, se calienta por el efecto de las rocas
calientes de las profundidades, y luego sube y se descarga en el agua del mar en forma de plumas de agua caliente con temperaturas de hasta 400 ºC. Muchas de las
plumas son negras debido a los minerales disueltos, que
les dan una apariencia de humo negro, de ahí el nombre
de fumarola negra.
Las chimeneas hidrotermales submarinas son interesantes desde un punto de vista biológico, geológico y
económico. Cerca de las chimeneas viven comunidades
de organismos, como bacterias, cangrejos, mejillones, estrellas de mar y gusanos tubulares, muchos de los cuales
no se habían visto nunca antes. No hay luz solar, por lo
que los organismos de estas comunidades dependen de
las bacterias que oxidan los compuestos de azufre para
obtener su fuente de nutrientes fundamentales. Las chi-
Oué haría
Las chimeneas hidrotermales, en el fondo marino,
contienen diversos metales de gran importancia para las
sociedades industrializadas. Además, parece que estos
metales se están depositando actualmente, de modo
que si se excava una zona, los mismos recursos se
estarán formando en otra· parte. Dadas estas
condiciones, parece que los problemas de carestía de
recursos· estarían resueltos. Así que, ¿por qué no
simplemente excavar el fondo marino? También, muchos
elementos químicos están presentes en el agua de mar.
Existe tecnología para extraer elementos tales como
oro, uranio y otros, así que, ¿por qué no se hace así?
meneas son también interesantes por su potencial económico.
El agua marina calentada reacciona con la corteza
oceánica, transformándose en una solución rica en metales que se descarga en el agua del mar y se enfría, precipitando sulfuros de hierro, cobre y cinc y otros
minerales. Se forma una chimenea que al final se derrumba y forma un montículo de sedimentos ricos en los
elementos mencionados anteriormente.
Aparentemente, las chimeneas a través de las cuales
surgen las chimeneas negras crecen rápidamente. Una
chimenea de 1O m de altura derrumbada accidentalmente por el sumergible Alvin en 1991, creció hasta 6 m
en sólo tres meses. También en 1991, los científicos a
bordo del Alvin vieron los resultados de una erupción
submarina sobre el pie del talud del Pacífico oriental, que
se perdieron por menos de dos semanas. La zona estaba
cubierta de lava fresca y cenizas, así como de restos de
gusanos tubulares muertos durante la erupción. Y en un
área cercana, se abrió una nueva fisura .en el fondo oceánico; en diciembre de 1993, ya se había establecido una
nueva comunidad de chimenea hidrotermal.
En 2001, los científicos anunciaron otro tipo de chimenea en el Atlántico Norte responsable de pináculos y columnas macizas de hasta 60 m de altura. A diferencia de las
chimeneas negras, estas chimeneas están a 14-15 km de
las dorsales en expansión, y están formadas por minerales
de colores claros derivados de la reacción química entre el
agua marina y los minerales de la corteza oceánica.
Fracturas de los fondos oceánicos
Las dorsales oceánicas no son características continuas
que dan la vuelta al globo sin interrupción. Terminan
abruptamente cuando se separan a lo largo de fracturas
orientadas más o menos en ángulo recto con los ejes de,Ia
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254
CAPITULO
9
EL F O N DO OCEÁN I C O
dorsal (• Figura 9.12). Estas fracturas a gran escala tienen cientos de kilómetros de longitud, aunque son difíciles de seguir en las zonas en las que se encuentran
enterradas bajo los sedimentos del fondo marino. Muchos
geólogos están convencidos de que algunas de las características geológicas de los continentes se explican mejor
por la prolongación de estas fracturas sobre los mismos.
Los terremotos de hipocentró poco profundo tienen
lugar en estas fracturas, pero solamente entre los segmentos de dorsales desplazados. Además, como las dorsales son más altas que el fondo oceánico adyacente, los
segmentos separados dan lugar a escarpaduras casi verticales de 2 o 3 km de altura (Figura 9.12). La razón por
la que las dorsales oceánicas tienen tantas fracturas es
que la divergencia de placas se produce irregularmente
sobre una esfera, lo que da como resultado esfuerzos que
provocan las fracturas. Ya estudiamos estas fracturas entre los segmentos de dorsales separados en el Capítulo 2,
donde las llamamos fallas transformantes.
Montes submarinos, guyots y dorsales
asísmicas
Como ya hemos observado, el fondo oceánico no es una
llanura plana y monótona, excepto por las llanuras abisales, e incluso éstas tienen una topografía accidentada
por debajo. En realidad, un gran número de colinas volcánicas, montes submarinos y guyots se elevan por encima del fondo oceánico en todas las cuencas oceánicas,
pero son particularmente abundantes en el Pacífico. Todos son de origen volcánico y difieren principalmente en
su tamaño. Los montes submarinos se elevan más de 1
km por encima del fondo, y si tienen una parte superior
llana, se llaman guyots (• Figura 9 .13).
Los guyots son volcanes que originalmente se extendían por encima del nivel del mar. Sin embargo, como la
placa sobre la que estaban situados siguió moviéndose, se
alejaron de una dorsal en expansión, y cuando la corteza
oceánica se enfrió descendió a una mayor profundidad.
Así, lo que una vez fue una isla se hundió lentamente bajo
el mar, y a medida que lo hacía, la erosión de las olas dio
lugar a la típica parte superior llana (Figura 9.13). En los
fondos oceánicos existen muchos otros rasgos volcánicos
más pequeños que los montes submarinos, pero probablemente se originaron del mismo modo. Las llamadas colinas abisales tienen una media de sólo 250 m de altura.
Otras características comunes de las cuencas oceánicas son dorsales largas y estrechas y amplias mesetas
que se elevan como mucho de 2 a 3 km por encima del
fondo marino que las rodea. Son las dorsales asísmicas, así llamadas porque carecen de actividad sísmica.
Algunas de estas dorsales son, probablemente, fragmentos separados de los continentes durante la ruptura y se
llaman microcontinentes. La dorsal Jan Mayen, en el
Atlántico Norte, es probablemente un microcontinente
(Figura 9.10).
La mayoría de las dorsales asísmicas forman una sucesión lineal de volcanes de punto caliente. Pueden desarrollarse en una dorsal oceánica o cerca de ella, pero
cada volcán así formado es arrastrado lateralmente con
la placa sobre la que se ha originado. El resultado neto es
una línea de montes submarinos/guyots que se extiende
a partir de una dorsal oceánica (Figura 9.13) . La dorsal
Walvis, en el Atlántico Sur, es un buen ejemplo de ello
(Figura 9.10). Las dorsales asísmicas también se forman
sobre puntos calientes no relacionados con las dorsales
-por ejemplo, la cadena del Emperador Hawaiano, en el
Pacífico (Figura 9.10).
Zona de
fractura
• Figura 9.12
Fallas
© Cengage Learning Paraninfo
Vista esquemática del desplazamiento de
una dorsal oceánica a lo largo de las
fracturas. La parte de una fractura entre
segmentos desplazados de la cresta de la
dorsal se conoce como falla transformante
(véase el Capítulo .2).
S E DIME N T A CIÓN Y S E DIME NT OS D E L A S PROFU N DID A DES D E LO S FONDOS O CEÁ NI C O S
255
Volcán hundido inactivo erosionado
en la superficie del océano
Volcanes
activos
Volcanes
más antiguos
extinguidos
Volcanes más antiguos
extinguidos
~
Dorsal
~
Nivel del mar
Litosfera
• Figura 9.13
El origen de las montañas submarinas
(S) y de los guyots (G). Cuando una
placa sobre la que descansa un volcán
desciende a más profundidad,
se puede erosionar una isla vo lcánica y
convertirse en un guyot de cima plana.
Astenosfera
G = Guyot
s = Monte submarino
50
40
os sedimentos de las profundidades oceánicas
son principalmente de grano fino , compuestos
de partículas del tamaño de la arcilla y del limo,
ya que pocos procesos transportan arena y grava muy lejos de la tierra. Es cierto que los icebergs transportan
10
o
10
20
30
40
50
arena y grava, y, de hecho, hay una amplia banda de sedimentos glaciares marinos junto a la Antártida y Groenlandia. La vegetación flotante también podría
transportar partículas grandes mar adentro, pero aporta
muy poco sedimento a las profundidades oceánicas.
La mayor parte de los sedimentos de grano fino de
las profundidades oceánicas procede de (l) polvo y cenizas volcánicas arrastradas por el viento desde los continentes e islas volcánicas, y (2) las conchas de animales
y plantas microscópicas que viven en las aguas cercanas
a la superficie. Otras fuentes menos importantes son las
reacciones químicas en el agua marina que producen los
nódulos de manganeso que podemos encontrar en todas
(b)
(a)
• Figura 9.14
20
Edad del fondo oceánico (millones de años)
SEDIMENTACIÓN Y
SEDIMENTOS DE
LAS PROFUNDIDADES DE
LOS FONDOS OCEÁNICOS
------------- - - - - - -
30
---·
--------
--------~--·-----~-------·------
(a) Nódulos de manganeso en el fondo marino. (b) Nódulo de manganeso en sección que muestra su estructura interna compuesta de
capas concéntricas. Este nódulo mide aproxi madamente 6 cm de sección. ·
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•
por organismos
•
Los arrecifes son estructuras resistentes al oleaje, compuestas de los esqueletos de corales, moluscos,
esponjas y algas incrustadas. Los arrecifes se caracterizan como costeros, de barrera y atolones; todos
ellos crecen activamente en agua de mar poco profunda y templada, donde hay poco o nada aporte de
sedimento detrítico, en especial lodo. La roca del arrecife es un tipo de caliza que se forma directamente
como un sólido,
en vez de partir
Crecimiento vertical del coral
Crecimiento vertical del coral
de un sedimento
que se litifica
posteriormente.
Los arrecifes
antiguos son
importantes
reservas de
hidrocarburos en
algunas áreas.
Las tres etapas en la evolución de un arrecife. Un arrecife costero se forma
alrededor de una isla volcánica, pero cuando la isla es llevada a aguas más
profundas sobre una placa móvil, el arrecife se separa de la isla junto a una
laguna y se crea un arrecife barrera. El continuo movimiento de la placa
lleva a la isla a aguas más profundas. Y la isla desaparece por debajo del
nivel del mar, pero el arrecife crece hacia arriba, fo rmando un atolón.
Vistas submarinas de
arrecifes en el Mar Rojo
(izqu ierda) y en Hawai.
-----
Patrick Ward/Corbis
La línea blanca de
rompiente señala el
lugar de un arrecife
barrera alrededor de
Rarotonga, en las islas
Cook, en el océano
Pacífico. La isla sólo
tiene 12 km de longitud
aproximadamente.
Talud del
arrecife
Este arrecife ovalado con una laguna
central , en el océano Pacífico, es un
atolón. ¿En qué se diferencia del arrecife
mostrado al final de la página anterior?
Un arrecife antiguo en Australia. Puede
ver los taludes del arrecife en el lado
izquierdo de la imagen, en pendiente
desde el centro del arrecife, que no tiene
capas. A la derecha del núcleo del. arrecife.
·existen depósitos de trasarrecife, que
muestran una estratificación horizontal: ·
Bloque diagrama que
muestra los diferentes
ambientes en un
complejo de arrecifes.
Llanura del arrecife
Laguna
CAPITULO
9
EL FONDO OCEÁNICO
las c uencas oceánicas (• Figura 9 .14) y el polvo cósmico. Los investigadores creen que unas 40.000 toneladas
métricas de polvo cósmico caen sobre la Tierra cada año,
péro ésta es una cantidad .trivial en comparación con el
volumen de sedimentos que se derivan de las dos fuentes
principales.
~ Fango calcáreo
(a)
.•
Fango silíceo
(b) Foraminíferos
La mayor parte de los sedimentos de las profundidades marinas son pelágicos, lo que quiere decir que se
depositaron a partir de una suspensión lejos de tierra
(• Figura 9 .15). El sedimento pelágico puede ser arcilla
o fango pelágico. La arcilla pelágica es marrón o roja y,
como su nombre índica, está compuesta de partículas
~~~j Arcil la pelág ica
~CsJ Sedimentos marinos g laciares
~ Sedimentos de origen
Depósitos de plataforma
D continental
~ conti nental
(d) Rad iolarios
(e) Diatomeas
1 mm
• Figura 9.15
(a) Un a d ivers idad de sedimentos está p resent e en las cuencas oceán icas, pero la mayoría de las p rofu nd idades del fondo marino son
arcill as pe lágicas y fangos ca lcá reo,s y silíceos. Los compo nentes com unes del fa ngo ca lcáreo son esque letos de (b) foram iníferos
(animales fl otantes unicel ul ares) y (c) coco litofóridos (p lanta flota nte unice lular), mientras que el fango silíceo cons iste en esq ueletos de
(d) rad io lariÓs (a nim ales fl otantes unice lula res) y (e) d iatomeas (p lantas fl ota nt es Uni celu lares) .
© Cengage Learnin g Paráninfo
R EC URSO S D E L AGUA DEL M AR Y D E L FO N D O O CEÁ NI C O
del tamaño de la arcilla procedentes de los continentes o
islas oceánicas.
El fango, por el contrarío, está formado principalmente de diminutas conchas de organismos marinos. El
fango calcáreo está compttesto principalmente de esqueletos de organismos marinos de carbonato cálcico
(CaC0 3 ), como los foraminíferos, y el fango silíceo está
compuesto de los esqueletos silíceos (Si0 2 ) de organismos unicelulares como los radiolarios (animales) y las
diatomeas (plantas).
ARRE~~~~s __ I
1 término arrecife tiene una variedad de significados , como por ejemplo, rocas sumergidas someramente que representan un peligro
para la navegación, pero aquí nos limitamos al significado de estructura en forma de montículo resistente a las
olas, compuesta de esqueletos de organismos marinos
(véase «Arrecifes: rocas formadas por organismos» en las
páginas 256 y 257). Aunque normalmente se los llama
arrecifes de coral, en realidad tienen una estructura sólida compuesta de esqueletos de corales y diversos moluscos, como las almejas, y organismos incrustados,
incluidas algas y esponjas. Los arrecifes están limitados
a mares tropicales poco profundos donde el agua es clara y la temperatura no desciende por debajo de los
20 ºC. La profundidad en la que crecen los arrecifes,
rara vez a más de 50 m, depende de la penetración de la
luz solar, ya que muchos de los corales dependen de las
algas simbióticas, que deben tener luz solar para obtener energía.
Se conocen arrecifes de muchas formas, pero la mayoría pertenecen a una de las tres variedades básicas:
costeros, barrera y atolón. Los arrecifes costeros están
sólidamente unidos a los márgenes de una isla o continente . Tienen una superficie rugosa en forma de mesa,
son, como mucho, de 1 km de ancho y en el lado que da
al mar descienden bruscamente hasta el fondo oceánico. Los arrecifes barrera son parecidos a los arrecifes
costeros, excepto en que una laguna los separa de tierra
firme. El arrecife barrera más famoso del mundo es la
Gran Barrera de arrecifes de Australia, de 2.000 km de
longitud.
Los arrecifes circulares u ovalados que rodean una
laguna se llaman atolones. Los atolones se forman alrededor de islas volcánicas que se hunden por debajo del
nivel del mar cuando la placa sobre la que descansan se
aleja progresivamente de una dorsal oceánica.
A medida que se produce el hundimiento, los organismos de los arrecifes construyen el arrecife hacia .
259
arriba, de manera que la parte viviente del mismo permanece en aguas poco profundas. Sin embargo, al final , la isla se hunde por debajo del nivel del mar,
dejando una laguna circular rodeada de un arrecife más
o menos continuo. Los atolones son particularmente
comunes al oeste de la cuenca del océano Pacífico.
Muchos de ellos comenzaron como arrecifes costeros,
pero cuando la placa sobre la que se encontraban fue
desplazada hacia aguas más profundas , evolucionaron
primero a arrecifes barrera y finalmente a atolones
(véase «Arrecifes: rocas formadas por organismos» en
las páginas 256 y 257).
RECURSOS DEL AGUA
DEL MAR Y DEL FONDO
OCEÁNICO
l agua del mar contiene muchos elementos en
solución, algunos de ellos extraídos para diver7
sos usos domésticos e industriales.
El cloruro de sodio (sal de mesa) se produce por la
evaporación del agua marina, y una gran proporción del
magnesio del mundo proviene del agua marina. Existen
otros muchos elementos y compuestos que se pueden extraer del agua del mar, pero para muchos, como el oro, el
coste es prohibitivo.
Además de las sustancias del agua, lo~ depósitos del
fondo oceánico o del interior de los sedimentos del fondo se están haciendo cada vez más importantes. Muchos
de estos recursos potenciales se encuentran más allá de
los márgenes continentales, por lo que su propiedad es
un problema político y legal aún sin resolver.
La mayoría de los países que limitan con los océanos reclaman esos recursos dentro de su margen continental adyacente. Los Estados Unidos , mediante una
proclamación presidencial del 10 de marzo de 1983, reclamó derechos sob e ranos sobre un área designada
Zona Económica Exclusiva (ZEE) (• Figura 9:·16). La
ZEE se extiende 200 millas náuticas (3 71 km ) mar
adentro desde la costa e incluye áreas adyacentes a territorios norteamericanos como Guam, la Samoa a_mericana, la isla de Wake y Puerto Rico. En conclusión,
Estados Unidos reclama los derechos sobre todos· los recursos dentro de un área 1, 7 veces más grande que su
área continental. Otras naciones hacen reclamaciones
similares.
Dentro de la ZEE se encuentran numerosos recursos, algunos de los cuales se llevan explotando desde
hace muchos años. Arena y grava para la construcción
se extraen de :la plataforma continental en varias zo© Cengage Learning Paraninfo
)
Circulación oceánica y recursos del mar
L
os océanos de la Tierra
están en constante
movimiento. Inmen sas
cantidades de agua circu lan
en corrientes superficiales y
profundas según el agua se va
transfiriendo de una parte de una
cuenca oceánica a otra . La
Corriente del Golfo y la Corriente
Surecuatorial llevan grandes
cantidades de agua hacia los polos
y tienen un efecto modifica dor
importante en el clima. Además de
las corrientes superficiales y
profunda s que llevan agua
horizontalmente, la circulación
vertical se produce cuand o el
«upwe llin g» transfiere agua fría
desde las profundidades a la
superficie y el «downelling »
transfiere agua tibia de la superficie
a las profundidades.
El «downelling » tiene más que
intereses académicos. No só lo
transfiere agua de las
profundidades a la superficie, sin o
que lleva ta mbién nutrientes,
especialmente nitratos y fosfatos,
hasta la zona de penetración de la
luz solar. Aquí, estos nutrientes
sostienen las inmensas
concentraciones de organismos
fl otantes que, a su vez, sostienen
otros organismos. Además de las
plataformas continentales y las
áre as adyacentes a las chimeneas
hidrotermales en el fondo marino,
las áreas de «upwelling » son las
únicas partes de los océanos
donde la produ ctividad biol ó gica
es muy alta . De hecho, son tan
productivas que aunque
constituyen menos de l 1% de la
superficie del océano, sostienen
más del 50% (en peso) de todos los
peces.
Los científicos reconocen tres
tipos de «upwe llin g», pero só lo nos
ocuparemos aquí del upwelling
costero. La mayor parte del
nas, y un 1 7% de la producción de petróleo y gas natural de Estados Unidos proviene de pozos situados en
la plataforma continental(• Figura 9.17) . Los depósitos de la pla taforma antigua de la región del Golfo P érsico contienen las reservas de petróleo más grandes del
mundo .
Un recurso potencial dentro de la ZEE es el hidrato
de metano , que consiste en moléculas de metano sencillas unidas en redes formadas por agua congelada. Estos
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upwellin g costero sucede a lo largo
de las costas occidenta les de
África, Norteamérica y Sudamérica,
aunque una excepción notable es
el océano Índi co. El upwelling
costero impli ca el movimiento de
agua cercana a la costa, que es
reemplazada por agua que sube
desde las profundidades
(• Figura 1). A lo largo de la costa
de Perú, por ejemplo, los vientos
unidos al efecto de Coriolis*
transportan agua de la superficie
hacia el mar y sube agua fría y rica
en nutrientes para sustituirl a. Este
área es una importante zona
"" El efecto de Coriolis es la desviación aparente de un obj e to en movimiento de su
c urso previsto de bido a la rotación d e la
T ierra . Los vientos y las corrientes oceánicas se desvían en el sentido de las aguj as
del reloj e n el hemis ferio norte y al co ntrario en el hemisferio sur.
hidratos de metano son estables a profundidades de m ás
de 500 m y.temperaturas cercanas a la congelación. Según un cálculo aproximado, el carbono de estos depósitos es el doble del qu e hay en todas las reservas de
carbón, petróleo y gas natural. Sin embargo, nadie sabe
aún si los hidratos de m e tano pueden extraerse de manera efectiva y utilizarse como fuente de energía. Además, hay que calcular su contribución al calentamiento
global, porque en los depósitos del fondo oceánico hay
Agua moviéndose
hacia mar abierto debido
al efecto de Coriolis
• Figura 1
El viento del norte a lo larg o de la costa occidental de un continente, junto con el efecto
de Coriolis, ocasiona que la superfi cie del agua se mueva alejándose de la costa,
teniendo como resultado que asciendan aguas frías de las profundidades ri cas en
nutrientes.
pesquerá, y los cambios en la
circulación del agua superficial, en
plazos de tres a siete años, junto a
Sudamérica, se asocian con el
comienzo de El Niño, un fenómeno
climático con consecuencias
trascendentales .
Entre los nutrientes en las aguas
oceánicas de «upwelling» se
encuentra mucho fósforo, un
elemento esencial para la nutrición
de animales y plantas. Aunque
presente en cantidades mínimas eri
muchas rocas sedimentarias, la
mayoría de los fosfatos comerciales
se derivan de la fosforita, una roca
sedimentaria con riqueza en
fosfatos minerales como el
fluorapatito [Ca 5(P0 4) 3 F]. Las áreas
de «upwelling » a lo largo de los
márgenes externos de las
plataformas continentales son los
sitios de sedimentación de la
mayor parte de las llamadas
fosforitas estratificadas, que se
entremezclan en capas con
carbonato, chert, lutita y arenisca.
Los enormes depósitos en la
un volumen de metano 3.000 veces superior al de la atmósfera -y el metano es 1O veces más efectivo que el
dióxido de carbono como gas invernadero.
Los nódulos de manganeso de los que hemos hablado anteriormente son otro posible recurso de los fondos
oceánicos (Figura 9.14 ). Estos objetos esféricos están
compuestos principalmente de óxido de hierro y manganeso, pero también contienen cobre, níquel y cobalto.
Los Estados Unidos, que se ven obligados a importar la
formación pérmica de fosforia, de
Montana, Wyoming e ldaho, se
formaron de esta manera.
El «upwelling » justifica la mayor
parte de las rocas sedimentarias
ricas en fosfatos de la Tierra, pero
algunas se formaron por otros
procesos. En la fosfatización, los
granos de carbonato como
esqueletos y ooides de animales se
reemplazan por fosfato, y el guano
se hace de fosfato de calcio
procedente de los excrementos de
aves y murciélagos. Otro tipo de
depósito de fosfato es
esencialmente un depósito donde
(los esqueletos de animales
vertebrados se encuentran en
grandes cantidades [los esqueletos
de vertebrados se componen en su
mayor parte de hidroxiapatito
[Ca 5(P0 4)PH]). La formación de
Bone Val ley, en Florida, hace entre
3 y 15 millones de años, es un buen
ejemplo.
Los Estados Unidos son el líder
mundial en producción y consumo
de fosfatos, la mayor parte de ella
de depósitos en Florida y Carolina
del Norte, pero una parte también
se extrae en ldaho y Utah. Más del
90% de toda la roca fosfática
extraída en este país se utiliza para
hacer abonos químicos y
suplementos alimenticios para
animales. También tiene otros usos
en metalurgia, alimentos en
conserva, cerámica y cerillas.
mayor parte del manganeso y del cobalto que utilizan,
están particularmente interesados en estos nódulos
como recurso potencial.
Otros recursos· de interés del fondo marino son los
enormes depósitos de sulfuros que se forman en-las dorsales en expansión por la actividad hidrotérmica submarina. Estos depósitos, que contienen hierro, cobre, cinc
y otros metales, han sido identificados dentro de la ZEE
en la dorsal Gorda , frente a las costas de California y
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CAPITULO
9
EL FONDO OCEÁNICO
• Figura 9.16
La Zona Económica Exclusiva (ZEE}¡ mostrada
en azul oscuro, incluye una vasta zona adyacente
a los Estados Unidos y a sus posesiones.
Oregón; depósitos similares se producen en la dorsal
Juan de Fuca, dentro de la ZEE canadiense,
Dentro de la ZEE, existen nódulos de manganeso
cerca de la isla de Johnston, en el océano Pacífico, y en
la meseta de Blake, frente a la costa este de Carolina del
Sur y Georgia. Además, se s~be que los montes submarinos y cadenas de montes submarinos dentro de la ZEE
en el Pacífico tienen cortezas de óxido metalífero de varios centímetros de grosor, de las cuales podrían extraerse cobalto y manganeso. Otro recurso importante
descubierto en depósitos marinos a poca profundidad es
la roca sedimentaria rica en fosfato conocida como fosforita (véase Enfoque Geológico 9 .1).
• Figura 9.17
- -·-·--- - · - - · · - - - - - - - - - - - - · ··- - --·- -·--·
--~- -- --------- -- - -·
Plataforma de perforación petrolífera en la costa del sur de
California. Aunque ésta se encuentra en aguas poco profundas,
una plataforma semejante en la costa de Louisiana está anclada en
aguas de 872 m de profundidad. Alrededor del 17% de toda la
producción de petróleo y gas natural de EE.UU. proviene de pozos
situados en las p lataformas continentales.
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RESUMEN DEL CA PÍTULO
GEO
263
,,
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
Las investigaciones científicas de los océanos
comenzaron hace más de 200 años, pero gran parte
de nuestros conocimientos provienen de estudios
realizados en las últimas décadas .
Los barcos de investigación actuales están equipados
para estudiar los fondos oceánicos mediante la toma
de muestras, sondeos, ecosondas y perfiles sísmicos.
Los científicos también utilizan sumergibles en sus
estudios.
Las perforaciones en las profundidades del mar y
las observaciones en el continente y en el fondo
oceánico confirman que la corteza oceánica está
formada, en orden descendente, por lava
almohadillada/coladas de lava en capas, diques en
capas y gabro.
Los márgenes continentales constan de una
plataforma continental ligeramente inclinada, un
talud continental con una inclinación más
pronunciada y, en algunos casos, un pie de talud
continental.
El ancho de las plataformas continentales varía
considerablemente. Descienden hacia el mar hasta
la ruptura entre plataforma· y talud a una
profundidad de unos 13 5 m, donde la pendiente
del fondo marino se incrementa abruptamente.
Los cañones submarinos, en su mayoría en los
taludes continentales, transportan enormes
cantidades de sedimentos mediante las corrientes
de turbidez a aguas más profundas, donde se
depositan como abanicos submarinos superpuestos
que forman una gran parte del pie de talud
continental.
Los márgenes continentales activos en el borde
anterior de una placa tectónica tienen una
plataforma estrecha y un talud que desciende
directamente hasta una fosa oceánica. Estos
márgenes también están caracterizados por
volcanismo y actividad sísmica.
Los márgenes continentales pasivos se encuentran
dentro de una placa tectónica , poseen amplias
plataformas continentales y el talud se funde con un
pie de talud continental que termina en una llanura
abisal. Estos m árgenes muestran poca actividad
sísmica y nada de volcanismo.
Se encuentran largas y estrechas fosas oceánicas· allí
donde la litosfera oceánica subduce por debajo de la
litosfera oceánica o de la litosfera .contii-iental. Las
fosas son los sitios de mayor profund~dad oceánica y
donde el flujo de calor es bajo. ·
·
Las dorsales oceánicas están compuestas de rocas
volcánicas y muchas tienen un rift central causado
por fuerzas tensionales. El volcanismo basáltico,
chimeneas hidrotermales y terremotos de hipocentro
poco profundo se producen en las dorsales, que se
ven separadas por sistemas de fracturas que las
cortan.
Los montes submarinos,-guyots y colinas abisales
que se elevan en los fondos oceánicos son rasgos
comunes que difieren principalmente en escala y
forma. Muchas dorsales asísmicas del fondo
oceánico están formadas por cadenas de montes
submarinos, guyots o ambos.
Las chimeneas hidrotermales submarinas, conocidas
como fumar-olas negras,. situadas .en las dorsales de
expansión o cerca de ellas; soportan comunidades
biológicas y son fuentes potenciales de diversos
recursos.
Los arrecifes, estructuras en forma de montículo y .
resistentes a las olas, compuestos por esqueletos de
animales, pueden ser de diversas formas, pero la
mayoría se clasifican como arrecifes costeros,'
arrecifes barrera o atolones.
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CAPITULO
9
E L FONDO OCEÁNI C O
náuticas desde su costa. Los recursos encontrados
en esta Zona Económica Exclusiva incluyen arena y
grava, así como diversos metales.
Los sedimentos llamados arcilla y fango pelágico
cubren amplias zonas del fondo oceánico.
Los Estados Unidos reclaman derechos sobre todos
los recursos dentro de un área de 200 millas
Términos clave
abanico submarino (pág. 248)
arcilla pelágica (pág. 258)
arrecife (pág. 259)
cañón submarino (pág. 248)
chimenea hidrotermal submarina
(pág. 253)
corriente de turbidez (pág. 248)
dorsal asísmica (pág. 254)
dorsal oceánica (pág. 2 5 2)
fango (pág. 259)
fosa oceánica (p 251)
fumarola negra (p 253)
guyot (pág. 254)
llanura abisal (pág. 250)
margen continental (pág. 24 7)
margen continental activo (pág. 248)
margen continental pasivo (pág.
249)
monte submarino (pág. 254)
ofiolita (pág. 246)
perfil sísmico (pág. 244)
pie de talud continental (pág. 248)
plataforma continental (pág. 24 7)
talud continental (pág. 24 7)
Zona Económica Exclusiva (ZEE)
(pág. 259)
Cuestiones de .repaso
1.
2.
Un atolón:
a. _ _ es un arrecife circular u ovalado que
rodea una laguna;
b. _ _· es un tipo de sedimento de las
profundidades marinas formado de arcilla;
c._·_ ·_ se encuentra en las profundidades del
fondo oceánico junto a una fumarola negra;
d. _ __es un depósito compuesto de sulfuros de
cobre y cinc;
e. _ _ está compuesto de sedimentos
depositados a partir de una suspensión lejos de la
tierra.
Las mayores profundidades oceánicas se
encuentran eff:
a. _ __ las dorsales asísmicas;
b. _ _los montes submarinos;
c. _ _las fosas oceánicas;
d. _ _ los márgenes continentales pasivos;
e. ___los cañones submarinos.
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3.
Una gran parte de un pie de talud está
compuesto de :
a. ___guyots superpuestos;
b. ___ chimeneas hidrotermales superpuestas;
c. _ _ márgenes continentales .superpuestos;
d. _ _llanuras abisales superpuestas·;
e. ___abanicos submarinos superpuestos.
4.
Los dos tipos de sedimentos más comunes en las
profundidades de los fondos oceánicos son:
a. _ _ grava y caliza;
b. ___arcilla y fango pelágico;
c. _ __nódulos de manganeso y polvo cósmico;
d. _ __arrecifes y arena;
e ._ _ montes submarinos y guyots.
5.
La parte ligeramente inclinada del margen
continental adyacente al continente es:
a. _ _ el talud continental;
b. __. _ la llanura continental;
c. _ _ el perfil continental;
ACTIVIDAD E S EN LA ~ORLD WIDE WEB
a. ___corteza oceánica;
b. ___ cañón submarino;
c. ___llanura abisal;
d. ___monte submarino;
e. _ _pie de talud pasivo.
d. _ _la plataforma continental;
e. _ _ la dorsal continental.
6.
7.
8.
9.
10.
Un monte submarino con la parte superior llana
que se eleva más di:! 1 km por encima del fondo
oceánico es un(a):
a. ___guyot;
b. ___ arrecife;
c. ___fumarola negra;
d. ___dorsal oceánica;
e. ___altiplano asísmico .
¿Cuál de los siguientes es característico de un
margen continental activo?:
a. ___ una plataforma continental amplia;
b. ___ una plataforma continental que se une a
un pie de talud continental;
c. ___actividad sísmica;
d. ___amplias llanuras abisales;
e. ___ chimeneas hidrotermales submarinas.
Los depósitos de las corrientes de turbidez
normalmente muestran:
a. ___ estratificación gradada;
b. _ _ un gran componente de fango silíceo;
c. ___ muchos esqueletos de corales;
d. ___sulfuros;
e. _ _ofiolitas.
¿Cuál de las siguientes afirmaciones es
incorrecta?:
a. ___la mayoría de los terremotos de
hipocentro profundo e intermedio se producen
en márgenes continentales activos;
b. _ _las chimeneas hidrotermales submarinas
se encuentran cerca de las dorsales en expansión;
c. ___la corteza oceánica está formada por
granito y arenisca;
d. ___la mayoría de los márgenes continentales
del Pacífico son activos;
e. ___la arcilla pelágica cubre gran parte de las
profundidades oceánicas.
La zona amplia y llana situada junto al pie de
talud continental se llama:
265
11 .
Identifique los tipos de m árgenes continentales
de la Figura 9. 7. ¿Cuáles son las características
de cada uno de ellos?
12.
Describa los cañones submarinos y explique
cómo creen los científicos que se formaron.
¿Existe alguna evidencia que apoye sus ideas?
13.
Explique cómo evoluciona un arrecife costero,
barrera y en atolón.
14.
¿Cómo se forman las dorsales centrooceánicas y
en qué se diferencian de las cadenas montañosas
de tierra firme?
15 .
¿Por qué son comunes las llanuras abisales
alrededor de los márgenes del Atlántico pero
raras en la cuenca del océano Pacífico?
16.
¿Cómo supieron los geólogos la naturaleza del
manto superior y de la corteza oceánica antes de
que pudieran observar las rocas del marito y de
la corteza en las cuencas oceánicas?
17.
¿Qué son el fango calcáreo y la arcilla pelágica y
dónde se encuentran?
18.
¿Cómo se utilizan el perfil sísmico y la ecosonda
para estudiar los fondos oceánicos?
19.
La parte más distante de una dorsal asísmica de
30 millones de años está a 1.000 km de una
dorsal oceánica . ¿A qué velocidad, de media, se
movió la placa con esta dorsal en centímetros
por año?
20.
Durante la edad del Pleistoceno (la Edad de
Hielo), el nivel del mar estaba unos 130 m más
bajo que hoy en día. ¿Qué efecto tuvo este nivel
del mar más bajo en los ríos? ¿Existe alguna
evidencia de las plataformas continentales que
pudiera tener que ver con esta pregunta? Si es
así, ¿cuál?
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Deformación,
formación de
montañas y
los continentes
CAPÍTULO 10
ESQUEMA_,,
DEL CAPITULO
Introducción
Deformación de las rocas. ¿Cómo se
produce?
GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:
Ruinas antiguas y geología
Dirección y buzamiento: la orientación de
las capas de rocas deformadas
La deformación y las estructuras
geológicas
La deformación y el origen de las
montañas
La corteza continental terrestre
Geo-Recapitulación
-·
- -- - - - -·----··-
-----------~-----
Este espécimen cortado y pulido del esquisto de Maine, en
exposición en e l Museo Real de Edimburgo, Escocia, muestra una
intensa deformación .
Observemos que muchas capas de la roca están intrincadamente
plegadas y algunas capas han sido desplazadas a lo largo de
pequeñas fracturas. Fuente: Sue Monroe
---
CAPITULO 10
D EFO RM AC I ÓN, FORMAC I ÓN DE MONTAÑAS Y L OS C O N TI NEN TE S
traducción
((
ól ido como una roca» imp lica permanencia y
durabi lidad, pero ya sabemos por capít ulos an teriores que los procesos físicos y químicos disgrega n y descomponen las rocas, y que las
rocas se comportan de maner¡¡ muy d iferente a grandes profund idades de lo que lo hacen en la superficie terrest re o cerca de ell a. En realidad, bajo las tcemendas presiones y altas
temperaturas presentes a varios kilómetros por debajo de la
superficie, las capas de las rocas se arrugan o pliegan, pero
permanecen só lidas, y a profundidades más someras ceden
por fractura, o una combinación de p liegues y fracturas. En
cua lqu ier caso, las fuerzas dinám icas de l interior de la Tierra
causan deformación, un térm ino genera l que eng loba todos
los cambios en .la forma o vo lumen (o ambos) de las rocas
(véase la foto de inicio de l capítulo y la • Figura 10.1).
La acción de las fuerzas dinámicas del interior de la Tierra
es obvia por la actividad sísmica continua, el volcanismo, el
movimiento de placas y la continua evolución de las montañas
en Sudaméric;:a, Asia y otras partes. En resumen, la Tierra es un
planeta activo con una variedad de procesos motivados por el
ca lor interno, particu larmente los movimientos de las placas; la
mayor parte de la actividad sísmica de la Tierra, el volcanismo y la deformación de las rocas se produce en bordes de
p lacas divergentes, convergentes y transformantes.
El origen de las cadenas montañosas verdaderamente
grandes en los continentes implica una tremenda deforma-
~
~
--;
~
'"ero
~.
(
ción, norma lmente acompañada de emplazamiento de p lutones, volcan ismo y metamorfismo, en bordes de placas convergentes. Los Apa laches de Norteamérica, los A lpes en
Europa, el Hima laya en Asia y los Andes en Sudamérica, deben su existencia a la deformación en bordes de placas convergentes . Y en algunos casos, esta actividad continúa aún
ahora. Por tanto, la deformación y la formación de montañas
son temas muy re lacionados y, por consiguiente, los est udiaremos ambos en este capítulo.
La pasada y continua evolución de los continentes implica no só lo una deformación en los márgenes continentales,
sino también adiciones de material nuevo a los continentes
existentes, un fenómeno conocido como acreción continental
(véase el Capítu lo 19). Norteamérica, por ejemplo, no ha tenido siempre su forma y área actuales. En realidad, empezó a
evo lucionar durante el Eón Arcaico (hace 4,0-2,5 m iles de mill ones de años) cuando se agregó materia l nuevo al continente en cinturones de deformac ión a lo largo de sus
márgenes.
Gran parte de este capítu lo está dedicado a un repaso
de las estructuras geológicas, como por ejemplo, las capas
de roca p legadas y fracturadas resultantes de la deformación,
su term inología descriptiva y las fuerzas responsab les de
ellas. Aun así, existen varias razones prácticas para estudiar la
deformación y la formación de montañas. En primer lugar,
las capas de rocas arrugadas y fracturadas proporcionan un
registro de las clases e intensidades de fuerzas que operaron en el pasado. Por consiguiente, las interpretaciones de
"'~
~
'"
"''"
(a)
(b)
• Figura 10.1
----·- - - - ----- ---·-- ---- - - - --Muchas rocas muestran el efecto de la deformación. (a) Pliegues a pequeña escala en rocas sedimenta rias. El bolígrafo tiene 13,5 cm de
larg o. (b) Estas rocas se han deformado mediante pliegues y fracturas. Observemos e l poste de luz para ha cernos una idea de la escala.
La fra ctura casi ve rtica l do nde se desp lazaron las rocas de colores cla ros es una fa lla, una fractura a lo largo de la cua l las rocas e n los
lados opuestos de la fractura se han movido en paralelo con el plano de la fractura.
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DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS . ¿CÓMO SE PRODUCE?
269
estas estructuras nos permiten satisfacer nuestra curiosidad
sobre la historia de la Tierra, y además, dichos estudios son
esenciales en trabajos de ingeniería, como la elección de ubicaciones para presas, puentes y centrales nucleares, espe-
cialmente si se encuentran en áreas de deformación en curso. Además, muchos aspectos de la explotación y la exploración en busca de petróleo y gas natural se basan en la
identificación correcta de las estructuras geológicas.
DEFORMACIÓN DE
LAS ROCAS~
¿CÓMO SE PRODUCE?
lo puede doblarse o agrietarse a medida que se deforma.
En la Figura l 0.2 utilizamos un objeto rectangular en lugar de una persona para simplificar los cálculos. Para evitar la ruptura del hielo, la persona puede tumbarse; esto
no reduce el esfuerzo total, pero lo distribuye en un área
más grande, reduciendo así el esfuerzo por unidad de superficie.
Aunque el esfuerzo es la fuerza por unidad de sup erficie, se da en tres variedades: compresión, tensión y
cizalla, dependiendo de la dirección: de las fuerzas aplicadas. En la compresión, las. rocas, o cualquier otro objeto, son apretadas o comprimidas por fuerzas dirigidas
unas contra otras a lo largo de la misma líriea , como
cuando apretamos una pelota de goma con la mano. Las
capas de roca en compresión tienden a acortarse en la
dirección del esfuerzo mediante pliegues o fracturas
(• Figura 10.3a). La tensión es el resultado de fuerzas
que actúan a lo largo de la misma línea pero en direcciones opuestas. La tensión tiende a alargar las rocas o a
separarlas (Figura l0.3b). A propósito, las rocas son mucho más fuertes en compresión que en tensión. En el esfuerzo en cizalla, las fuerzas actúan en paralelo pero en
direcciones opuestas, lo que da como resultado una deformación por desplazamiento a lo largo de planos poco
espaciados (Figura 10.3c).
efinimos deformación como un término general que se refiere a cambios en la forma o
el volumen (o ambos) de las rocas; las rocas
pueden arrugarse en pliegues o fracturarse como resultado del esfuerzo, que resulta de una fuerza aplicada sobre un área determinada de la roca , Si la intensidad del
esfuerzo es mayor que la resistencia interna de la roca, la
roca sufre deformación, que es causada por el esfuerzo.
El esfuerzo es la fuerza que causa la deformación o tensión. La siguiente explicación y la • Figura 10.2 nos ayudarán a aclarar el significado de esfuerzo y la diferencia
entre esfuerzo y deformación.
Esfuerzo y deformación
Recordemos que el esfuerzo es la fuerza aplicada a un
área determinada de roca, normalmente expresada en kilogramos por centímetro cuadrado (kg/cm 2 ). Por ejemplo,
el esfuerzo, o fuerza, ejercido por una persona que camina sobre un estanque cubierto de hielo está en función
del peso de la persona y el área por debajo de sus pies.
La resistencia interna del hielo resiste el esfuerzo, a menos que éste sea demasiado grande, en cuyo caso el hie-
Tipos de deformación
Los geólogos clasifican como deformación elástica
aquella en la que las rocas deformadas recuperan su for-
!!ig~_a 10.2 ________.
Esfuerzo y deformación ejercidos
sobre un estanque cub ierto de
hielo. El objeto vertica l (a) tiene
una .densidad de 1 g/cm 3 y .un
vo lumen de 5.000 cm 3 . La
superficie del obj eto es de
100 cm 2, por lo que el esfuerzo
ejercido sobre el hielo es de
50 g/cm 2 . El objeto de lado (b)
. tiene una superficie de. 500 cm 2 en
co ntacto con el hielo. Por ·
consiguiente, el esfuerzo ejercido
sobre el hielo es de sólo 1O g/cm 2 .
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1
J
270
CAP1TULO 10
D E FORMACIÓN, FORM AC IÓN D E MONT A ÑAS Y LOS C ONTIN E NT E S
Compresión
(a)
Tensión
~
• Figura 10.3
El esfuerzo y posibles tipos de deformación
resultante. (a) La compresión provoca el
acortamiento de las capas de las rocas por
pliegues o fallas. (b) La t ensión alarga las capas
de la roca y provoca fallas. (c) El esfuerzo de
cizalla provoca deformación por
desplazamiento a lo largo de planos poco
espaciados.
(b)
Cizalla
/
1
(c)
ma original cuando las fuerzas deformantes se relajan,
En la Figura 10.2, el hielo del estanque puede ceder bajo
el peso de una persona pero volver a su forma original
una vez que la persona se va. Corrio es de esperar, las rocas no son muy elásticas, pero la corteza terrestre actúa
elásticamente cuando está cargada de hielo glaciar y
apretada contra el manto.
Cuando se aplica un esfuerzo, las rocas responden
primero mediante deformación elástica, pero cuando superan su límite elástico, sufren una deformación plástica cuando ceden mediante pliegues, o se comportan
como sólidos quebradizos y se fracturan(• Figura 10.4).
Ya sea mediante pliegues o por fractura, la deformación
es permanente; es decir, las rocas no recuperan su forma
ni volumen originales, aunque se elimine el esfuerzo.
El que la deformación sea elástica, plástica o de
fractura depende del tipo de esfuerzo aplicado, la presión y la temperatura, el tipo de roca y el tiempo que
las rocas están -sometidas -al esfuerzo. Un esfuerzo pequeño aplicado durante un período largo, como por
ejemplo, sobre una repisa de chimenea soportada sólo
en sus -extremos, hará que la roca se combe; es decir, la
roca se deforma plásticamente (Figura 10.4 ). Por el
contrario, un esfuerzo grande aplicado rápidamente sobre el mismo objeto, como cuando se golpea con un
martillo, termina en fractura. El tipo de roca es importante, porque no todas las rocas tienen la misma resis tencia -interna y, por tanto, responden al esfuerzo de
manera diferente. Algunas rocas son dúctiles, mientras
que otras son frágiles, dependiendo de la cantidad de
deformación plástica que -muestren. Las ·rocas frágiles
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muestran poca o ninguna deformación plástica antes de
fracturarse, pero las rocas dúctiles muestran una gran
cantidad (Figura 10.4).
Muchas rocas muestran los efectos de la deformación plástica que debe haberse producido a gran profun-
Fractura
o
N
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1
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-o
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Aumento de la deformación
~ Figur~~º·~-------- -------------- _______ _________ ___ ,_____ _
Inicialmente, las rocas responden al esfuerzo mediante
deformación elástica y recuperan su forma original cuando se
libera el esfuerzo. Si se excede el límite elástico, como en la curva
A, las rocas se deforman plásticamente, lo que es una deformación
permanente. La cantidad de deformación plástica que muestran
las rocas antes de fracturase depende de su ductilidad. Si son
dúctiles, muestran una deformación plástica considerable (curva A),
pero si son frágiles, muestran poca o ninguna deformación plástica
antes de fracturarse (curva B).
DEFORMACIÓ N DE L AS RO CAS ¿ CÓMO SE PHOPUC E?
271
Ruinas antiguas y geología
L
as .ruinas roma nas y griegas anti guas
podrían no parecer un buen lu gar pa ra
estud iar geo logía, pero nos d icen algo
sobre la util ización de la piedra en la
construcción y sobre el esfuerzo y la
deformación. La pied ra es increíb lemente
fuerte, pero su resistencia varía dependiendo
de cómo se util ice. Recordemos que es más
fuerte en compresión que en t ensión. Por ·
tanto, cuando se utilizan pied ras para una
ch imenea, por ejemplo, fodos los esfuerzos
actúan en ve rtical con las pied ras inferiores
que soportan el peso de las piedras
superio res. En otras pa labras, las piedras están
sometidas a un esfuerzo compres ivo .
Dado que la piedra es tan fuerte, ¿por qué los
constructores griegos y romanos levantaron
ed ifi cios en los que vigas horizontales están
soportadas por columnas verticales poco
espaciadas (• Fi gura 1)? ¿No habría sido más
efectivo eliminar co lumnas y ahorrar en
materiales y trabajo? El prob lema es la
resistencia de la pied ra en compresión frente a
la tensión. Si las vigas horizontales se
extend iesen a lo largo de grandes distancias,
senci ll amente se derrumbarían bajo su propio
peso, porque una viga de piedra se comprime
en su parte superior pero está sometida a
tensión en su parte inferior. El esfuerzo en su
parte superior es más o menos el mismo que
didad dentro de la corteza. En la superficie, o cerca de
ella, las rocas se comportan normalmente como sólidos
frágiles y se fracturan, pero ·en las profundidades, ceden
con mayor frecuencia mediante la deformación plástica;
se hacen más dúctiles con el aumento de la presión y de
en la parte de abajo, pero la parte de arriba
contri buye poco a la resisten cia g lobal de la
viga. Por lo que si se utilizara de esta manera,
se formarían fractu ras de tensión en la parte
infe ri or que ascenderían hacia la parte
superior, provocando el deterioro.
Los constructo res antiguos eran conscientes
de la resistencia de la piedra, probab lemente
a base de pruebas y errores, y por eso
util izaba n columnas poco espaciadas para
soportar las vigas horizontales. Los
constructores actua les tienen limitaciones
sim il ares en la utilización de la piedra en
aplicaciones sim ilares. ¿Se imag in a por qué
sencillamente dup licar las dimensiones de
nuestra viga hipotética, más que su long itud,
no reso lvería el prob lema de abarcar grandes
distancias entre columnas?
• Figura 1
Ruin as griegas antigu as con columnas vert icales
poco espaciadas soportando vigas horizontales.
la temperatura. La .mayoría de los hipocentros de los terremotos se e ncuentran a profundidades de menos de
30 km, lo que indica que la deformación por fractura se
hace cada vez más difícil con la profundidad, y no se conocen frac;turas a profundidades s~periores a 700 km.
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CAPITU LO
10
D E FORM AC I Ó
, FORMACIÓ N D E MO
Oué haría
Los tipos de esf uerzos, así como la deformación
elástica frente a la plástica, podrían parecer bastante
esotéricos, pero puede que comprender estos
conceptos tenga aplicaciones prácticas. ¿Qué
relevancia cree que tiene el conocimiento sobre el
esfuerzo y la deformación para algunas profesiones,
aparte de la geología?, y ¿qué profesiones podrían ser
éstas? ¿Se le ocurre algún esfuerzo y deformació n con
los que nos enfrentemos en nuestra vida diaria? Por
ejemplo, ¿qué ocurre cuando un coche se estrel la
contra un árbol?
DIRECCIÓN Y BUZAMIENTO:
LA ORIENTACIÓN DE
LAS CAPAS DE ROCAS
DEFORMADAS
u ra nte la década de 1660 , N ic holas Ste n o,
un a natómista dan és, propu so varios principios esen ciales p ara descifrar la historia de
la Tierra p artiendo del registro preservado en las rocas .
Un o es el principio de horizontalidad original, que significa q ue los sedimentos se acumula n en capas h ori-
(a)
TA ÑAS Y LOS C ONTI NENTES
zontales o casi horizontales. Por tanto, si observamos rocas sedim entarias con siderablem ente in clinadas, podem os dedu cir justifica da m en te que se depositaro n casi
h orizontalmente, se litificaron y despu és se inclinaron
h asta su posición ac tual (• Figura 10. 5). Las cap as de
roca deform adas p or pliegu es, fallas, o ambas cosas, ya
n o se e n c ue ntran en su posición origin al, por lo que los
geólogos u tilizan la dirección de intersección de planos y
el hiizanúento para describir su orien tación con respec to a un pl a no horizontal.
Por definición , la dirección es la orien tación de una
línea for mada por la in tersección de un plan o h orizon tal
y un p la no inclinado. Las superficies de las cap as de roca
de la • Figura 10.6 son buen os ejemplos de pla n os in clinados, mientras que la superficie del agua es un plano
horizon tal. La dirección de la lín ea formada en la inte rsección de estos plan os es la dirección de las cap as. La
orie ntació n de la línea de dirección se determina utilizando una brúj ula para medir su án gulo con resp ecto al
n orte. El buzamiento es una m edida de la desviación de
un p la n o inclinado del h orizontal, por lo que h ay que
m edirlo perpendicular a la dirección (Figu ra 10.6).
Los mapas geológicos que mu estra n la edad , distribución aérea y estructuras geológicas de las rocas de una
zona utilizan un símbolo especial para indicar la dirección
y el buzamiento . Una línea larga en la orientación adecuada indica la dirección, y una línea corta, perpendicular
a la línea de dirección muestra la dirección del buzamiento (Figura 10 .6) . Junto al símbolo de la dirección y buzamie nto h ay un número q ue corresponde al án gul o de
buzamie nto. La utilidad de estos símbolos se hará patente en las siguientes seccion es sobre pliegues y fallas.
(b)
• Figura 10.5
(a) Estas capas de roca del Valle de los Dioses, en Utah, son horizonta les, como cuando se depositaron y litificaron . (b) Podemos deducir
que esta s capas de arenisca en Colorado fueron depositadas horizontalmente, litificadas y después incl ina das hasta su posición actual.
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LA DEFORMAC I ÓN Y LAS ESTHUCTURAS GEOLÓG I CAS
Dirección de
buzamiento
273
resultantes de la deformación la llamamos estructura
geológica. En casi todos los lugares en los que podemos
observar afloramientos de roca existen varias estructuras
geológicas, y muchas se de tectan muy por debajo de la
superficie mediante perforaciones y diversas técnicas
geofísicas.
Capas de roca plegadas
LA DEFORMACIÓN Y LAS
ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS
Las estructuras geológicas conocidas como pliegues, en
las que los rasgos planos se arrugan y doblan, son bastante comunes. La compresión es responsable de lamayor parte de los pliegues, como cuando pon e mos las
manos sobre un ma ntel y las movemos una haci~- la otra,
produciendo así una serie de arcos en la tela. Las capas
de roca de la corteza responden de m an era similar a la
compresión, pero, a diferencia del mantel, los pliegues
de las rocas son permanentes. Es decir, se ha producido
una deformación plástica, por lo que una vez plegadas,
las rocas permanecen así. Probablemente, la mayor p arte de los pliegues se producen a gran profundidad dentro
de la corteza, donde las rocas son más dúctiles de lo que
son en la superficie o cerca de ella. La configuración y la
inten sidad de los pliegues varía considerablemente, pero
sólo se reconocen tres tipos básicos de pliegues : monoclinal, anticlinal y sinclinal.
ecordemos que deformación se refiere a cambios en la forma y el volumen de las rocas. Durante la deformación , las rocas ·podrían
arrugarse en pliegues, o podrían fracturarse, o quizá plegarse y fracturarse. A cualquiera de estas características
Pliegues monoclinales. Un doblez sencillo o flexión
en capas de roca de otro modo horizontales o uniformemente inclinadas es un pliegue monoclinal (• Figura
10.7a). El gran pliegue monoclinal de la Figura 10.7b se
formó cuando las montañas Bighorn, en Wyoming, se elevaron verticalmente a lo largo de una fractura. La fractura
• Figura 10.6
- ---·- - ---· - --· --·
-
Dirección y buzamiento. La intersección de un p lano horizontal (la
superficie del agua) y un p lano inclinado (la superficie de
cua lq uiera de las .capas de roca) forma un a línea conocida como
dirección . El buzam iento de esta s capas es el ángu lo máximo que
se desvía de l pla no horizo nta l. Observe mos el símbolo de
dirección y buzam iento con un 50 al lado indicando el ángul o de
buzam iento.
-
- ·,:,;. * '4~;::_
(b)
(a)
~-F~gura 10.~--
__ _ -·-··· ·- _______ .. ·- - - - - - - ---- - - - - · - - - ·
_
·- - - - - ··--
(a) Un p liegue monocl ina l. Observemos el símbo lo de dirección y buzamiento y la cruz en un círculo, que es el símbolo de las capas
horizontales. (b) Un p liegue monoclinal en las montañas Bi ghorn, en Wyoming.
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D EF ORM.AC IÓ N, FORMA C IÓN DE MONTAÑAS Y LOS CONTINENTES
CAPÍ T ULO 10
no penetró hasta la superficie, de modo que cuando se
produjo el levantamiento de las montañas, las rocas cercanas a la superficie se· doblaron, de manera que ahora
parecen estar tendidas sobre el margen del bloque elevado. Dicho de otra manera, un pliegue monoclinal es, sencillamente, la mitad de un pliegue anticlinal o sinclinal.
Pliegues anticlinales y sinclinales. Los pliegues monoclinales no son raros, pero no son tan comunes como
los anticlinales y los sinclinales. Un pliegue anticlinal es
un pliegue arqueado o convexo ascendente con las capas
de roca más antigua en su núcleo, mientras que un pliegue sinclinal es un pliegue arqueado o cóncavo descendente en el que las capas de roca más recientes están en
su núcleo. Los pliegues anticlinales y sinclinales tienen
un plano axial que conecta los puntos de máxima curvatura de cada capa plegada(• Figura 10.8); el plano axial
divide los pliegues en dos mitades, cada mitad es un flanco. Como los pliegues se encuentran con frecuencia en
una serie de pliegues anticlinales alternando con sinclinales, un pliegue anticlinal y el sinclinal adyacente comparten un flanco. Es importante recordar que los pliegues
anticlinales y sinclinales son sencillamente capas de roca
plegadas y que no se corresponden necesariamente con
áreas altas y bajas de la ~uperfic;ie (ÍI Figura 10.9).
Normalmente, los pliegues quedan expuestos a la
vista en áreas de profunda erosión, pero incluso erosionados, la dirección, el buzamiento y la edad relativa de
las capas de roca plegadá distfüguen fácilmente los plie-
Sinclinal
• Figura 10.8
Anticlinal
- - - - ----------------·----'·- - - - -
Pliegues sinclinal y anticlinal mostrando el plano axial, el eje y los
flancos del pl iegue.
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gues anticlinales de los sinclinales. Observemos en la
• Figura 10.10 que en la vista superficial del pliegue anticlinal, cada miembro se inclina hacia el exterior alejándose del centro del pliegue y las rocas más antiguas
están en el núcleo del pliegue. Sin embargo, en un pliegue sinclinal erosionado, cada miembro se inclina hacia
dentro, hacia el centro del pliegue, donde se encuentran
las rocas más recientes.
Los pliegues que hemos descrito hasta ahora son simétricos, lo que significa que sus planos axiales son verticales y que ambos flancos del pliegue se buzan con el
mismo ángulo (Figura 10.10). Sin embargo, en muchos
pliegues, el plano axial no es vertical, los flancos buzan
con ángulos diferentes y los pliegues se clasifican como
inclinados o asimétricos( • Figura 10.1 la). Si ambos
flancos buzan en la misma dirección, el pliegue está invertido. Es decir, un flanco ha rotado más de 90 grados
desde su posición original, de modo que ahora está boca
abajo (Figura lÓ.l lb). En algunas zonas, la deformación
ha sido tan intensa que los planos axiales de los pliegues
son ahora horizontales, dando lugar a lo que los geólogos
llaman pliegues tumbados (Figura 10.1 lc). Los pliegues
invertidos y tumbados son particularmente comunes en
las montañas resultantes de una compresión en bordes
de placas convergentes (hablaremos de ello más adelante en este capítulo).
En los pliegues simétricos , la distinción entre anticlinales y sinclinales es sencilla, pero la interpretación
de pliegues más complejos, cuyos lados se han inclinado o que se han dado la vuelta por completo, es más
difícil. ¿Podría decir cuál de los dos pliegues de la Figura 10.11 c es anticlinal? Aunque se mostraran los
símbolos de dirección y buzamiento, aún no podría
contestar a esta pregunta, pero la edad relativa de las
capas de roca plegadas proporciona una solución. Recordemos que un pliegue anticlinal tiene las capas de
roca más antiguas en su núdeo, por lo que el pliegue
más cercano a la superficie es anticlinal y el pliegue inferior es sinclinal.
Pliegues con inmersión. Como si los pliegues simétricos e inclinados no fueran suficientes, los geólogos clasifican también los pliegues sin inmersión o con inmersión.
En algunos pliegues, el eje del pliegue, una línea formada por la intersección del plano axial con las capas plegadas, es horizontal, .y los pliegues son sin inmersión
(Figura 10.10). Sin embargo, es mucho más común que
los ejes del pliegue sean inclinados, por lo que parecen
sumergirse por debajo de las rocas adyacentes, y se dice
que los pliegues son con inmersión(• Figura 10.12).
Podría parecer que con esta complicación adicional,
sería mucho más difícil diferenciar los pliegues anticlinales con inmersión de los sinclinales con inmersión,
LA DEFORMA C I ÓN Y LAS ESTRUCTURAS GEOLÓG I C AS
275
(a)
(b)
• Figura 10.9
Los p liegues y su relación con la topografía. (a) Corte transversal que muestra que los p liegues anticlinales y sinclinales no se
corresponden con cotas altas y baj as de la superficie. Observemos que los p liegues están incluso debajo de un área bastante llana.
(b) Un pliegue sinclinal en la cima de esta montaña, en el Parque Nacional de Kootenay, Columbia Británica, Canadá. En la parte inferior
del flanco izquierdo de la montaña, son visibles un p liegue anticlinal y otro sinclinal.
Roca expuesta
más antigua
Roca expuesta
más moderna
• Figura 10.10
~~~~~~~~~~~~~
Identificació n de p liegues anticl inales
y sinclinales erosionad os mediant e
la d irección,' el buzamient o y la edad ·
relativa de las capas d e roca plegadas.
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,\
C APITULO 10
D E FORMA C IÓ N, FO R MA C IÓ N D E MON TAÑAS Y L O S C O NT I NE N T ES
Inc linado
Invertido
Eje
(d)
• Figura 10.11
(a) Un p lieg ue incli nado. El plano axial no es vertica l y los flancos d el plieg ue buzan con ángu los d iferentes. (b) Pliegues invertidos.
Amb os miembros del p liegue se Incl inan en la m isma dirección, p ero un fl anco est á invertido. Observemos el símbolo esp ecial de
d irecció n y buza mient o que ind ica cap as invertid as. (c) Plieg ues tumbados. (d) Pliegue t umbad o en Suiza.
pero los geólogos utilizan exacta mente los mismos criterios que utilizan para los pliegues sin inmersión. Por tanto, todas las cap as de roca se inclinan alejándose del eje
del pliegue en los anticlinales con inmersión y h acia el
eje en los sinclinales con inmersión. Las rocas m ás anti~
gu as están en el núcleo de un pliegue an~iclinal con inm ersión erosionado, mi.e n tras que las capas de roca m ás
recientes se e ncuentran en: el núcleo de un pliegu e sinclinal con inmersión erosionado (Figura 10. l 2b),
E n el C apítulo 6 vimos que los pliegues an ticlinales
fo rma n un tipo de tra mpa estruc tural en la que p odría
acumularse p e tróleo y gas n atu ral (véase la Figu ra
6 .28b). De hech o, la m ayor parte de la producción mundial de pe tróleo provien e de pliegu es an üclin ales, aunque otras estructuras geológicas y trampas estratigráficas
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también son importantes. Por consiguie nte, los geólogos
y sus jefes están particularmente interesados en identificar correctam ente las estructuras geológicas en áreas de
posible producción de hidrocarburos.
Domos y cuencas. Los domos y las cuencas son pliegu es circ ulares u ovales(• Figura 10. 13). Pode mos pen sar en ellos como los equivalentes circulares u ovales de
los pliegues anticlinales y sinclinales, respectivamente. En
un domo erosionado, todas las capas de roca buzan hacia
fuera desde un punto central y las rocas más antiguas están en el centro de la estructura. Justo lo con trario sucede en una cuenca, es decir, todas las capas de roca buzan
h acia de n tro en dirección a un punto cen tral y las rocas
más recientes están en el centro (Figura 10.13).
LA DEF O RM AC IÓN Y LAS E STHU C T U RAS GEO L ÓG I CAS
i77
Rocas expuestas más modernas
(b)
Anticlinal
con
inmersión
Sinclinal
con
inmersión
Anticlinal
con
inmersión
• Figura 10.12
(a) Un p li egue con inmersió n. (b) Vista s d e superficie y corte
tran sversal de p liegues con inmersión . La flecha larga en el
centro de cad a pliegue es el símbolo geológico est ándar
utilizad o para representar pli egues anticlin ales y sinclinales
co n inmersi ó n. La flecha al fi nal de la línea mu estra la
dirección y sentido de la inmersión. (c) Vista del pliegue
anticlinal con inmersión e rosio nado de Sheep Mountain, en
Wyoming. Obse rve mos el p li egue más p equeñ o en e l flan co
derecho del más grande. ¿Puede decir por los símbo los d e
direcció n y buzamiento que es un plie g ue anticlinal con
inmersión?
Muchos domos y cuencas son tan grandes que pueden verse sólo en mapas geológicos o fotografías aéreas.
Por ejemplo, las Colinas Negras , de Dakota del Sur, son
un domo oval grande (Figura 10.13c). Una de las cuencas grandes más famosas de Estados Unidos es la cuenca de Michigan, la mayor parte de la cual está sepultada
bajo estratos más recientes, por lo que no se puede observar directamente en la superficie. Sin embargo, la dirección y el buzamiento de los estratos expuestos cerca
del margen de la cuenca y miles de pozos de perforación
de petróleo y gas, muestran claramente que los estratos
están deformados en una cuenca grande.
Por desgracia, los términos domo y cuenca se utilizan
también para distinguir áreas altas y bajas de la superficie de la Tierra, pero como ocurre con los pliegues anticlinales y sinclinales, los domos y las cuencas resultantes
de la deformación no se corresponden necesariamente
con montañas o valles. En algunas de las siguientes secciones, tendremos ocasión de utilizar estos términos en
otros contextos, pero intentaremos ser claros cuando nos
refiramos a elevaciones de la superficie en contraposición con las estructuras geológicas.
(c)
Diaclasas
Además de los pliegues , las rocas se deform~n permanentemente !Ilediante fracturas. Las diacla.s as son fracturas a lo largo de las cuales no se ha producido un
movimiento en paralelo con la superficie de la fractura
(• Figura 10.14), aunque pueden abrirse; es decir, muestran movimientos perpendiculares a la fractura. Los mineros del carbón utilizaban el término diaclasa hace
tiempo para referirse a las grietas de las rocas que pensaban que eran superficies dónde los bloques adyacentes ·
de juntaban.
Recordemos que ·las rocas cercanas a la superficie
son quebradizas y, por tanto, normalmente se fracturan
cuando se someten a un esfuerzo.· Por consiguiente,
casi todas las rocas cercanas a la superficie tienen diaclasas que se forman en respúesta a la compresión, tensión y cizalla. Varían desde fracturas diminutas a
aquéllas que se extienden a lo largo de muchos kilómec
tros y con frecuencia se presentan en dos o quizá tres
familias principales. Los mapas regionales revelan que
las diaclasas o familias de diaclasas están normalmen-
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CAPITULO ro
DEF O RMA C I ÓN, FORM AC IÓ N D E M O N TA ÑAS Y 'LO S CONT I N E N TE S
IBJ Cretácico
Rocas expuestas
más antiguas
Selle Fourche
Más
moderno
Triásico
•
[QJ Carbonífero
K
cm Cámbrico
K
j P.
!c Rapid , .
R
'
1
(a) Domo .
ro Precámbrico
,....e
Rocas expuestas
más modernas
K
(c )
• Figura 10.13
(b) c;uenca
\\"'º'1~.
Un domo (a) y una cuenca (b). Observemos que en un domo las rocas más
antig uas est án en el centro y t odas las rocas buzan hacia el exterior desde un
.punto central, mientras que en una cuenca las rocas más recientes est án en el
centro y todas las rocas buzan hacia el interior .e n direcció n a un punto central.
(c) Este map a geológico, sólo una vista superficial, utiliza col ores y símbolos
para rep resentar las rocas y estructuras geológicas d e las Colinas Negras, en
Dakota del Sur. Basándose en la información proporcionada, ¿puede
·determinar si este mapa representa un domo o una cuenca?
te relacionadas con otras estructuras geológicas, como
grandes pliegues y fallas.
Ya hemos estudiado la disyunción columnar que se
forma cuando la lava o el magma de algunos plutones
poco profundos se enfría y contrae (véase la Figura 5.6).
Un tipo diferente de disyunción-del que hemos hablado
previamente es el !ajeado que se forma en respuesta a la
liberación de presión (véase la Figura 6.4).
Fallas
Otro tipo de fractura, conocida como falla, es una. a fo
largo de la cual los bloques de roca en los lados opuestos
de la fractura se han movido en paralelo con la superficie de la fractura, y la superficie en la ·que se produce el
movimiento es un plano de falla(• Figura 10.15a). No
todas las fallas alcanzan la superficie, pero las que lo hacen podrían mostrar un escarpe de falla, un risco o acantilado formado por un movimiento vertical (Figura
10.1 Sb). Normalmente, los escarpes. de falla se erosionan y ocultan rápidamente. Cuando se produce un movimiento en el plano d e una falla, Jas rocas de lados
opuestos pueden rasparse y -pulirse (Figura 10, 15b) o
aplastarse y romperse en bloques ang.ulares, formando
brechas de falla (Figúra.10.1 Sc) . .
© Ce_ngage Learning Paraninfo
. Vayamos a la Figura 1O. l 5a y observemos las denominaciones bloque levantado y bloque hundido. El bloque levantado es la roca que hay encima de la falla ,
mientras que el bloque hundido se encuentra debajo del
plano de la falla Podemos reconocer estos dos bloques
en cualquier falla excepto en una vertical, es decir, una
que se buze 90 grados. Para identificar algunas clases de
fallas debemos no sólo identificar correctamente estos
dos bloques, sino también determinar cuál se movió relativamente hacia arriba o hacia abajo. Utilizamos la expresión movimiento relativo porque normalmente no
podemos decir qué bloque se movió o si se movieron ambos. En la Figura 10. l 5a, el bloque hundido puede haberse movido hacia arriba, el bloque levantado haberse
movido hacia abajo, o podrían haberse movido ambos .
Sin embargo, el bloque levantado ·p arece haberse desplazado hacia abajo en relación con el bloque hundido.
Recordemos nuestra explicación sobre la dirección y
el buzamiento de las capas de roca. Los planos de falla
también son planosinclinados y también se caracterizan
por la dirección y el buzamiento (Figura 10. 1 Sa). En realidad, las dos variedades básicas de fallas se definen según si los bloques de lados opuestos del plano de la falla
se movieron en paralelo a la dirección de buzamiento (falla con desplazamiento vertical) o a lo largo de la direc-
LA D EF ORMA C IÓN y. LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS
(a)
(b)
• Figura 10.14
(a) Erosió n a lo largo de diacl asas paralelas en el Parq ue N acio nal
d e los Arcos, Utah . (b) Diacl asas haciendo intersección en ángulo
recto d an lugar a este diseño rect ang ular en Gales.
ción (falla de desplazamiento horizontal) (véase «Tipos
de fallas» en las páginas 280 y 281).
Fallas con desplazamiento vertical. Todo movimiento en las fallas con desplazamiento vertical se produce
en paralelo con el buzamiento de la falla; es decir, el mo-
279
vimiento es vertical, ya sea hacia arriba o hacia abajo del
plano de la falla. Por ejemplo, en la • Figura 10. l 6a de
la página 283, el bloque levantado se movió hacia abajo
en relación con el bloque hundido, dando lugar a una
falla normal. Por el contrario, en una falla inversa, el
bloque levantado se mueve hácia arriba en relación con
el bloque hundido (Figura 10.16b). En la Figura 10.16c,
. el bloque levantado también se movió hacia arriba en relación con el bloque hundido, pero la falla tiene una inclinación de men os de 45 grados y es una variedad
especial de falla inversa conocida como cabalgamiento.
Consultemos la Figu ra 10.3b, que muestra que las
fallas normales sori resultado de la tensión. Hay numerosas fallas n~rmales a lo largo de uno o ambos lados de
las cadenas montañosas de la Basin and Range Province
del oeste de Estados Unidos, donde la corteza se está estirando y haciendo más delgada. La Sierra Nevada, en el
margen oeste de la Basin and Range Province está limitada por fallas normales, y la sierra se ha elevado a lo largo de estas fallas, por lo que ahora se encuentra a más de
3.000 m por encima de las tierras bajas del este (véase el
Capítulo 23). También encontramos una falla normal activa en el margen este de la cordillera de Tetan, en Wyoming, lo que explica la diferencia de elevación de 2 . 100
m entre el fondo del valle y los picos más altos de las
montañas.
Las fallas inversas y los cabalgamientos son resultado de la compresión (Figura 1O. l6b, c) . Encontramos
ejemplos a gran escala de ambas en las cordilleras que
se formaron en los márgen es de placas convergentes,
donde uno esperaría encontrar compresión (lo veremos
más adelante en este capítulo). Un cabalgamiento conocido es el sobrecabalgamiento de Lewis,' en Montana. (Un sobrecabalgamiento es un cabalga.m iento de
ángulo bajo con un movimiento que se mide en kilómetros.) En esta falla, una enorme placa en subducción de
rocas de la era Precámbica se movió al menos 75 km
h acia el este y ah ora descansa sobre unas rocas mucho
m ás recientes de la era Cretácica (véase «Tipos de fallas» en las páginas 280 y 281).
Fallas de desplazamiento horizontal. Las fallas d e
desplazamiento horizontal , resultado de esfuerzos en
cizalla , muestr:an un movimiento horizontal en el que
bloques en lados opuestos de la falla se deslizan pasan do uno al lado del otro (Figura 1O. l 6d) . En otras palabras, todo movimiento se produce en la dirección de
intersección de planos del plano de la falla, de ahí el
n ombre de falla de desplazamiento horizontal. Se conocen varias fallas de d esplazamiento horizontal de gran
tamaño, pero una de fas mejor estudiadas es la falla de
San Andrés, que atraviesa la costa de California. Recordemos del Capítulo 2 que la falla de San Andrés se de-
1
1
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J
Las fallas son estructuras geológicas muy comunes. Son fracturas a lo largo de las que el
movimiento tiene lugar en paralelo a la superficie de la fractura. Un bloque de roca adyacente a
una falla podría moverse por encima o por debajo del plano de falla, es decir, subiendo o bajando
el buzamiento de la falla: Por ello, se
Dos pequeñas fallas atraviesan
denominan fallas con desplazamiento
una capa de ceniza en Oregón
vertical. Por otro lado, el movimiento
(izquierda). Observe que las capas
podría tener lugar a lo largo de la
de arenisca, a la derecha del
dirección de la falla, siendo el origen
martillo, están cortadas por una
_de las fallas de desplazamiento
falla inversa (inferior).
-- horizontal: E/movimiento sobre las
Compare el sentido del movimiento
de los bloques levantado y hundido
fallas .y la liberación de la energía
en
estas dos imágenes.
almacenada son los responsables de
tos terremotos
(véase el
Capítulo 8).
La mayoría
de las fallas se
-encuentran en
los tres tipos
principales de
bordes de
placa:
convergente,
divergente y
¿Puede identificar los tipos
transformante.
de falla mostrados en estas
dos -imágenes?
Este
Oeste
Montaña «El Jefe,,
una línea de color en la ladera:
Esquema del
sobrecabalgamiento de Lewis
(falla inversa con ángulo bajo)
en el Glacier National Park,
Montana. Las antiguas rocas
del Precámbrico descansan
ahora sobre las rocas
sedimentarias del Cretácico.
La erosión.ha aislado la montaña «El Jefe,,
del resto del bloque ·cabalgante.
OCÉANO
ATLÁNTICO
Mapa que muestra la ubicación
de la falla del Great Glen, una falla
de desplazamiento horizontal
sinestral que atraviesa Escocia.
Vista hacia el suroeste, a lo
largo del lago Ness·, Escocia,
que yace sobre la zona de
la falla del Great Glen, que
en este punto tiene más de
1,5 km de ancho.
Falla de la Reina - ----'•
Carlota
Desplazamiento lateral dextral
de un cauce por la falla de San
Andrés en el centro de
California. El cauce se separa
aproximadamente 21 metros.
Falla de --~'.
San Andrés
PLACA
PACÍFICA
El desplazamiento oblicuo tuvo
lugar en esta falla del centro de
Nevada durante un terremoto ·
en 1915.
Observe la valla que muestra el
desplazamiento lateral dextral y
el desplaÚmiento vertical.
•
Golfo de California
-
-<é-&
'.l
. . Encuadre en la tectónica de placas de la falla de
San Andrés, una falla de desplazamiento horizontal.
Recuerde que en la terminología de tectónica de
placas, esto se denomina falla· transformante.
CAPITU LO
10
D EFO RMA C I ÓN , FORMAC I ÓN DE MONTAÑAS Y, LOS CON T I NENTES
Las flech as
indican la dirección
del movimiento relativo
(a)
(b)
• Figura 10.15
(c)
nomina falla .transformante en la terminología de la tectónica de placas .
Las fallas de desplazamiento horizontal se caracterizan como dextral o sinestral, dependiendo de la dirección
aparente de la separación. Por ejemplo, en la Figura
10. l 6d, los observadores que miren el bloque en el lado
opuesto de la falla, desde su ubicación notarán que parece haberse movido· h acia la izquierda. Por consiguiente, ésta es una falla de desplazamiento horizontal sinestral.
Si hubiera sido una falla de desplazamiento horizontal
dextral, el bloque al otro lado de la falla desde la ubicación de los observadores párecería haberse movido- a la
derecha . La falla de San Andrés, en California, es una
falla de desplazamiento horizontal dextral; mientras que
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(a) Termin ología de fa ll as. (b) Pl ano de fa ll a
rayado y pulido en escarpe de fa lla cerca
de Klamath Falls, Oreg ón. (c) Brecha de fal la,
la zona de e_scombros a lo largo de la fal la
en las montañas Bighorn, Wyoming.
Si no se mostraran las flechas, ¿podría
determ inar qué lado de la falla se movió
relat iva mente hacia arriba?
la falla Great Glen, en Escocia, es una falla de desplazamiento horizontal sinestral (véase «Tipos de fallas » en las
páginas 280 y 281).
Fallas de desplazamiento oblicuo. El movimiento
en la mayoría de las fallas es, principalmente, con desplazamiento vertical o d e desplazamiento horizontal,
p e ro e n las fallas de desplazamiento oblicuo se dan
ámbos movimientos . El movimiento de desplazamiento
horizontal podría ir acompañ ado de un componente de
desplazamiento vertical, dando lu"gar a un movimiento
combinado que incluye lateral sinestral e inversa o lateral dextral y normal (Figura 10.l 6e y véase «Tipos de fallas » en las páginas 280 y 281).
LA DE FORMACIÓN Y EL . ORI GEN DE LAS MONTAÑAS
(a) Falla norm al
(b) Falla inversa
283
(e) Cabalgamiento
..
(d) Falla de desplazamiento horizontal
(e) Falla de desplazamiento oblicuo
• Figura 10.16
- - - - - -- - - - - - -- - - - - - - - - - --- - - - -------- - - - - Tip os de fallas. (a), (b) y (c) son fallas con desplazamiento vertica l. (a) Fall a normal; el b loque levantado se mueve hácia abajo en relación
co n el b loque hundido. (b, c) Fall as inversa y cabalga miento; el b loque levantado se mueve hacia arri ba en relación con el b loque
hundido. (d) Falla de desplazamiento horizontal; todo movim iento es paralelo a la d irecció n e intersecció n del plan o de fa lla. (e) Falla de
desplazamiento ob licuo; comb in ación de los movimientos con desplazamiento vertica l y horizontal.
En los mapas geológicos se representan diversas estructuras geológicas junto con colores y símbolos para
los diferentes tipos de rocas . Como uno esperaría, los
geólogos construyen y utilizan estos m apas , pero ingenieros, urbanistas y p e rsonas de diversas profesiones
pueden tener ocasión de consultar los mapas geológicos.
LA DEFORMACIÓN Y EL l ~
ORIGEN DE LAS MONTAÑ~
1
as montañas se originan de varias maneras , pero
las montañas realmente grandes de los continentes son en su mayoría resultado de la defor~
mación producida por la compresión en bordes de placas
convergentes. Sin embargo , antes de hablar de la formación de las montañas, deberíamos definir lo que queremos decir con el término montaña y hablar brevemente
de -los tipos que existen. Montaña es una denominación
para cualquier superficie de tierra que se encuentre significativamente más alta, al menos 300 m , que el campo
que la rodea y que tenga una cima limitada. Algunas montañas son picos aislados· únicos , pero es más normal que
sean parte .de asociaciones lineales de picos y crestas conocidas como cordilleras, que están relacionadas en edad
y -origen. Por otra parte, un sistema montañoso , una zona
lineal compleja de deformai:ión y engrosamiento de la
corteza, está formado por varias o muchas cordilleras. La
cordillera de Teton, en Wyoming, es una de las muchas
cordilleras de las Montañas Rocosas. Los Apalaches del
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CAPITULO 10
DEFORMA C IÓ N, FORMAC IÓ N D E MONTAÑAS Y LOS CONTIN EN TES
este de Estados Unidos y Canadá es otro sistema monta- Aquí, la corteza se extiende en dirección este-oeste; por
tanto, los esfuerzos tensionales producen fallas delimiñoso complejo compuesto de muchas cordilleras, ·como
las Great Smoky Mountains, de Carolina del Norte yTen- · tadoras de cordilleras con una orientación norte-sur. El
movimiento diferencial en estas fallas ha producido blonessee, las Adirondack Mountains, de Nueva York, y las
ques elevados llamadoshorsts y bloques hundidos llamaGreen. Mountains, de Vermont.
dos fosas tectónicas (Figura 10.17), limitados en ambos
lados por fallas normales paralelas. La erosión de los
Formación de montañas
horsts ha producido la topografía montañosa y las fosas
tectónicas se han llenado de sedimentos erosionados de
Las montañas se. desarrollan de diversas maneras, algulos
horsts (Figura 10.17).
nas de ellas con poca o ninguna deformación. Por ejemplo, la meteorización diferencial y la erosión han dado
lugar a superficies altas con tierras bajas adyacentes en el
suroeste de Estados Unidos, pero estos. restos de erosión
tienen una cima bastante plana o forma de pináculo, por
lo que se denominan mesa y loma, respectivamente (véase el Capítulo 15). Una montaña volcánica única podría
desarrollarse sobre un punto caliente, aunque es más común que se formen una serie de volcanes cuando una
placa se mueve sobre un punto caliente, como en las islas Hawai (véase la Figura 2.25). Y recordemos que el
sistema de dorsales oceánicas está formado por montañas que superan el tamaño de cualquier montaña de la
tierra. Pero las dorsales oceánicas se forman por el volcanismo en bordes de placas divergentes y presentan características producidas por esfuerzos tensionales. Sin
embargo, las grandes montañas de la tierra están compuestas de todo tipo de rocas y presentan claras indicaciones de compresión.
Los bloques fallados son otra manera de formar montañas, p ero implica una deformación considerable (• Fig4ra 10.1 7) . El bloque fallado conlleva movimiento en
fallas normales, de manera que uno o más blo_ques se
elevan en relación con las superficies adyacentes. Un
ejemplo clásico es el bloque fallado activo a gran es<;ala
en la Basin and Range Province al oeste de Estad9s Unidos, un área amplia centrada en N evada,. pero que se extiende a varios estados adyacentes y al norte de México.
Los geólogos definen el término orogenia como un episodio de formación de montañas durante el cual se produce una deformación intensa, generalmente acompañada
de metamorfismo, el emplazamiento de plutones, especialmente batolitos, y el engrosamiento de la corteza terrestre. Aún no se comprenden del todo los procesos
responsables de una orogenia, pero se sabe que la formación de montañas está relacionada con los movimientos
de las placas. De hecho, la llegada de la teoría de la tectónica de placas cambió por completo el modo en que los
geólogos veían el origen de los sistemas montañosos.
Cualquier teoría que ofrezca explicaciones sobre la
formación de las montañas debe explicar adecuadamente las características de las mismas, como por ejemplo,
su geometría y ubicación ; tienden a ser largas y estrechas en los márgenes de las placas o cerca de ellos. Las
montañas también muestran una intensa deformación ,
especialmente pliegues tumbados o invertidos inducidos
por la compresión, así como fallas inversas y cabalgamientos. Además, los plutones graníticos y el metamorfismo regional caracterizan el interior o núcleo de las
cordilleras montañosas. Otra característica son las rocas
sedimentarias, ahora muy por encima del nivel del mar,
Fosa tectónica
Horst o pilar tectónico
• Figura 10.17
Tectónica de placas y formación de
montañas
.--------------·---------.
.
Los b loques fa llados y el o ri gen d e los horsts y las fosas tectónicas. Muchas.d e las· cordi lleras d e la Basin and Range Province, al·
oest e d e Est ados Unidos y no rte de M éxico, se forma ro n de este modo ..
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285
LA DEFORM A CIÓN Y E L ORI GE N D E LAS MONTAÑA S
Placa del
Pacífico
.
Placa Antártica
·· ..
~.
- 1
-
-
1
•
,~ , ..
1
• Figura 10.18
-- -- -- --- -- ·-- ----------·--- - -------------------------- -La mayor parte de la actividad orogénica actual y geológica mente reciente de la Tierra se concentra en los cinturones orogénicos del
circum-Pacífico y Alpin o- Himalayo.
que fueron claramente depositadas en ambientes marinos someros y profundos.
La deformación y actividades asociadas en bordes de
placas convergentes son procesos importantes en la formación de montañas. Explican la ubicación y geometría
de una cordillera de montañas, así como estructuras geológicas complejas, plutones y metamorfismo. Aún así, la
expresión topográfica actual de montañas está también relacionada con varios procesos superficiales, como procesos
gravitacionales (procesos producidos por la gravedad, incluidos los flujos de tierras), los glaciares y las corrientes
de agua. En otras palabras, la erosión también juega un
papel importante en la evolución de las montañas.
La mayoría de las orogenías actuales y geológicamente recientes de la Tierra se encuentran en dos zonas o cinturones principales: el cinturón orogénicoAlpino-Himalayo
y el cinturón orogénico circum-Pacifico (• Figura 10 .18).
Ambos cinturones están compuestos de un cierto número
de segmentos más pequeños conocidos como orogenos,
cada uno de ellos una zona de rocas deformadas y muchos
de los cuales han sufrido metamorfismo e intrusiones por
parte de plutones. En realidad, podemos explicar la mayoría de las orogenias presentes y pasadas de la Tierra en
función de la actividad geológica en bordes de placas convergentes. Recordemos del Capítulo 2 que los bordes de
placas litosféricas convergentes podían ser oceánica-oceánica, oceánica-continental o continental-continental. ·
Orogenias en convergencias
de placas oceánicas
La deformación, la actividad ígnea y el origen de un arco
isla volcánico · cara eterizan las orogehias que se producen donde la litosfera oceánica subduce por debajo de la
litosfera oceánica. Los sedimentos derivados del arco isla
se deposítan en la fosa oceánica adyacente, y después se
deforman y rozan el lado de la fosa orientado hacia tierra
(• Figura 10.19). Estos sedimentos deformados son parte de un complejo de subducción, o prisma de acreción,
de rocas intrincadamente plegadas cortadas por numerosos
cabalgamientos, ambas cosas resultado de la compresión.
Además, las orogenias de esta posición se caracterizan por
un metamorfismo de facies de esquisto azul de alta presión y baja temperatura (véase la Figura 7.18).
La deformación , causada principalmente por el emplazamiento de plutones, también se produce en el sistema de arcos isla, donde muchas rocas muestran evidencias de metamorfismo de baja presión y alta temperatura.
El efecto global de la orogénesis del arco isla es el origen
de dos cinturones orogénicos más o menos paralelos que
consisten en un arco isla volcánico en dirección a tierra
con batolitos subyacentes y un cinturón en dirección al
mar de rocas deformadas en la fosa (Figura 10: 19). Las
islas japonesas son un buen ejemplo de este tipo de deformación.
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CAPÍTULO 10
DEFORMACIÓN, FORMACIÓN DE MONTAÑAS Y LOS CONTIN EN TES
Prisma de
acreción
Cuenca
trasarco
Corteza
continental
Capa de sedimento
Corteza oceánica
(a)
Capa de sedimento
Corteza oceánica
Astenosfera
Prisma de
acreción
, • Figura 10.19
Corteza
continental
- ·- - - - - - - - - - - - ----- - · · - - -·- - - - - - - - - - - - - - · - - · - - - - - - - - - - - · · - - - - - - - · - - - - · · - - - - - - - · - - - - - Orogenia y el origen de un arco isla volcánico en un borde de placas litosféricas oceán ica-oceánica. (a) Subducción de una placa oceánica
por debajo de un arco isla. (b) Subducción continuada, emplazamiento de plutones y comienzo de deformación por cabalgamiento y
pliegue de los sedimentos de la cuenca trasarco. (c) Cabalgamiento de los sedimentos de la cuenca trasa rco sobre el continente
adyacente y sutura del arco isla con el co ntinente.
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LA D EF OR M A C IÓ N Y E L ORIGEN DE L AS MONTA ÑA S
En la zona situada entre un arco isla y el continente
cercano, la cuenca trasarco, los sedimentos y las rocas
volcánicas derivadas del arco isla y del continente adyacente también se deforman mientras las placas siguen
convergiendo. Los sedimentos se pliegan intensamente y
se desplazan hacia el continente a lo largo de cabalgamientos de ángulo bajo. Al final, todo el complejo de arco
isla se fusiona con el borde del continente y los sedimentos de la cuenca trasarco son empujados hacia el
continente, formando un apilamiento grueso de láminas
de cabalgamiento (Figura 10.1 9).
Orogenias en convergencias
de placas oceánica-continental
Los Andes de Sudamérica son, quizá, el mejor ejemplo
de orogenia continua en un borde de placas litosféricas
287
oceánica y continental. Entre las cordilleras de los Andes
están los picos más alto.s de América y muchos volcanes
activos. Además, la costa oeste de Sudamérica es un segmento extremadamente activo del cinturón de terremotos circum-Pacífico, y uno de los grandes sistemas de
fosas oceánicas de la Tierra; la fosa de Perú-Chile, yace
justo frente a esta costa.
Hace más de 200 millones de años, el margen oeste
de Sudamérica era un margen continental pasivo donde
se acumulaban sedimentos de forma parecida a como sucede ahora a lo largo de la costa este de Norteamérica.
Sin embargo, cuando Pangea de dividió en lo que ahora
es la Dorsal Centroatlántica, la placa sudamericana se
desplazó hacia el oeste. Como consecuencia, la litosfera
oceánica al oeste de Sudamérica empezó a subducirse
por debajo del continente(• Figura 10.20). La subducción dio como resulta·d o la fusión parcial de la placa en
Litosfera
continental
(a)
Margen continental activo
Nivel del mar
Litosfera
continental
1
(b)
• Figura 10.20
-- -·--· D iagramas g eneralizad os que muestran
tres etapas en e l d esarro ll o d e los Andes
d e Sudamérica. (a) Hace m ás de 200
m illo nes d e años, la cost a oest e d e
Sudamé rica era un m argen co ntinental
pasivo . (b) Cuand o la cost a oest e d e
Sudamérica p asó a ser un margen
co nt in ental activo, co m enzó una
oroge nia. (c) Deform ació n, volca nismo y
pluto nismo cont inu ad os.
Nivel del mar
Litosfera
continental
1
(c)
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·-
- ·
.J
CAPÍTULO 10
DEFORMA C IÓ N, FORMA C IÓN DE MONTAÑ A S Y LOS CONTINENTES
descenso, lo que produjo el arco volcánico andesítico de
volcanes compuestos, y la costa oeste pasó a ser un margen continental activo. Magmas félsicos, principalmente
de composición granítica, se situaron como grandes plutones debajo del arco (Figura 10.20).
Como resultado de los acontecimientos que acabamos de describir, las montañas de los Andes consisten
en un núcleo central de rocas graníticas cubierto por volcanes andesíticos. Al oeste de este núcleo central, a lo
largo de la .costa, están las rocas deformadas del prisma
de acreción. Y al este del núcleo central hay rocas sedimentarias intensamente plegadas que fueron empujadas
hacia el este sobre el continente (Figura 10.20). La subducción, volcanismo y sismicidad actuales a lo largo de la
costa oeste de Sudamérica indican que los Andes aún se
están f~rmando.
Orogenias en bordes de placas litosféricas continentales. · El mejor ejemplo de una orogenia en un
borde de placas litosféricas continentales es el Himalaya.
El Himalaya empezó a formarse cuando India colisionó
con Asia hace 40 o 50 millones de años. Antes de eso,
India estaba al sur de Asia y separada de ella por una
cuenca oceánica(• Figura 10.2la).
Cuando la placa India se desplazó hacia el norte, se
formó una zona de subducción a lo largo del margen sur
de Asia, donde se consumió la litosfera oceánica. La fusión parcial generó magma, que ascendió y formó un
arco volcánico, y grandes plutones de granito se ubicaron
en lo que ahora es el Tíbet. En esta etapa, la actividad a
lo largo del margen sur de Asia era similar a lo que ahora está sucediendo en la costa oeste de Sudamérica.
El océano que separaba India de Asia siguió cerrándose y al final, India colisionó con Asia (Figura 10.2lb).
Como resultado, dos placas continentales se soldaron o
suturaron' Por tanto, ahora el Himalaya se encuentra dentro de un continente en lugar de en un margen continental. El momento exacto de la colisión de India con Asia no
es seguro, pero hace 40 o 50 millones de años el índice
de deriva de India hacia el norte disminuyó abruptamente de 1O cm al año a 5 cm al año. Como la litosfera continental no es lo suficientemente densa como para
subducirse, esta disminución parece marcar el momento
de colisión y la resistencia de la India a la subducción. En
consecuencia, el margen anterior de India se hundió por
debajo de Asia, provocando cabalgamiento, levantamiento
y engrosamiento de la corteza. Las rocas sedimentarias
que habían sido depositadas en el mar al sur de Asia fue-
Punta de la placa Ind ia
Antes
Placa india
Rocas muy antiguas
da 2.000 a 2.500 millones ~ ~
deat'íos
~
Punto de
referencia
Meseta Tibetana ascendente
Corteza
oceánica
antigua
Placa
Euroasiática
Placa India
-
Hace
55 millones
de años
(b)
OCÉANO ÍNDICO
Masa de tierra
- - - - - - - Hace
"India"
71 millones
de años
- Sri Lanka
(a)
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• Figura 10.21
(a) Durante su viaje hacia el norte, India se desplazó a unos 1O cm por año,
pero comenzando entre 40 y 50 millones de años atrás, la velocidad del
movimiento disminuyó a la mitad cuando India colisionó con la placa
, Euroasiática. (b) Estos cortes transversales muestran las placas India y.
Euroasiática antes y después de su colisión, que resultó en el levantamiento
del Himalaya y de la meseta tibetana.
LA C ORTEZA C ONTI N EN T AL TERRESTH E
ron empujadas hacia el norte, y dos cabalgamientos importantes llevaron rocas de origen asiático a la placa india
(Figura 10.21 b). Las rocas depositadas en los mares poco
profundos a lo largo del margen norte de India forman
ahora las partes más altas del Himalaya. Desde su colisión
con Asia , India ha sido empujada horizontalmente unos
2.000 km por debajo de Asia y ahora se mueve hacia el
norte a un ritmo de varios centímetros por año.
Otros sistemas montañosos se formaron también
como resultado de colisiones entre dos placas continentales. Los Urales eri Rusia ylos Apalaches de Norteamérica, se formaron por colisiones de ese tipo. Es más,
la placa Arábiga está ahora colisionando con Asia a lo lar~
go de las montañas Zagros , en Irán.
Los terrenos y el origen
de las montañas
En la sección anterior, hablamos de las orogenias en los
bordes de placas convergentes que daban como resultado
la adición de material a un continente, un proceso llamado acreción continental. Gran parte del material añadido a los márgenes continentales es corteza continental
más antigua erosionada, pero algunas rocas plutónicas y
volcánicas son adiciones nuevas. Sin embargo, durante
las décadas de 1970 y 1980, los geólogos descubrieron
que algunas partes de muchos sistemas montañosos están
también formadas porpeq11eños bloques litosféricos añadidos que, obviamente, se originaron en otra parte. Estos
terrenos* , como se los llama, son fragmentos de montañas marinas, arcos isla y pequeños trozos de continentes
qu~ fueron trasladados sobre placas oceánicas que colisionaron con placas continentales, añadiéndose así a los
márgenes continentales. Hablaremos de este tema de los
terrenos y de su importancia en la formación de las montañas más ampliamente en el Capítulo 22.
LA CORTEZA CONTINENTAL
TERRESTRE
n el Capítulo 9, observamos que la corteza continental se diferencia de la oceánica en composición, densidad y topografía. Obviamente, la
corteza oceánica es más baja que la continental, pero ¿por
*Algunos geólogos prefie ren los términos de te rreno sospechoso, terreno exótico o terreno desplazado. Observemos qu e este té rmino de
terre no es también un término geográfico que indica un área determinada de tierra.
289
qué es así? Además, ¿por qué las montañas están más altas que ~a c.orteza continental que las rodea? Para contestar a estas preguntas debemos examinar la corteza
continental más detalladamente. Como ya sabemos, la
corteza oceánica está compuesta de basalto y gabro, .
mientras que la corteza continental está caracterizada
como granítica, lo que significa que tiene una composición parecida al granito. Sin embargo, contiene una amplia variedad de rocas metamórficas, sedimentarias e
ígneas, tiene una densidad media de 2, 7 g/cm 3 , y varía de
20 a 90 km de grosor. En resumen, se diferencia de la
corteza oceánica en varios aspectos importantes, y es también considerablemente más compleja.
En la mayoría de los sitios, la corteza continental
tiene un grosor de 3 5 km, pero es mucho más gruesa
por debajo de las Montañas Rocosas , de los Apalaches,
de los Alpes y del Himalaya (la corteza oceánica tiene
un grosor de 5 a l O km). En realidad, la corteza continental es más gruesa debajo de todos los sistemas montañosos de la Tierra. Y es esta diferencia de grosor, junto
con el hecho de que la corteza continental sea menos
densa que la oceánica, lo que explica el porqué las montañas son altas.
¿Continentes flotantes?
El término flotante nos trae inmediatamente a la mente
un barco en el mar o algún otro objeto flotante en un
fluido, pero desde luego no evoca una imagen de un continente mantenido a flote por algún tipo de fluido. Sin
embargo, la corteza continental, y la corteza oceánica en
realidad, están flotando por así decirlo en una sustancia
más densa. Para comprender por qué esto es así, debemos estar familiarizados con los conceptos de gravedad y
el principio de isostasia.
Isaac Newton formuló la ley de la gravitación universal, en la que la fuerza de la gravedad (F) entre dos
masas (m 1 y m 2 ) es directamente proporcional a los productos de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre sus centros. Esto significa
que existe una fuerza atrayente entre dos objetos cualesquiera, y que la magnitud de esa fuerza varía dependiendo de las masas de los objetos y de la distancia entre
sus centros. Generalmente, nos referimos a la fuerza gravitacional entre un objeto y la Tierra como su peso.
La atracción gravitacional sería la misma en cualquier parte de la superficie si la Tierra fuera perfectamente esférica, homogénea y no rotara. Pero como la
Tierra varía en todos estos aspectos, la fu erza de la gravedad varía de una zona a otra. Los geólogos utilizan el
gravímetro para medir la atracción gravitacional y detecta! anomalías gravitatorias, es decir, cambios e~ la fuerza de gravedad esperada(• Figura 10.22). Las anomalías
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C APÍTULO 1 0
DEFOHMAC I ÓN, FOHMAC I ÓN DE MONTAÑAS Y LOS C ONT I NENTES
Anomalía
gravitacional
positiva
Anomalía
gravitacional
positiva
t
Desviación observada
Masa de montañas .
t
i
Anomalía
gravitacional
negativa
Anomalía
gravitacional
negativa
Manto de mayor densidad
(b)
(a)
• Figura 10.22
- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ---- - - - -
(a) Una plo mada (una cuerda con un peso suspendido) es normalmente vertical, señalando al ce ntro de gravedad de la Tierra.
Cerca de una cordi llera m o ntañosa, la plo m ada d ebería desviarse como se muestra si las mont añas son, sencillam ente, materia l
más grueso de baja d ensidad sobre un m ateria l m ás denso, y un estudio d e gravedad en las m o ntañas ind ica ría una anomalía
gravitatori a positiva. La d esviació n real d e la p lomad a durant e el estu d io en la India fue menor que la esperad a. Se exp licó
postu lando q ue el Him alaya t iene una raíz d e densidad baja . Un estudio de gravedad en est e caso no mostraría anomalías,
p o rqu e la m asa d e las m o nta ñas p o r encima de la superficie se compensa en las p rofundidad es con el mate rial de densid ad baj a
que desplaza un material más denso.
gravitatorias podrían ser positivas, lo que significa que hay
un exceso de masa en algún sitio, o negativas, cuando
existe una deficiencia de m asa. Por ejemplo, un depósito
de mena de hierro produciría una anomalía gravitatoria
positiva de bido a la mayor densidad de estas rocas.
El principio de isostasia
Supongamos que las montañ as no fueran m ás q{ie montones de material apilado en la corteza continental, como
mostramos en la Figu ra 10.22a. Si esto fuera así, esperaríamos que un estudio d e la gravedad en este área
montañosa revelara una enorme anomalía gravitatoria
positiva, es decir, un exceso de masa entre la superficie y
el centro de la Tierra. El hecho de que dicha anomalía
no exista , implica que parte del m aterial del m anto den so en las profundidades debe estar desplazado por rocas
de la corteza m enos densas (Figu ra 10 .22b).
Según el principio de isostasia, la corteza de la Tierra está en equilibrio flotante con el manto más den so
inferior. Este fenóm eno es fácil de entender m ediante la
analogía con un iceberg. El h ielo es ligeramente men os
denso que el agua, por lo que flota . Pero según el principio de flotabilidad de Arquím edes, un iceberg se hunde
en el agu a h asta que desplaza un volumen de agua igual
al peso del ice berg. C uan do el iceberg se ha hundido
hasta su posición de equilibrio, sólo un 10% de su volu© Cengage Learning Paraninfo
Oué haría
Co mo miemb ro de una comisión urbanística, le
encarg an el desarrollo de regulaciones de zonificación
y códigos de construcción p ara un área d e fallas
activas, col inas p ronunciadas y suelos prof undos. Un
cierto número de contratistas, así como promotores
inmob iliarios y ciudadanos de su comunidad , exigen
que se actúe porque quieren comenzar varios
desarrollos urbanísticos muy necesarios. ¿Cómo le
podrían influir en este trabajo los mapas g eológicos y
una ap reciación de las est ructuras geológicas?
Considerando los posibles benef icios econó micos para
su comun id ad , ¿cree que las regulaciones que redacte
deberían ser indulgentes o muy estrictas? Si es esto
último, ¿cóm o explicaría por qué favorece regulaciones
que im plicarían un coste adicio nal en la vivienda?
m en se proyecta por encima del nivel del agua . Y si algo
del hielo por encima del nivel del agua se funde, el iceberg se eleva para m antener la mism a proporción de hielo por en cima y por debajo del agua .
La corteza terrestre se parece al iceberg de nuestra
analogía en que se hunde en el manto hasta llegar a su nivel de equilibrio. Allí do nde la corteza es m ás gruesa,
LA CORT EZ A C O N TI NEN T A L T E RR E STR E
como por debajo de las cordilleras montañosas, se hunde
más en el manto pero también se eleva más alto por encima de la superficie de equilibrio (Figura 10.22). Tanto
la corteza continental como la oceánica son menos densas que el manto superior (su densidad es de 3,3 g/cm 3 ),
pero la corteza continental, siendo más gruesa y menos
densa que la oceánica, está más elevada.
Alguno de ustedes podría darse cuenta de que la idea
de la corteza flotando en el manto da lugar a una contradicción evidente. Recordemos que en el Capítulo 8 dijimos que el manto es un sólido porque transmite ondas
S, que no se mueven a través de fluidos. Pero según el
principio de isostasia, el manto actúa como un fluido.
¿Cómo podemos resolver esta paradoja? Cuando lo consideramos en función del breve tiempo requerido por las
ondas S para atravesarlo, el manto es, en verdad, sólido.
Pero cuando está sometido al esfuerzo durante largos períodos de tiempo, cede por desbordamiento y, por tanto,
en esta escala de tiempo puede considerarse como un
fluido viscoso. Una sustancia familiar que tiene las propiedades de un fluido o de un sólido dependiendo de lo
rápido que se aplique el esfuerzo deformante es el «silly
putty». Dado el tiempo suficiente, fluirá bajo su propio
peso, pero se rompe como un sólido quebradizo si se le da
un golpe brusco.
La • Figura 10.23 muestra la respuesta de la corteza con~inental terrestre a la carga y descarga a medida
que las montañas se forman y evolucionan. Recordemos
que durante una orogenia, el emplazamiento de pluto-·
nes, el metamorfismo y el engrosamiento general de la
corteza acompañan a la deformación. En consecuencia,
la corteza se eleva más y desciende más por debajo de la
superficie de equilibrio que la corteza adyacente más delgada. Sin embargo, cuando las montañas se erosionan,
se produce un rebote isostático y las montañas se elevan
mientras que las áreas de sedimentación adyacentes se
hunden (Figura 10.23). Si continúa durante el tiempo
suficiente, las montañas desaparecerán y entonces sólo
podrán detectarse por los pintones y rocas metamórficas
que muestran su existencia anterior.
Montañas
Corteza
continental
Manto
El rebote isostático
"
¿Qué sucede cuando se carga un barco y después se descarga? Por supuesto, primero se hunde en el agua y después se eleva, pero siempre encuentra su posición de
equilibrio. La corteza terrestre responde de manera similar a la carga y la descarga, pero mucho más lentamente. Por ejemplo, si se carga la corteza, como cuando
se acumulan glaciares extensos, la corteza se hunde más
en el manto para mantener el equilibrio. La corteza se
comporta de un modo parecido en áreas en las que se
acumulan grandes cantidades de sedimentos.
Si la carga de hielo glaciar o sedimentos hunde la
corteza de la Tierra más en el manto, cuando los grandes
glaciares se derriten o se produce una erosión profunda,
la corteza debería elevarse de nuevo hasta su nivel de
equilibrio. Y, de hecho, lo hace. Este fenómeno, conocido como rebote isostático, se está produciendo en Escandinavia, que estuvo cubierta por una gruesa capa de
hielo hasta hace unos 10.000 años; ahora se está recuperando a un ritmo de 1 m por siglo. En realidad, las ciudades costeras de Escandinavia se han recuperado lo
suficientemente rápido como para que los muelles construidos hace varios siglos estén ahora lejos de la costa.
También se ha producido el rebote isostático al este de
Canadá, donde la corteza se ha elevado hasta 100 m en
los últimos 6.000 años.
291
Rafz de la montaña
de baja densidad
(a)
(b)
(e)
• Figura 10.24
• Figura activa 10.25
Representación gráfica de la respuesta isostática de la corteza a la
erosión (descarga) y al depósito genecalizado (carga).
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CAPITULO 10
DEPORMACIÓN , FORMACIÓN DE MONTAÑAS Y LOS CONT INE NTES
GEO
~
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
Las rocas plegadas y fracturadas han sido
deformadas por esfuerzos dirigidos .
• El esfuerzo puede ser de compresión, tensión o
cizalla. La deformación elástica no es permanente,
pero la deformación plástica y la fractura sí, lo que
significa que las rocas no vuelven a su forma o
volumen original cuando se eliminan las fueri.as
deformantes.
• La dirección y el buzamiento se utilizan para definir
la orientación de las capas de roca deformadas. Este
mismo concepto se aplica a otros rasgos planares,
como los planos de falla.
Los pliegues anticlinales y sinclinales son pliegues
arqueados hacia arriba y hacia abajo,
respectivamente. Se identifican mediante la
dirección y el buzamiento de las rocas plegadas y las
edades relativas de las rocas de estos pliegues.
• Los domos y las cuencas son los equivalentes
circulares y ovales de los pliegues anticlinales y
sinclinales, pero normalmente son estructuras
mucho más grandes.
• Las dos estructuras resultantes de las fracturas son
las diaclasas y las fallas. Las diaclasas pueden
ahrir~e pero no muestran un movimiento paralelo
con la superficie de la fractura, mientras que las
fallas sí.
• Las diaclasas son muy comunes y se forman como
respuesta a la compresión, la tensión y la cizalla.
• En las fallas con desplazamiento vertical, todo
movimiento es h acia arriba o hacia abajo del
buzamiento de la falla. Si el bloque levantado se
mueve relativamente hacia abajo e s_una falla
normal, pero si se mueve h acia arriba es una falla
inversa. Las fallas normales son resultado de la
tensión; las fallas inversas de Ja compresión.
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En las fallas de desplazamiento horizontal, todo
movimiento es a lo largo _d e la dirección del plano de
la falla. Estas fallas son lateral dextral o lateral
sinestral, dependiendo de la dirección aparente de la
separación de un bloque en relación con el otro.
Las fallas de desplazamiento oblicuo muestran
componentes de ambos movimientos, con
desplazamiento vertical y horizontal.
Diversos procesos explican el origen de las
montañas. Algunos implican poca o ninguna
deformación, pero los g~andes sistemas montañosos
de los continentes son resultado de la deformación
en bordes de placas convergentes.
• Las orogenias en convergencias de placas oceánicas
se caracterizan por· un arco isla volcánico,
deformación, actividad ígnea y metamorfismo,
mientras que la subducción en un borde de placas
litosféricas oceánica y continental también da lugar
a una orogenia.
Algunos sistemas montañosos están en el interior de
los continentes, lejos de un borde de placa actual.
Estas montañas se f~rmaron cuando dos placas
continentales colisionaron y se suturaron.
Ahora, los geólogos se dan cuenta de que las
orogenias también implican colisiones de terrenos
con continentes.
La corteza continental s_e caracteriza como granítica,
y es mucho más gruesa y menos densa que la
corteza oceánica, que está compuesta de basalto y
gabro.
• Según el principio de isostasia, la corteza de la
Tierra flota en equilibrio sobre el manto más denso
subyacente. La corteza continental tien e más
elevación que la oceánica porque es más gruesa y
menos densa.
CUE STIO NES D E RE P ASO
293
Términos clave
acreción continental (pág. 289)
anomalía gravitatoria (pág. 289)
bloque hundido (pág. 278)
bloque levantado (pág. 278)
buzamiento (pág. 2 72)
cabalgamiento (pág. 279)
compresión (pág. 269)
cuenca (pág. 2 7 6) .
deformación (pág. 269)
deformación elástica (pág. 269)
deformación plástica (pág. 270)
diaclasa (pág. 277)
dirección (pág. 272)
domo (pág. 2 7 6)
esfuerzo (pág. 269)
esfuerzo en cizalla (pág. 269)
estructura geológica (pág. 2 73)
falla (pág. 278)
falla de desplazamiento horizontal
(pág. 279)
falla de desplazamiento oblicuo
(pág. 282)
falla inversa (pág. 279)
falla con desplazamiento vertical
(pág. 279)
falla normal (pág. 279)
fractura (pág. 270)
orogenia (pág. 284)
plano de falla (pág. 278)
pliegue (pág. 273)
pliegue anticlinal (pág. 274)
pliegue monoclinal (pág. 273)
pliegue sinclinal (pág. 2 7 4)
principio de isostasia (pág. 290)
rebote isostático (pág. 291)
tensión (pág. 269)
terreno (pág. 289)
Cuestiones de repaso
1.
2.
3.
4.
Las rocas caracterizadas como dúctiles:
a. _ _ se fracturan fácilmente cuando sufren
una compresión;
b. _ _ muestran una gran cantidad de
deformación plástica;
c. _ _ _ se encuentran a lo largo de las crestas de
los pliegues anticlinales;
d. _ _ son comunes en las fallas con
desplazamiento vertical;
e. _ _ son las principales rocas de los terrenos.
a. _ _ _ esfuerzo;
b. _ _ comportamiento quebradizo;
c. _ _ _ disyunción ;
d. _ _ levantamiento;
- e. _ _ dirección.
5.
Una cuenca es un(a):
a. _ _ falla en la cual el bloque levantado se
movió hacia abajo;
b. _ _pliegue alargado con todos los estratos
buzando alejándose del eje del pliegue;
c. _ _ clase de fractura que se produce en la
lava cuando se enfría;
d. _ _ pliegue oval con las rocas más recientes
en el centro;
e. _ _ _ tipo dé deformación que se encuentra al
lado de las fallas de desplazamiento horizontal.
La falla representada en la Figura 10.16e
muestra fallas _ _y_ _ :
a. _ _ de levantamiento de bloque levantado/de
hundimiento de bloque hundido;
b. _ _ cabalgamiento de ángulo bajo/normal;
· c. _ __ cabalgamiento/inversa¡
d. _ _ con desplazamiento vertical inversa/de
desplazamiento horizontal sinestral;
e. ___de desplazamiento horizontal
dextral/normal.
6.
El proceso por el cual se añade material nuevo a
los márge nes de las placas es:
a. _ _la acreción continental;
b. ___el esfuerzo en cizalla;
c. _ _el cabalgamiento;
d. _ _ la ·deformación elástica;
e. _ _ la evolución de las plataformas.
Orogenia es el término geológico utilizado para:
a. _ __ deformación con poca o ninguna tensión
plástica;
b._._ _el origen de grandes pliegues circulares ;
c. ___ un episodio de deformación y el origen de
las montañas ;
d. _ _ rocas que presentan deformación plástica
y elástica;
e. _ _ un tipo de pliegue con su eje inclinado.
7.
De acuerdo con el principio de isostasia:
a. _ _ la corteza oceánica es menos densa que la
corteza continental;
b. _ _ el manto más denso mantiene a flote a
los continentes ;
c. _ __ la carga de los glaciares hace que fa
corteza terrestre se levante;
La línea formada por la intersección de un
pla no horizontal y un plano inclinado es la
definición de:
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294
CAPITULO 10
D EFO RMA C IÓ N, FORMA C IÓ N DE MON T AÑ AS Y LO S C O N TI NEN T ES
d. _ __los pliegues invertidos y los
cabalgamientos son resultado de la compresión;
e. _ _ la falla de San Andrés es una falla de
desplazamiento horizontal dextral.
8.
9.
La colisión de una placa oceánica con una placa
continental explica la formación de montañas en
curso:
a. _ _ _ en las Montañas Rocosas;
b ._ _ a lo largo de la costa oeste de Sudamérica;
c. _ _ donde la placa del Pacífico colisiona con
Japón;
.
d. _ _ _ a lo largo del margen oriental de
Norteamérica;
e. _ _ _ en una amplia región de África.
La mayoría de los pliegues de las capas de roca
son resultado de:
a. _ _ _ tensión;
b. ___ esfuerzo en cizalla;
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c. ___convección;
d. ___ compresión;
e. _ __ fractura.
10.
Una falla a lo largo de la cual el bloque levantado
se mueve hacia abajo en relación al bloque
hundido es una falla _ _
a. ___ normal;
b. _ _ de desplazamiento horizontal;
c. ___cabalgamiento;
d. _ _ oblicua;
e. _ __inversa.
11.
¿Qué tipo de evidencias indican que se produjo
la formación de montañas en una zona donde ya
no hay montañas?
12.
Las rocas se han desplazado 200 km a lo largo de
una falla de desplazamiento horizontal durante
un período de 5 millones de años. ¿Cuál fue la
velocidad media del movimiento por año? ¿Es
AC TIVID A D E S EN L A WO'RLD WID E W EB
295
probable que esa media represente la velocidad
real de desplazamiento en esta falla? Explique.
l 7.
¿Cuáles son las similitudes y las diferencias entre
un pliegue sinclinal y una cuenca?
13.
¿Cómo explicaría el esfuerzo y la deformación a
alguien que no esté familiarizado con los conceptos?
18.
14.
Describa las características de las montañas
formadas en un borde de placas litosféricas
oceánica-continental y dé un ejemplo de dónde
se está produciendo esta actividad en el presente.
Ilustre un pliegue anticlinal tumbado y explique
qué criterios son necesarios para distinguirlo de
un pliegue sinclinal tumbado.
19.
Observe que el pliegue monoclinal de la Figura
l O. 7b está profundamente erosionado allí donde
la flexura de las capas de la roca es mayor. ¿Por
qué?
.
20.
¿A qué nos referimos con límite elástico de las
rocas, y qué sucede cuando las rocas sufre·n una
deformación más allá de su límite elástico?
15.
16.
Explique lo que significa el término terrenÓ y
cómo se incorporan los terrenos a los continentes.
Describa cómo influyen el tiempo, el tipo de
roca, la presión y la temperatura en la
deformación de las rocas.
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Procesos
gravitacionales
CAPÍTULO 11
ESQUEMA,,
DEL CAPITULO
Introducción
¿Qué factores influyen en los procesos
gravitacionales?
GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: .
New Hampshire despide a «El Viejo»
¿Cuáles son los diferentes tipos de
procesos gravitacionales?
¿Cómo podemos reconocer y minimizar
los efectos de los movimientos de
masas?
ENFOQUE GEOLÓGICO 11 .1:
La tragedia de Aberfan, Gales
Geo-Recapitulación
Los reside ntes de Caracas, Venezuela, limpian los derrubios de la
inundación masiva y de los des lizamientos de b arro que devastaron
g randes áreas de l país en d iciembre de 7999.
Fu ente: AP/Wide World Ph otos
¿ Q UÉ FACT OR ES I N FLUYE N E N LOS PRO CE SO S G RAV ITA C IO NA L ES?
299
y cuál puede ser el resultado, podemos encontrar maneras
de reducir los peligros y minimizar los daños en cuanto a sufrimiento humano y daños materiales. Esta tragedia muestra
cómo la geología afecta a nuestras vidas y lo interconectados
que están los diversos sistemas y subsistemas de la Tierra.
La topografía de la superficie terrestre es el resultado
de la interacción entre los procesos internos de la Tierra, el
tipo de rocas expuestos en la superficie, los efectos de la
meteorización y los agentes de erosión, agua, hielo y viento.
El tipo específico de paisaje desarrollado depende, en parte, de cuál sea el agente de erosión dominante . Los deslizamientos de tierras (un término general para los movimientos
de masas), que pueden ser muy destructivos, son parte del
ajuste normal de las pendientes para cambiar las condiciones superficiales.
Los procesos gravitacionales (también llamados movimientos de masas) se definen como el movimiento descendente de material bajo la influencia directa de la gravedad. La
mayor parte de los procesos gravitacionales son ayudados
por la meteorización e implican material superficial. El material se mueve a velocidades que varían desde casi impercep-
tibies, como en el caso de la reptación, a extremadamente
rápidas, como en el desprendimiento o deslizamiento de rocas. Aunque el agua puede jugar un papel importante, la incesante fuerza de la gravedad es el factor principal que hay
detrás de los procesos gravitacionales
Los procesos gravitacionales son unos procesos geológicos importantes que pueden producirse en cualquier momento y casi en cualquier lugar. Por eso, es importante estudiar este fenómeno, porque nos afecta a todos, no importa
dónde viv'a mos (Tabla 11.1 ). En Estados Unidos, los procesos
gravitacionales se producen en los 50 estados y provocan
una destrucción económicamente significativa en más de 25
estados. Además, entre 25 y 50 personas, de media, mueren
cada año a causa de flujos de tierras en Estados Unidos, y el
coste anual en daños supera los 1.500 millones de dólares.
Aunque todos los flujos de tierras importantes tienen causas
naturales, muchos pequeños son el resultado de la actividad
humana y podrían haberse evitado o, al menos, haberse minimizado los daños. En este capítulo, examinaremos los factores que llevan a los procesos gravitacionales y estudiaremos maneras de evitar o minimizar el daño que provocan.
¿QUÉ FACTORES INFLUYEN
EN LOS PROCESOS
GRAVITACIONALES?
ción interna entre granos (partículas individuales de material) y cualquier soporte externo de la pendiente (• Figura 11. l). Estos factores definen colectivamente la
fuerza de cizalla de una pendiente.
En oposición a la fuerza de cizalla de una pendiente está la fuerza de Ja gravedad. La gravedad opera verticalmente, pero tiene un componente que actúa en
paralelo a la inclinación, provocando así una inestabilidad (Figura l l. l ). Cuanto más pronunciado sea el ángulo de una pendiente, mayor es el componente de la
fuerza que actúa en paralelo a Ja inclinación, y mayor la
posibilidad de un proceso gravitacional. El ángulo más
pronunciado que puede mantener una pendiente sin de-
uando la fuerza de la gravedad que actúa sobre una ladera o vertiente supera su fuerza de
resistencia, se produce un fallo de pendiente
(proceso gravitacional). Las fuerzas de resistencia que
ayudan a mantener la estabilidad de pendiente incluyen
la resistencia y cohesión del material, la cantidad de frie-
• Figura 11.1
La fuerza de cizalla de una pendiente
depende de la resistencia y cohesión
de los materiales, la cant'1dad de
fricción interna entre granos y
cualquier soporte externo de la
pendiente. Estos factores potencian
la estab'1lidad de la pendiente. La
fuerza de la gravedad opera
verticalmente, pero tiene un
compo nente que actúa en paralelo a
la pendiente. Cuando esta fuerza,
que potencia la inestabilidad, supera
la fuerza de cizalla de una pendiente,
se produce un fallo de pendiente.
Fricción
interna
entre granos
.. : : : : .. :·... :. . . .
~
: :
.
.
Componente de la tuerza gravitatoria,
que actúa en paralelo a la pendiente
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300
CAP ITULO 11
PRO CESO S G RAVITA C IO NALES
Es usted miembro del consejo urbanístico de su
comunidad costera. U11 promotor inmobiliario quiere
1 reclasificar una propiedad cóstera para construir 20
bloques de pisos. Esto sería una gran ayuda para la
~I
economía local porque proporcionaría puestos de
')
trabajo e incrementaría la base imponible. Sin
· embargo, como el área es algo em pinad <J y está d e
cara al océano, está preocupado por la seguridad de
los edificios. ¿Qué tipos de estudios serían necesarios
antes de poder realizar una reclasificación? ¿Es
posible construir estructúras seguras en una línea de
costa empinada? ¿Qué ·pediría específicamente a la
empresa consultora medioambiental que ha
contratado el consejo urba nístico que buscara en
función de peligros geológicos reales o potencia les, si
se construyeran los pisos?
rrumbarse es s u ángulo de reposo. E n este ángulo, la
fue rza de cizalla del material de la p endiente contrapesa exactamente la fuerza de la gravedad. Normalmente,
para el material no consolidado, el ángulo de reposo es
de 25 a 40 grados. Las inclinaciones de m ás de 40 grados están compuestas normalmente de roca sólida no
me teorizada.
·
Todas las pendien tes están en un estado de equilibrio dinámico, que significa que están ajustándose continuamente a las nuevas condiciones. Aunque tendemos
a ver un proceso gravitacional como un acontecimiento
perturbador y n ormalmente destructivo, es una de las
maneras que tien e una inclinación de ajustarse a las condiciones-nuevas. Sie mpre que se construye un edificio o
una carretera e n una ladera, el equilibrio de esa.pendie nte resulta afectado. La pendiente debe e ntonces
ajustarse, quizá m edia nte un proceso gravitacional, a este
nuevo conjunto de condiciones.
Existen muchos factores que pueden provocar procesos gravitacionales: un cambio en el ángulo de pendiente, debilita:miento del material por meteorización ,
incremento en el contenido de agu a, cambios en la -vegetación y sobrecarga. Aunque la mayoría de estos factores es tá n inte rrelacionados, los examinaremos por
separado por mayor comodidad, p ero también mostraremos cómo afectan, individu al y colectivamente, al equilibrio de una inclinación. ·
to más pronunciada sea la p endiente, menos estable es.
Por tanto, es más probable que experim enten procesos
gravitacion ales las pendientes pronunciadas que las menos empinadas. Existe un cierto número de procesos que
pueden sobreacentuar una pendiente. Uno de los más
comunes es el debilitamiento por la acción de oleaje o
corrientes (• Figura 11.2). Esto elimina la base de la
pendiente, aumenta el á ngulo de pendiente y, por tanto,
aumenta la fuerza gravitacional que actúa en paralelo a
la inclinación. La acción del oleaje, especialmente durante las tormentas, con frec uencia resulta en procesos
gravitacionales a lo largo de la costa de los océan os o
grandes lagos.
Las excavaciones para carreteras y obras en laderas
son otra causa importante de fallo de pendiente (• Figura .11.3). Si la gradación de la pendiente es demasiado
a brupta, o se excava en un lado, se aumenta el esfuerzo
e n la roca o el su elo hasta que ya no es lo suficientemente fuerte como para permanecer en ese ángulo más
pronunciado y se produce un movimiento de m asas . Dich a acción es análoga al debilitamiento por corrien tes u
oleaje y tiene el mismo resultado, lo que explica por qué
tantas carreteras de montaña están asoladas por frecuentes movimientos de masas.
(a)
-.<
Perfil de la pendiente original
(b)
Ángulo de p,e ndiente
• Figura 11 .2
El án gulo de pendiente es, probable mente, la principal
causa de los procesos gravitacionales. En gen eral, cuan-
El d ebilitamiento deb ido a la erosión por co rrientes (a) elimina la
base d e una p endiente, lo que aumenta el ángulo d e pendiente, y
(b) puedé llevar a un fallo de pendiente.
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¿ QU É FAC TOR E S I NF LUYE N EN L O S PRO CESOS GR /\V ITA C I O NA L ES?
30 1
(d)
• Figura 11.3
.
.·.·
:/: ... .. " .
_
.. ,.•
....... . .
(c)
Meteorización y clima
Los procesos gravitacionales son m ás probables en pendie ntes con m a terial suelto o m al consolidado que en
roca firme. Tan pronto como la roca aflora a la superficie
de la tierra, la m eteorización empieza a desintegrarla y a
descompone rla , reduciendo su fu e rza de cizalla y aum entando su susceptibilidad a los procesos gravitacionales. C uanto más profunda se extienda la zon a de
meteorización, mayor es la p robabilidad de algún tipo de
movimiento de masas .
Recordemos que algunas rocas son m ás susceptibles
a la m eteorización que otras y que el clima juega un papel importante en la velocidad y el tipo de meteorización.
En la zon a intertropical, donde las tempera turas son altas
y cae una lluvia considerable, los efectos de la meteorización se extienden a profundidades de varias decen as de
m etros, y los movimientos de masas se producen más comúnmente en la zona de me teorización profunda. En las
regiones áridas y semiáridas, la zona de me teorizadón es ,
(a) Las excava ci ones de una autop ista pert urban el equ ili bri o de
una ve rtiente, (b) eli m inand o una pa rte d e su sop o rte, así como .
sobreacentu and o la p endie nte en el p unto de excava ció n .
(c) Di cha acción pue de provocar deslizamie ntos d e t ierras .
(d) La excavació n en est a ladera para la co nstru cc ión de est a
parte de la autopi sta Pan -Am erica na, en México , provocó un
desprendimiento de roca s que bl o queó la ca rret era por comp leto.
considerable m ente menos profunda . Sin embargo,. chaparrones inten sos y localizados pueden dejar caer gran des cantidades de agu a en un área en poco tiempo.· Con
poca vegetación para absorber este agua, la escorrentía
es rápida y con frecuencia produce coladas de barro.
Contenido de agua
La ca ntidad de agu a en la roca o su elo influye en la estabilidad de la p endiente . G randes cantidades de agua
procedentes del deshielo o de fuertes lluvias a umentan
enormem ente la p ro babilidad de fallo de p endiente . E l
p eso adicion al que añade el agua a una vertiente puede
ser suficiente para provocar un movimiento de m asas.
Adem ás, el agu a que se infiltra a través del m aterial de
una p endien te ayuda a disminuir la fricción entre granos, contribuyendo a una pérdida de cohesión. Por ejem- ·
plo , las vertientes compu estas de arcilla seca son,
normalmente, bastante estables, pe ro cuando se humedecen , pierden cohesión y fricción interna rápidamente
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CAPIT ULO 11
PR OCESOS G RAVITAC IO NALES
New Hampshire despide a «El Viejo»
magi,ne despertarse una mañana y
.
descubrir que el símbolo de su estado ha
desaparecido de repente durante la noche.
Eso es exactamente lo que les sucedió a
los residentes de New Hampshire cuando
de~cubrieron que «El Viejo de la montaña», un
·mo numento que simbo lizaba la independencia
y obstinación de su estado, se había
derrumbado .po r causas naturales en algún
momento de la noche del 5 de mayo de 2003.
El Viejo de la montaña, situado en el
Franconia Notch State Park, estaba compuesto
de una serie de cinco salientes de granito
ho rizontales que se habían meteorizado a lo
largo de vari os mil lo nes de años hast a formar
el p erfil d e un ho mbre . Con vist as al lago
Profile, a 400 m por d ebajo, «El Vi ej o» medía
unos 13 m desde la barbilla a la frente y
sobresa lía 8 m de la parte principal de la·
montaña (Figura 1).
Las fuerzas naturales que dieron forma a
«El Viejo» t ambién p rovocaron su d esap ari ción.
Las baj as t emperaturas, los fu ertes vientos y las
abundantes lluvi as contribuyeron a reducir
finalmente las fuerzas que mantenían la roca
en pie. A pesar de los casi 100 años de
esfuerzos para proteger el monumento de
1
y se convierten en un compuesto inestable. Esto sucede
porque la arcilla, que puede conten er grandes cantidades
de agua, está compuesta de p artículas laminares que se
deslizan fácilmente unas sobre otras c uando están mojadas. Por esta razón, los lechos de arcilla son frecuentem e nte la capa resbaladiza sobre la cual se d eslizan
p endiente abajo las unidades de roca suprayacentes.
Vegetación
La vegetación afecta a la estabilidad de una vertiente de
varias m an eras. Al absorber agua de un temporal de llu-
© Cengage Learnin¡f Paraninfo
la destru cción, al fin al, las fu erzas de la
naturaleza vencieron . Aho ra, t odo lo que
queda de «El Viejo» es un montón de
escombros en la base de la montaña y algunos
cables estabilizadores y resina epoxídica allí
desde donde «El Viejo» observó una vez el
estado que simbolizó durante t anto tiempo.
• Figura 1
~~~~~~~~~~~~~~~~~
«El Viejo de la mont aña» antes de que se derrumbara.
vías, la vege tación disminuye la saturación de agua del
material de una ve rtiente que, de otro modo, daría lugar
a una p érdida de fuerza de cizalla . El siste ma de raíces
de la vegetación ta mbién ayuda a estabilizar una pen diente unie ndo las p artículas del suelo y suje tando el
suelo a la roca firme.
La eliminación de la vegetación , ya sea por actividad
n a tural o human a, es una causa importante de muc hos
movimie ntos de m asas . Los incendios estivales de m ale- ·
za y bosques en el sur de California dejan con frecu en cia
las laderas desprovistas de vegetación. Las lluvias otoñales sa turan el suelo, provocando deslizamientos de barro
¿QUÉ FAC TOR ES INFLUY EN EN LOS PROCESOS GRAV ITA C!ONALES?
que causan tremendos daños y cuestan millones de dólares en labores de limpieza. Los suelos de muchas laderas de Nueva Zelanda se están deslizando, porque los
matorrales nativos de raíces profundas han sido reemplazados por hierba de raíces someras utilizada para el
pastoreo de ovejas. Cuando las fuertes lluvias saturan el
suelo, las hierbas de raíces someras no pueden mantener
la pendiente en su sitio, y parte se desliza hacia abajo.
Sobrecarga
La sobrecarga es casi siempre el resultado de las actividades humanas y normalmente se produce por el vertido,
relleno o apilamiento de material. Bajo condiciones naturales, son los contactos de grano con grano los que soportan una carga de material, y es la fricción entre los
granos la que mantiene la inclinación. El peso adicional
creado por la sobrecarga aumenta la presión del agua
303
dentro del material, lo que a su vez disminuye su fuerza
de cizalla, debilitando así el material de la vertiente. Si se
añade material suficiente, al final, la pendiente fallará, a
veces con consecuencias trágicas.
La geología y la estabilidad
de una vertiente
La relación entre la topografía y la geología de un área es
importante a la hora de determinar la estabilidad de una
vertiente(• Figura 11.4). Si las rocas que hay debajo de
una pendiente buzan en la misma dirección que ésta, es
m ás probable que se produzcan procesos gravitacionales
que si las rocas están en horizontal o buzan en la dirección opuesta. Cuando las rocas buian en la misma dirección que la pendiente, el agua puede filtrarse a lo
largo de diversos planos de estratificación y disminuye
la cohesión y fricción entre unidades de roca adyacen-
El agua se infiitra a
través del suelo y
la arenisca
humedeciendo
la capa de arcilla,
que se expande y
se hace resbalad iza
El agua que
migra a través
de las fracturaM \
'" e'poode
~
• Figura 11.4
(a) Las rocas que buzan en la misma dirección
que la pendiente de una colina son ·
parti cularmente propensas .a experimentar
procesos gravitacionales. El debi.litamiento de
la base de la vertiente por una corriente
elimina el soporte y acentúa la pendiente en
la base. El agua que se infiltra a través del
suelo y en las rocas subyaGentes aumenta el
peso y, si hay capas de arcilla, moja la arcilla
haciendo resbaladizas las capas. (b) Las
fracturas que buzan en la misma dirección que
una pendiente se agrandan por la
meteorización química, lo que puede debilitar
las rocas y provocar procesos gravitaciona les.
© Cengage Leaming Paraninfo
CAPITULO
II
PROCESOS GRAVITACIONAL E S
tes (Figura l l.4a). Esto es particularmente así cuando
hay capas de arcilla, porque la arcilla se hace resbaladiza cuando se moja.
Aunque las rocas estén horizontales o buzen en dirección opuesta a la de la inclinación, las diaclasas pueden inclinarse en la misma dirección. El agua que se
mueve a través de ellas meteoriza la roca y expande estas
aberturas hasta que el peso de la roca supraya~ente hace
que caiga (Figura l l.4b).
Mecanismos desencadenantes
Todos los factores de los que hemos hablado hasta ahora contribuyen a la inestabilidad de una vertiente. La mayoría, aunque no todos, de los movimientos de masas
rápidos son desencadenados por una fuerza que perturba temporalmente el equilibrio de una pendiente. Los
mecanismos desencadenantes más comunes son las fuertes vibraciones de los terremotos y las cantidades excesivas de agua procedente del deshielo invernal o de fuertes
lluvias(• Figura 11.5).
Las erupciones volcánicas, las explosiones e incluso
los truenos fuertes pueden ser suficientes para desencadenar un deslizamiento de tierras si la inclinación es su-
ficientemente inestable. Muchas avalanchas, que son
movimientos rápidos de nieve y hielo en descenso por
pendientes montañosas pronunciadas, se desencadenan
por un disparo o, en raras ocasiones, incluso por el grito
de una persona.
¿CUÁLES SON LOS
DIFERENTES TIPOS
DE PROCESOS
GRAVITACIONALES?
os geólogos reconocen varios movimientos de
masas (Tabla 11.2). Algunos son de un tipo bien
diferenciado, mientras que otros son una combinación de diferentes tipos. No es inusual que un tipo de
movimiento de masa cambie a otro a lo largo de su trayectoria. Aunque muchos fallos de pendiente son una
combinación de diferentes materiales y movimientos, sigue siendo conveniente clasificarlos según su comportamiento dominante.
Los movimientos de masas se clasifican generalmente en base a tres criterios principales (Tabla 11.2):
(l) velocidad del movimiento (rápido o lento); (2) tipo
de movimiento (fundamentalmente desprendimiento,
deslízamiento o flujo), y (3) tipo de material implicado
(roca, suelo o derrubios).
Los movimientos de masas rápidos implican un
movimiento de material visible. Normalmente, dichos
movimientos se producen súbitamente y el material se
mueve rápidamente pendiente abajo. Los movimientos de
masas rápidos son potencialmente peligrosos y con frecuencia dan como resultado pérdida de vidas humanas y
daños materiales. La mayoría de los movimientos de masas rápidos se producen en pendientes relativamente pronunciadas y pueden implicar roca, suelo o derrubios.
Los movimientos de masas lentos avanzan a una
velocidad imperceptible y, normalmente, sólo se detectan por los efectos de su movimiento, como árboles y
postes eléctricos inclinados o cimientos agrietados. Aunque los movimientos de masas rápidos son más dramáticos, los movimientos de masas lentos son responsables
del transporte pendiente abajo de un volumen mucho
mayor de material meteorizado.
• Figura 11.5
- - - - - ·----
Las fuertes lluvias invernales provocaron este flujo de tierras
de 200.000 yd 3, en marzo de 1995, en La Conchita, Californi a,
a 75 millas al nordeste de Los Ángeles. Aunque no hubo víctimas
mortales, nueve casas fueron destruidas o muy dañadas.
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¿CUÁLES SON L OS DI FE R ENTES T I POS D E PR OCESOS G RAVITAC I ONALES ?
305
Tabla 11 .2
Clasificación de los movimientos de masas y sus características
Velocidad
del movimiento
Tipo de movimiento
Subdivisión
Característ icas
Desprendimientos
Desprend imiento
d e rocas
Rocas de cualquier tamaño caen por el aire
desde acantilados, cañones y cortes de carretera
pronunciados
Extremadamente ráp ido
Deslizamientos
Desplome
El movimiento se produce a lo largo d e la
superficie curva de una ruptura; normalmente
implica material no consolidado o débilmente
consolidado
De extremadamente
lento a moderado
Deslizamiento
de rocas
El movimiento se produce a lo largo de una
s'uperficie generalmente plana
De ráp ido a muy rápido
Colada d e barro
Consist e en al menos un 50% de partículas de
tamaño arcilla y limo y hasta un 30% de agua
Muy rápido
Fluj"o de derrubi os
Contiene partículas de mayor tamaño y menos
agua que las coladas de b arro
De rápido a muy rápido
Flujo d e tierras
Masa espesa, viscosa, en forma de lengua de
regolito húmedo
De ·lento a moderado
Ar'ci llas rápidas
Compuestas d e partículas de arcilla y limo finas
saturadas de agua; cuando las perturba un
temblor súbito, pierden su cohesión y fluyen
como un líquido
.De rápido a muy rápido
Solifluxión
Sedimentos superfi cia les saturados de agua
Lento
Reptación
Movimiento d escendente de suelo y roca
Extremadamente lento
Combinación de diferentes tipos de
movimientos
De lent o a
extremadamente rápido
Flujos
Movimie"ntos complejos
Desprendimientos
Los desprendimientos de rocas son un tipo común de
movimiento de m asa extrem adamente rápido en el que
rocas de cualquier tamaño caen aéreamente (• Figu ra
l l .6a) . Los desprendimientos de rocas se producen en
cañones empinados, acantilados y cortes de carretera y
crean acumulaciones de rocas sueltas y fragmentos de
roca e n su base, llamada talud (véase la Figura 6.3b).
Los desprendimientos de rocas son el resultado de un
fallo en las diaclasas o planos de estratificación de la roca
firme y normalmente vienen desen cadenados por debilitamientos naturales o humanos de las pendientes, o por
terremotos. Muchos desprendimientos en climas fríos son
el resultado de las cuñas de hielo. La meteorización química provocada por el agua al filtrarse a través de las fisuras en rocas carboná ticas (caliza, dolomía y mármol) es
también responsable de muchos desprendimientos.
Los desprendimientos varían en tamaño, desde rocas
pequeñas que caen desde un acantilado, a caídas masivas
de millones de metros cúbicos de derrubios qu e destniyen edificios, sepultan ciudades y bloquean carreteras (Fi-
gura l l.6b). Los desprendimientos son un peligro particu larmente común en zonas montañosas, donde las carreteras se h a n construido volando y nivelando laderas
pronunciadas de roca firme. C ualquiera que haya conducido alguna vez a través de los Apalaéhes, las Montañas
Rocosas o Sierra Nevada está familiarizado con los letreros de «Precaución : desprendimientos» colocados para
avisar del peligro a los conductores. Las-inclinaciones que
son particularmente proclives a los desprendimientos de
rocas están a veces cubiertas con mallas metálicas en un
intento de evitar que las rocas desplazadas caigan sobre la
carretera (• Figura 11 . 7). Otra táctica es la de poner vallas de m alla metálica a lo largo de la base de la pendiente para parar o reducir la velocidad de las rocas que éaen
rodando o botando.
Deslizamientos
Un d eslizamiento implica movimiento de m aterial a lo
largo de una o más superficies de rotura. El tipo de m aterial puede ser su elo, roca o una combinación de las
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CAPITULO 11
PROCESOS GRAV ITA C I ONA L ES
(a)
(b)
• Figura 11.6
(a) Los desprendimientos de rocas se producen por el fal lo a lo largo d e grietas, fracturas o planos de estratificación en la roca
firme y son características com unes en zonas de acantilados empinados. (b) Un enorme desprendimiento de rocas bl oqueó
ambos carri les de la Autopista 70, cerca de Rogers Flat, en California, el 25 de julio de 2003. Rocas del tamaño de un vo lquete
grande tuvieron que volarse en fragmentos más pequeños para despejar la carretera. A pesar del agrietamiento del pavimento
p rovocado por las rocas, los geólog.os determinaron que la base de la carretera no estaba dañada y que la vía sería segura
después de los trabajos de limpieza.
dos, ·y puede rompe~se durante el movimiento o permanecer intacto. La velocidad de un ~eslizamiento puede
variar desde extremadamente lento a muy rápido (Tabla
11 .2). Generalmente, se reconocen dos tipos de desfizamientos: ( 1) desplomes o deslizamientos rotacionales, en
los que el movimiento se produce a lo largo de una superficie curva, y (2) deslizamientos de rocas o bloques,
que se mueven por una superficie más o menos plana.
Un desplome implica el movimiento descendente de
material a lo largo d.e la superficie curva de una ruptura y
se caracteriza por la rotación hacia atrás del bloque desplomado (• Figura 11.8). Los desplomes se producen
normalmente en material no consolidado o consolidado
débilmente, y varían en tamaño desde conjuntos individuales pequeños, como sucede a lo largo de las orillas de
los ríos, a conjuntos múltiples masivos que afectan a
grandes superficies y provocan un daño considerable.
Los desplomes pueden ser provocados por una serie
de factores, pero el más común es la erosión en la base de
una pendiente, que elimina el soporte del material supra-
• Figura 11.7
Minimización del daño por
desprendimientos de rocas. Se utiliza una
malla metálica p ara cubrir esta pendient e
pronunciada en Hawai. Ésta es una
práct ica común en zonas montañosas para
evitar que las rocas caigan sobre las
ca rreteras.
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¿ C UÁLES SON LOS DI FE R ENTES TIPOS DE PR O C ESOS GRAV I TAC I ONALES?
307
Fracturas
• Figura 11 .8
Superficie de ruptura
yacente. Esta acentuación local de la pendiente puede ser
provocada de forma natural por la erosión de la corriente
a lo largo de sus orillas o por la acción del oleaje en la base
de un acantilado de la costa. El sobreempinamiento de
una pendiente también puede provocarlo la actividad human a, como la construcción de carreteras y el desarrollo
urbanístico. Los desplomes son particularmente frec~en­
tes en los cortes de carreteras, donde son, generalmente,
el tipo de fallo de pendiente más observado.
Aunque muchos desplomes son meramente una m olestia, los desplomes a gran escala en áreas pobladas y
autopistas pueden provocar dañ os graves. Tal es el caso
de la costa sur de California, donde los desplomes y los
deslizamientos son un problem a constante . Mucha.s
áreas a lo largo de la costa se encuentran sobre capas de
limo, arena y grava, m al o débilmente con solidadas, intercaladas con capas de arcilla, algunas de las cuales son
cenizas volcánicas m eteorizadas. Adem ás, el sur de California es tectónicam ente activo, por lo que muchos de
estos depósitos están atravesados por fallas y diaclasas, lo
que permite que las esporádicas lluvias se filtren rápidamente, mojando y lubricando las capas de arcilla.
El sur de California tiene un clima semiárido y está
seco la mayor parte del año. C uando llueve, normalmen-
• Figura 11.9
• Figura activa 11.10
En un desplome, el material se mueve hacia abajo
a lo largo de la superficie curva d e una rupt ura,
haciendo que el b loque de desp lome rote hacia
atrás. La mayoría de los desplomes implican
mat erial no consolidado o débilmente
consolidado y son, normalmente, p rovocados por
la erosió n en la base de la pendiente.
te entre noviembre. y marzo, pueden caer grandes can tidadés de lluvia en un breve período de tiempo. Por tan to,
el suelo se satura rápidam en te, provocando deslizamien tos de tierras en las paredes de los cañones, así como a lo
largo de los, acantilados de la costa . La m ayoría de los fa7
llos de pendiente a lo largo. ~e l~ ;costa del sur de California son resultado del desplome. Estos desplomes h an
destruido casas mµy caras y han fÓrzado al cierre y re~­
bicación de numerosas carreteras.
Un deslizamiento d e rocas o de bloques se produce
ci:iando las rocas se desplazan pendiente abajo a lo largo
de una superficie m ás o menos plana . La m ayoría de lo.s
deslizamientos de rocas se p roducen porque . las pendientes y capas de rocas locales buzan e~ la misma dirección (• Figu~a 11 .9), aunque también pueden ocu rrir
a lo largo de fracturas paralelas a una pendiente. Además de los desplomes, los deslizamientos de rocas son
• Figura activa 11.12
Los desliza mientos de rocas se producen cuando el
mat erial se mueve pend iente abajo a lo largo d e una
superficie generalmente p lana.
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CAPITULO 11
PRO CES OS G RAV IT AC IO N AL ES
fenó m enos comunes a lo largo de la costa del sur de California. En Point Fermin, las rocas buzando hacia el mar
con capas de arcilla resbaladiza intercaladas son debilitadas por el oleaje, provocando numerosos deslizamientos (véase «Point Fermin: siempre en movimiento» en las
páginas 31 O y 311).
Más al sur, en la ciudad de Laguna Beach, los asombrados residentes observaron cómo un deslizamiento de
rocas destruía o dañaba 50 casas el 2 de octubre de 1978.
Igual que en Point Fermin, las rocas de Laguna Beach
buzan unos 25 grados en la misma dirección que la pendiente de las paredes del cañón y contienen capas de arcilla que «lubrican» las capas de roca suprayacentes,
haciendo que las rocas y las casas construidas encima se
deslicen. Además, el agua filtrada de las fuertes lluvias
del invierno anterior mojó una superficie inferior de arenisca arcillosa, reduciendo así su fuerza de cizalla y ayu-
dando a activar el deslizamiento. Aunque el deslizamiento de 1978 cubrió sólo 5 acres, era parte de un complejo
de deslizamientos antiguos más grande.
No todos los deslizamientos de rocas se deben a que
las rocas buzen en la misma dirección que la pendiente de
una colina. El deslizamiento de rocas de Frank, Alberta, en
Canadá, el 29 de abril de 1903, muestra cómo la naturaleza y la actividad humana pueden combinarse para crear
una situación con trágicos resultados (• Figura 11. l O).
A primera vista, podría parecer que la: ciudad minera de Frank, situada en la base de Turtle Mountain, no
corría ningún peligro de derrumbamiento (Figura 11.10).
Después de todo, muchas de las rocas buzaban en dirección contraria al valle minero, a diferencia de las situaciones de Point Fermin y Laguna Beach. Sin embargo, las
diaclasas de la caliza masiva que compone Turtle Mountain buzan pronunciadamente hacia el valle y están, fun-
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• Figura 11.10
(a) El trágico des lizamiento de rocas de Turtle
Mountain , que mató a 70 personas y .sepu ltó
parcialmente la ciuda d de Frank, en Alberta,
Canadá, el 29 de abril de 1903, fue provocado
por una comb inación de factores. Éstos incluían
d iad asas que buza ba n en la misma -direcció n
que la pendiente de Tu rtle Mountain, una fa ll a
montaña abajo, capas frágiles de limolita y
lutita po r debajo de la base de la. mo ntaña y la
e xplot aci ón de vetas de carbó n. (b) Resu ltados
d e l deslizamiento d e roca·s en Fra·nk en 1903.
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¿C UÁLES SON LOS DI FE RENT E S TIPOS D E PROCESOS GR AVITA C IONALES ?
309
damentalmente, en paralelo con la pendiente de la montaña misma. Además, Turtle Mountain se apoya sobre capas débiles de carbón, lutita y caliza que han sufrido una
lenta deformación plástica debido al peso de la caliza masiva suprayacente. La extracción de carbón en la base del
valle también contribuyó al esfuerzo sobre las rocas, eliminando parte del soporte subyacente. Todos estos factores, así como la gelifracción y la meteorización química que ensancharon las diaclasas, provocaron finalmente
un deslizamiento masivo de rocas. Casi 40 millones de
metros cúbicos de roca se deslizaron por Mountain Turtle a lo largo de planos de diaclasas, matando. a 70 personas y sepultando parcialmente la ciudad de Frank.
Flujos
Los movimientos de masas en los que el material fluye
como un fluido viscoso o presenta un movimiento plástico se llaman flujos. La velocidad de su movimiento varía de extremadamente lento a extremadamente rápido
(Tabla 11.2). En muchos casos, los movimientos de masas comienzan como desprendimientos, desplomes o deslizamientos, cambiando pendiente abajo a flujos.
De los principales movimientos de masas, las coladas de barro son los más fluidos y los que más rápido se
mueven (a velocidades de hasta 80km por hora). Están
compuestas de al menos un 50% de material de tamaño
limo y arcilla , con una cantidad significativa de agua
(hasta un 30%). Las coladas de barro son comunes en
los ambientes áridos y semiáridos, donde .las desencadenan los fuertes temporales de lluvias que saturan rápidamente el regolito, convirtiéndolo en un furioso flujo
de lodo que engulle todo lo que encuentra a su paso. Las
coladas de barro pueden producirse también en regiones
montañosas (• Figura 11.11) y en áreas cubiertas por
cenizas volcánicas donde pueden resultar particularmente destructivas (véase el Capítulo 5). Como las coladas de barro son muy fluidas, generalmente siguen
cauces preexistentes hasta que la pendiente disminuye
o el cauce se ensancha, entonces se abren en abanico.
Como las áreas urbana~ en climas áridos y semiáridos siguen extendiéndose, las coladas de barro y los daños que crean se están convirtiendo en un problema. Por
ejemplo, las coladas de barro son comunes en las colinas abruptas de alrededor de Los Ángeles, donde han dañado o destruido muchas casas.
Los flujos de derrubios están compuestos de partículas más grandes que las coladas de barro y no contienen
tanta agua. En consecuencia, normalmente son más viscosos que las coladas de barro, no se mueven tan rápido y
rara vez se limitan a cauces preexistentes. Sin embargo,
los flujos de derrubios pueden resultar igual de dañinbs
porque transportan objetos grandes.
• Figura 11.11·
Un a colada de barro cerca de Estes Park, Colorado.
Los fl~jos de tierras se mueven más despacio que
las coladas y que los flujos de derrubios. Un flujo de tierras se desploma desde la parte superior de una ladera,
dejando un escarpe, ·y fluye lentamente pendiente abajo
como una masa de regolito mojado en forma de lengua,
espesa y viscosa (• Figura 11.12). Al igual que las coladas de barro y los flujos de derrubios, los flujos de tierras pueden ser de cualquier tamaño y con frecuencia
son destructivos. Se producen más comúnmente en climas húmedos, en pendientes cubiertas de suelo y de
hierba, después de fuertes lluvias .
Algun_as arcillas se licuan espontáneamente y fluyen
como el agua cuando se modifican. Estas arcillas rápidas han ocasionado graves daños y pérdida de vidas humanas en Suecia, Noruega, el este de Canadá y Alaska
(T~bla 11.1). Las arcillas rápidas están compuestas de
partículas de arcilla y limo finas resultado de la acciórí
abrasiva de los glaciares. Los geólogos cree'n que estos
sedime~tos finos fueron depositados originalmente en
. un ambiente marino, donde sus espacios porosos se lle-·
narón de agua salada. Los iones del agua salada ayudaron, a e_stab,lecer fuertes vínculos entre las partículas de
arcilla, estabilizando y reforzando la arcilla. Cuando las
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to
Llamada la «ciudad a ras del pavimento» por los residentes de la zona, Poínt Fermín, en el sur de
California, es famosa por sus numerosos ejemplos de procesos gravítacíonales. La zona subyace sobre
rocas sedimentarías de grano fino intercaladas con capas de díatomíta y ceniza ·volcánica. Cuando
estas capas se humedecen, se vuelven resbaladizas y tienden a deslizarse fácilmente. Las rocas
también buzan ligeramente hacía el océano y forman las lomas costeras que están siendo socavadas en
su base por la acción constante del oleaje. Este oleaje causa el sobreempínamíento de los acantilados,
y su desplome. Los procesos gravítacíonales comenzaron en 1929 con pequeños desplomes en la zona.
A comienzos de los 40,
las conducciones de agua de
la región se rompieron y algunas
casas empezaron a caerse.
El movimiento cesó en gran
parte después de esta fase
principal de desplomes, pero ha
continuado intermitentemente
hasta el presente y los
residentes han pagado el
precio de vivir en un área
costera inestable.
Vista de una parte de la zona cercana a Point Fermin
que muestra las rocas sedimentarias de grano fino que
buzan ligeramente hacia el océano y los acantilados con
sobreempinamiento, resultado de los desplomes y los
deslizamientos, en primer plano.
Océano
Pacífico
Mapa del sur de California
que indica la ubicación
de Point Fermin y una vista
aérea con marea baja del
deslizamiento que ha tenido
lugar. Observe los numerosos
bloques desplazados y
los acantilados con
sobreempinamiento.
El golpeteo.ininterrumpido de
las olas contra la base de
los acantilados los erosiona
y socava, resultando en
que aún se desplomen y se
deslicen más.
Vista de un bloque desplazado
que muestra vestigios de un
camino y una palmera todavía
en crecimiento, como si nada
hubiera pasado.
loma costera con sobreempinamiento.
Observe los bloques de hormigón
colocados a lo largo de la playa para
absorber la energía erosiva de las olas y
disminuir la velocidad de la erosión en los
acantilados.
La reptación y los pequeños desplomes son
evidentes en esta foto. Observe los dos pequeños
escarpes. El más pequeño, en segundo plano, está
principalmente cubierto de hierba, mientras que el
que está en primer plano tiene partes desnudas y,
aparentemente, se mueve a -una velocidad
ligeramente más rápida. Observe el efecto de la
reptación en la pared derecha de la casa. La parte .
inferior de la pared se mueve hacia la derecha de
la foto como consecuencia de la reptación,
produciendo una curva de la pared que se puede
ver claramente cerca de su base.
socavados de Point
Fermin. La casa
abandónada de la foto
superior está justo a la
derecha de esta vista, en
la cumbre del acantilado.
¿C U Á LE S S O N LO S DIF E R EN TE S TIPOS D E PRO CES OS G RAV I TAC IO NA LE S?
nos de arena y limo asociados con las capas de arcilla.
Cuando se produjo el terremoto Good Friday, de magnitud 8,6, el 27 de marzo de 1964, la sacudida convirtió
algunas partes de la arcilla de Bootlegger Cove en una
arcilla rápida y precipitó una serie de deslizamientos masivos en acantilados de la costa que destruyeron la mayoría de las casas de Turnagain Heights (Figura l l.13b).
La solifluxión es el movimiento lento y descendente de sedimentos superficiales saturados de agua. La solifluxión se puede producir en cualquier clima donde el
suelo se sature de agua, pero es más común en áreas de
permafrost.
El permafrost, suelo que está permanentemente helado, cubre casi el 20% de la superficie del mundo (• Figura l l. l 4a). Durante la estación cálida, cuando la parte
superior del permafrost se funde , el agua y los sedimentos superficiales forman una masa saturada que fluye por
solifluxión y produce una topografía lobulada característica (Figura l l.14b).
Como podríamos esperar, existen muchos problemas asociados con la edificación en un ambiente de permafrost. Un buen ejemplo es lo que sucede cuando se
313
construye un edificio no aislado directamente sobre el
permafrost. El calor escapa a través del suelo, funde la
superficie inferior y la convierte en i:ina pasta saturada
inestable. Como el suelo ya no es sólido, el edificio se
asienta de forma irregular, apareCiendo numerosos problemas estructurales.
·
La construcción del oleoducto desde los campos de
petróleo de la bahía de Prudhoe al puerto libre de hielo
de Valdez causó gran inquietud por el efecto que podría
tener en el permafrost y la probabilidad de solifluxión.
Algunos pensaron . que el petróleo del interior del conducto estaría lo suficientemente caliente como para fun. dir el permafrost, haciendo que el oleoducto se hundiera
más en el suelo y posiblemente se fracturara. Después
de numerosos estudios, los científicos determinaron que
el oleoducto, terminado en 1977, podía sepultarse de
manera segura a lo largo de m á s de la mitad de sus
1.280 km de longitud. Allí donde el deshielo del perinafrost podía provocar problemas estructurales al conducto, fue aislado e instalado por encima del suelo.
La reptadón, el tipo de flujo más lento, es el proceso gravitacional más extendido y significativo en función
(b)
(a)
• Figura 11.14
~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~--,~~~~~~~~~~~~~~~~
(a) Distribu ció n de zo nas de permafrost en el hemisferio norte. (b) Los flujos d e solifluxión cerca de Suslositna Creek, A laska , muestran la
típica t opografía lobulada característica de las condi ciones de solifluxió n.
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CAPÍTULO 11
PROCESOS GRA VITACIONAL E S
de la cantidad total de material desplazado pendiente abajo y del daño monetario que causa anualmente. La reptación implica el movimiento descendente extremadamente lento de suelo· o roca. Aunque se puede producir
en cualquier parte y en cualquier clima, es más efectivo
e importante como agente geológico en las regiones húmedas. En realidad, es la forma de movimiento de masas
más común en el sudeste de Estados Unidos y el sur de
los Apalaches. Como la velocidad del movimiento es esencialmente imperceptible, con frecuencia no nos percatamos de la existencia de la reptación hasta que notamos
sus efectos: árboles y postes eléctricos inclinados, calles
y aceras quebradas o muros de contención y cimientos
agrietados (• Figura 11.15). Normalmente, la reptación
implica toda la ladera, y probablemente suceda, hasta
cierto punto, en cualquier superficie inclinada meteorizada o cubierta de suelo.
Qué haría
Ha encontrado la parcela de tierra de sus sueños
en las colinas del norte de la Baja California, donde
planea retirarse algún día. Como quiere asegurarse
de que la zona es segura para construir una casa,
decide hacer su propia investigación geológica de la
zona para asegurarse de que no hay ningún peligro
geológico evidente. ¿Qué cosas específicas buscaría
que pudieran indicar procesos gravitacionales en el
pasado? ¿Aunque no haya pruebas evidentes de
procesos gravitacionales rápidos, qué aspectos
buscaría que pudieran indicar un problema con tipos
lentos de procesos gravitacionales, como, por ejemplo,
la reptación?
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• Figura 11.15
(a) Algunas evidencias de reptación: (A) troncos de árbol curvados; (B) monumentos desplazados; (C) postes eléctricos inclinados; (D)
vallas desp lazadas y torcidas; (E) carreteras desalineadas; (F) superficie con montículos. (b) Árboles doblados por la reptación, Wyoming.
(c) La reptación ha doblado estas capas de lutita y arenisca de la formación Haymond, cerca de Marathon, Texas. (d) Muro de piedra
inclin ado por reptación, Champion; Michigan.
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¿CÓMO PODEMOS RECONOCER Y MINIMIZAR LOS EFECTOS DE LOS MOVIMIENTOS DE MASAS?
315
La reptación es difícil no sólo de reconocer, sino también de controlar. Aunque los ingenieros pueden a veces
ralentizar o estabilizar la reptación, muchas veces la única opción es, sencillamente, evitar la zona si es posible o,
si la zona de reptación es relativamente delgada, diseñar
estructuras que puedan asegurarse a la roca fir~e :
ficial adicíonal e incrementando-su velocidad. El terremoto de Perú de 1970 (Tabla 11.1) puso e!l movimiento la
avalancha de derrubios que destruyó las ciudades de Yungay y Ranrahirca, y mató a más de 25.000 personas(• Figura 11.1 7).
Movimientos complejos
¿CÓMO PODEMOS
..
RECONOCERY MINIMIZAR
LOS EFECTOS DE LOS
MOVIMIENTOS DE -MASAS?
Recordemos que muchos movimientos de masas son combinaciones de diferentes tipos de movimientos. Cuando
hay un tipo dominante, el movimiento puede clasificarse
como uno de los que hemos descrito hasta ahora. Sin embargo, si hay varios tipos implicados de un manera más o
menos igual, se llama movimiento complejo.
El tipo más común de/ movimiento complejo es el
deslizamiento-flujo, en el que hay un deslizamiento al
principio y alguna clase de flujo más adelante a lo largo
de su curso. La mayoría de flujos de tierras de deslizamiento-flujo implican un desplome bien definido al principio, seguido de un flujo de derrubios o de un flujo de
tierras(• Figura 11.16). Sin embargo, podemos clasificar cualquier combinación de tipos de movimientos de
masas diferentes como un movimiento complejo.
Una avalancha de derrubios es un movimiento complejo que se produce con frecuencia en cordilleras mon-_
tañosas muy escarpadas. Normalmente, las avalanchas
de derrubios empiezan como desprendimientos de rocas,
cuando grandes cantidades de roca, hielo y nieve se desprenden de la ladera de una montaña, frecuentemente
como resultado de un terremoto. Después, el material -se
desliza o fluye montaña abajo, recogiendo material super-
l factor más importante a la hora de eliminar o
minimizar los efectos dañinos de los procesos
gravitacionales es una exhaustiva investigación
geológica de la región en cuestión. De este modo, se pueden identificar anteriores flujos de tierras y áreas sus ceptibles de sufrir movimientos de masas, y quizá
evitarlos. Al evaluar los riesgos de po~ibles procesos gravitacionales antes de iniciar una co~strucdón, los ingenieros pueden dar los pasos necesarios pata eliminar o
minimizar los efectos de dichos fenómenós ..La identificación de zonas con un alto potencial de ·fallo de pendiente es importante en cualquier estudio de evaluación
de riesgos; estos estudios incluyen la identificación de
flujos de tierras anteriores, así como dé hrgares de posibles movimientos de masas. Los escarpes, grietas abiertas, objetos desplazados o inclinados, una superficie con
montículos y cambios repentinos de vegetación son al-
Escarpe
f-oesl izamiento
1
• Figura 11.16
Un movimiento complejo en el que
·al principio se produce un desplome,
seguido de un flujo de tierras. •
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CAPITULO
11
P R OC ESOS G RAV IT A C IO NA LE S
rreteras ; cables eléctricos y líneas telefónicas, y complejos habitacionales o industriales basándose en la estabilidad' o inestabilidad relativa de un sitio en particular.
Además, los mapas indican el alcance del problema de
flujo de tierras de una zona y el tipo de movimiento de
masas que puede producirse. Esta información es importante para hacer la gradación de las pendientes o
construir estructuras para evitar o minimizar los daños
por fallo de pendiente.
Aunque normalmente la mayor parte de los grandes
movimientos de masas no pueden evitarse, los geólogos
e ingenieros utilizan varios métodos para minimizar el
peligro y el daño que puedan provocar. Ya que el agua
juega un papel tan importante en muchos flujos de tierras, una· de las maneras más efectivas y económicas de
reducir la posibilidad de un fallo de pendiente o de incrementar la estabilidad de la pendiente existente, es el
drenaje de la superficie y de la superficie inferior de una
ladera. El drenaje sirve a dos propósitos. Reduce el peso
del material con posibilidades de deslizarse y aumenta la
fuerza de cizalla del material de la vertiente, reduciendo
la presión de los poros.
Las aguas superficiales pueden drenarse y desviarse
mediante zanjas y alcantarillas diseñadas para alejar el
agua de las pendientes. Los tubos de desagüe perforados
a lo largo de una superficie e introducidos en una ladera pueden ayudar a eliminar el agua de la superficie inferior( • Figura 11.19). Por último, la plantación de
vegetación en las laderas ayuda a estabilizar las pen• Figura 11.17
- - - --·------ ----·-----·· dientes manteniendo unido el suelo y reduciendo la canUn terremoto a 65 km de di stancia desencadenó un deslizamiento
tidad de agua.
de tierras en Nevado Huascará n, Perú , que destru yó las ciudades
Otra manera de ayudar a estabilizar una ladera es
de Yungay y Ranra hirca y mató a más de 25.000 perso nas.
reducir su pendiente. Recordemos que la sobrecarga y el
sobreempinamiento por gradación son causas comunes
de fallo de pendiente. La reducción del ángulo de una
ladera disminuye la posibilidad de fallo de pendiente.
Normalmerite, se utilizan dos métodos para reducir el
· gunas de las 'Características que indican flujos de tierras
ángulo de pendiente. En el método corte y relleno, se quiprevios o un área msceptible de fallo de pendiente. Los
ta material de la parte superior de una pendiente y se
efectos de la meteorización, la erosión y la vegetación
utiliza como relleno en la base, proporcionando así una
pueden, sin embargo, ocultar evidencias de procesos grasuperficie plana para la construcción y reduciendo la
vitacionales pasados.
pendiente (• Figura 11.20). El segundo método, llamaTambién se realizan estudios, tanto de campo como
de laboratorio, de muestras de suelo y de roca firme para · do hanqueo, implica cortar una serie de bancos o escalones -en una ladera (• Figura 11.21). Este proceso
evaluar características como la composición, la suscepreduce la pendiente media total y los baricos sirven como
tibilidad a la meteorización, la cohesión y la habilidad
sitios de recolección para pequeños flujos de tierras o
para transmitir fluidos. Estos estudios ayudan a los geólogos y a los ingenieros a predecir la estabilidad de una . desprendimientos que pudieran producirse. El banqueo
se utiliza más comúnmente en laderas escarpadas en
inclinación bajo diversas condiciones.
conjunción con un sistema de drenajes de superficie
La información derivada de un estudio de evaluapara desviar la escorrentía.
ción de riesgos puede utilizarse para producir mapas de
estabilidad de pendiente de la zona (• Figura 11.18). EsEn algunas situaciones , se construyen muros de
tos mapas permiten a los ·urbanistas y a los promotores . contención para proporcionar soporte a la base de la verinmobiliarios tomar decisiones sobre dónde ubicar catiente. Normalmente están bien anclados a la roca fir-
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¿ C ÓMO PODEMOS HE C ONOCEH Y M INI M I ZAR LOS EFE C TOS DE LOS MOV I M I E NT OS D E M ASAS?
317
Contacto horizontal entre rocas de
diferente estabilidad. Las márcas
señaladas se dirigen a las rocas más
fác ilmente erosionables. La erosión por
socavamiento puede dar lugar al
sobreempinamiento de las rocas más
resistentes, originando deslizamientos de tierras ~lS~===~~~~~,2_~~LL~~~
Estabi lidad de área relativa
------~·-' esGenso c3€Ha-estabi l idad -------<~
N
• Figura 11.18
Mapa de estabilidad relativa de pendient es de
p arte de San Clemente, Ca liforni a, q ue
muestra zo nas delinead as según Ja est abili dad
relativa.
- Relativamente + - Relativamente inestableestable
O
300
900
1.500 m
t
(b)
• Figura 11.19
(a) Introducir t ubos de desagüe p erfo rados p or un lado en un a ladera, co.n el lad o perfo ra do hacia arriba, p uede eli min ar parte d el agua
de la su b superfi cie y ayudar a estabili za r la la d era. (b) Un tub o d e desag üe en un a lad era d e Po int Fermin, California.
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La tragedia de Aberfan, Gales
L
os derrubios extraídos de
las minas de carbón subterráneas del sur de Gales
consisten, normalmente, en
una n:iezcla húmeda de fragmentos
de varias rocas sedimentarias.
Normalmente, este material se arroja por la pendiente más cercana,
donde se acumula en grandes
montones de residuos llamados escombreras. Una escombrera es
bastante estable, siempre que el
material que lo compone esté
relativamente seco y sus lad_os IJº
sear:i muy pronunciados.
Entre 1918 y 1966, se construyeron siete grandes escombreras com puestos de derrubios mineros a
varias alturas en las pendientes del
valle situado por encima del pequeño pueblo minero de Aberfan.
Poco después de las 9:00 A.M ..
del 21 de octubre de 1966, la escombrera n.º 7, de 250 m de altura,
empapado por la lluvia, se
derrumbó, y un lodo negro fluyó
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valle abajo con el rugido de un tren
ruidoso. (• Figura 1). Antes de que
se detuviera a 800 m de donde se
había iniciado, el flujo había destruido dos granjas, cruzado un canal y
sepultado la escuela infantil Pantglas, asfixiando virtualmente a todos los niños de Aberfan. Un total
de 144 personas murieron en el flujo, entre ellas 116 niños que se habían reunido para la asamblea matinal
en el colegio.
Después del desastre, nadie
preguntó «¿Por qué ha ocurrido
esta tragedia?» ni «¿Podría haberse
evitado?» La posterior investigación
reveló que no se habían realizado
estudios de estabilidad en las
escombreras, y que los repetidos
avisos sobre un posible fallo en las
escombreras, así como deslizamientos previos, habían sido ignorados.
En 1939, 8 km al sur, se derrumbó
una escomb,rera construida bajo
condiciones casi idénticas a las de
la n. 0 7. Afortunadamente, nadie
resultó herido, pero por desgracia,
el fallo se olvidó pronto y las
escombreras de Aberfan siguieron
creciendo. En 1944, la escombrera
n. 0 4 falló, y, de nuevo, nadie salió
herido.
En 1958, se estableció la escom brera n. 0 7 basándose únicamente
en el espacio disponible, sin tener
en cuenta la geología de la zona.
A pesar de los anteriores fallos en
escombreras y de los avisos de fallo
de pediente por parte de trabajadores de la escombrera y otros, los
derrubios mineros se apilaron en la
escombrera n.º 7 hasta el día del
desastre.
¿Oué causó exactamente el
derrumbe de la escombrera n.º 7
y las demás? La investigación oficial
reveló que los cimientos de las
escombreras se habían saturado de
agua de los manantiales sobre los
que se habían construido. En el
caso de las escombreras derrumbadas, la presión de.los poros por el
Londres
•
• Figura 1
~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~
Mapa de ub icació n y vist a aérea del desastre de l vertedero
de Aberfan, en el que murieron 144 perso nas.
ag ua supe ró la fri cció n entre g rahos
y t od a la masa se licuó como «a renas movedizas». A l actu ar como un
líq ui do, la m asa d escendió ráp idame nte co lin a ab ajo, extendi éndose
lat eralmente. M ientras flu ía, la m asa
perd ió ag ua, y las pa rtícul as sed imentari as recu p eraro n su cohes ió n.
Después de la invest igació n,
se reco mendó la creació n d e un
Co mité N acio-nal para la Seguridad
d e las Escomb reras para eva luar los pe ligros d e las esco mb reras existent es y da r consej o para la constru cci ó n de otras nuevas.
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320
CAPITULO rr
PROCESOS GRAVITA C IONALES
Este material
se ha removido
Pendiente
inicial
···.···:.
• ..·.
J
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: •':. ·. ~
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Después
Antes
• Figura 11 ..20
Un método común uti lizado para ayudar a estabili zar una ladera y reducir su pendiente es el método de corte y re lleno. Se quit a material
de la parte superior más escarpada de la ladera, reduciendo así el ángufo de pendiente, y se utiliza para rellenar la base. Esto
proporciona un soporte adicional en la base de la pendiente.
me, rellenos de roca compactada y provistos de agujeros
de drenaje para evitar la creación de presión de 'agua en
la ladera .
Los pernos en roca, parecidos a los que se emplean
en los túneles y en las minas, pueden utilizarse para sujetar masas de roca potencialmente inestables a la roca
firm e estable subyacente. Esta técnica se ha utilizado
con éxito en las laderas de Río de Janeiro , Brasil, y para
ayudar a asegurar las pendientes de la presa de Glen
Canyon, en el río Colorado.
El reconocimiento, la prevención y el control de zon as propensas a los flujos de tierras es caro, pero no tanto como pueden serlo los daños c uando se ignoran o no
se reconocen las señales de aviso. El flujo de tierras de la
escombrera n. 0 7 en Aberfan, Gales (véase Enfoque Geológico 11.1 ), es tan solo uno de los muchos ejemplos trágicos en los que fueron ignoradas las señales de aviso de
desastre .inminente.
Antes
Pend iente fnicial
• Figura 11.21
Otro método común ut ilizado para estab ili za r una ladera y reducir su inclinación
es el banqueo. En est e proceso se trata de hacer varios cortes a lo largo de una
ladera para redu ci r la inclinación t ota l. Adem-ás, los fa llos de pendiente
ind ividua les está n ahora limitados en tamaño y el material queda recogido en
los bancos.
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• .. ·
..
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:·:·.·.)\:/-":.:·. ._·.:-.:···.:... ...
, ·
Después
RES UMEN DE L CAP fTULO
GEO
321
~
RECAPITULACION
Resumen del capítulo
Los procesos gravitacionales son el movimiento
descendente de material bajo la influencia de la
gravedad. Se producen cuando la fuerza
gravitacional que actúa en paralelo a una inclinación
supera la resistencia de la pendiente.
Con frecuencia, los procesos gravitacionales
tienen como resultado pérdida de vidas humanas,
así como millones de dólares en daños anualmente.
Los procesos gravitacionales pueden ser provocados
por muchos factores, incluidos el ángulo de
pendiente, la meteorización del material, el
contenido de agua, la sobrecarga y la eliminación de
vegetación. Normalmente, varios de estos factores
combinados contribuyen al fallo de pendiente.
Los movimientos de masas se clasifican
generalmente en base a la velocidad de movimiento
(rápido frente a lento), el tipo de movimiento
(desprendimiento, deslizamiento o flujo) y el tipo
de material (roca, suelo o derrubios).
Los desprendimientos de rocas son un movimiento
de masas común en el que las rocas caen
libremente.
Se reconocen dos tipos de deslizamientos: los
desplomes son deslizamientos rotacionales que
implican movimiento a lo largo de una superficie
curva; son más comunes en material no consolidado
o mal consolidado. Los deslizamientos de rocas se
producen cuando el movimiento tiene lugar a lo
largo de una superficie más o menos plana;
normalmente implican fragmentos sólidos de roca.
Se reconocen varios tipos de flujos según la
velocidad de movimiento (rápido frente a lento) ,
el tipo de material (roca, sedimento o suelo) y
cantidad de agua. .
Las coladas de barro están formadas principalmente
por partículas de tamaño limo y arcilla y contienen
más de un 30% de agua. Son más comunes en
ambientes áridos y semiáridos y generalmente
siguen cauces preexistentes.
Los flujos de derrubios están compuestos de
partículas más grandes y contienen menos agua
que las coladas de barro. Son m ás viscosos y no
fluyen tan rápido como las coladas de barro.
Los flujos de tierras se mueven más despacio
que las coladas y que los deslizamientos de
derrubios. Se desplazan pendiente abajo como
masas espesas y viscosas de regolito húmedo, en
forma de lengua.
Las arcillas rápidas son arcillas que se. licuan
espontáneamente y cuando se alteran fluyen
como el agua.
La solifluxión es el movimiento descendente lento
de material superficial saturado de agua y es más
común en áreas de permafrost.
La reptación, el tipo de flujo más lento, es el
movimiento descendente imperceptible de suelo o
roca. Es el más extendido de todos los procesos
gravitacionales.
Los movimientos complejos son combinaciones
de diferentes tipos de movimientos de masas en
los que ningún tipo es dominante. La mayoría de
los movimientos complejos implican deslizamiento ·
y flujo.
El factor más importante a la hora de eliminar
o reducir los efectos dañinos de los procesos
gravitacionales es una exhaustiva investigación
geológica para determinar las áreas susceptibles
de sufrir movimientos d'e masas .
Las vertientes se pueden estabilizar construyendo
muros de contención, drenando. el exceso de agua,
regradando las pendientes y plantando vegetación.
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322
CAPITULO 11
PRO C ESOS GR AV ITAC IO N ALE S
Términos clave
arcilla rápida (pág. 309)
colada de barro (pág. 309)
deslizamiento (pág. 305)
desplome (pág. 306)
deslizamiento de rocas (pág. 307)
desprendimie.l)to de rocas (pág. 305)
flujo de derrubios (pág. 309)
flujo de tierras (pág. 309)
fuerza de cizalla (pág. 299)
movimiento complejo (pág. 315)
movimiento de masas lento
(pág. 304)
movimiento de masas rápido
(pág. 304)
permafrost (pág. 313)
procesos gravitacionales (pág. 299)
reptación (pág. 313)
solifluxión (pág. 313)
Cuestiones de repaso
1. · La fuerza que se opone a la fuerza de cizalla de
una pendiente es:
a. _ _ el soporte externo;
b ._ _l¡;¡ gravedad;
c. _ _ el soporte interno;
d. _ _la cohesión;
e ._ _la fricción interna.
2.
3.
4.
d .___ sólo en p endientes leves ;
e. _ _ sólo donde hay roca firme expuesta.
5.
El movimiento descendente de material a lo largo
de una superficie de ruptura curva es un(a):
ª·-·.__desprendimiento de rocas;
b. _ _ desplome;
c. _ _colada de barro;
d. _ _flujo de tierras;
e. ___deslizamiento de rocas.
¿Cuáles de los siguientes son los movimientos de
masas más fluidos?:
a. ___los flujos de tierras;
b. _ _las coladas de barro;
c. _ _ _ los deslizamientos de derrubios;
d. _ _los desplomes;
e. ___la solifluxión.
6.
El más extendido y costoso de todos los procesos
gravitacionales es:
a. _ _el desplome;
b. _ _la reptación;
c. _ _la colada de barro;
d ._ _ el desprendimiento de rocas ;
e. _ _la arcilla rápida.
El movimiento de material a lo largo de una
superficie o superficies de fallo es un:
a. ___flujo;
b. _ _desprendimiento ;
c. ___deslizamiento;
d ._ _ todos;
e ._ __ninguno.
7.
¿Cuál de los siguientes es un factor que influye
en los procesos gravitacionales?:
a ._ _ el ángulo de pendiente;
b. ___la vegetación;
c. _ _la meteorización;
d. _ _ el contenido de agua;
e ._ _ todos ellos .
8.
La solifluxión se produce más comúnmente ¿en
qué zonas?:
¿Dónde pueden producirse los procesos
gravitacionales?:
a ._ _ sólo en pendientes pronunciadas ;
b. _ _ sólo en climas templados;
c. _ _ en cualquier parte;
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ACT IVIDADE S EN LA WOR LD WID E WE B
323
a. ___en las playas;
b. _ _en los desiertos ;
c. ___de permafrost;
d. _ _selvas tropicales;
e. _ _ninguna de ellas.
13.
Explique cómo contribuyen al fallo de pendiente
la topografía y la geología subyacente.
14.
¿Por qué son los desplomes un problema a lo
largo de las autopistas y vías de ferrocarril en
áreas con relieve?
9.
De lo siguiente, ¿qué ayuda a reducir el ángulo
de pendiente o proporciona soporte en la base de
una ladera?:
a. _ _corte y relleno;
b. ___muros de contención;
c. _ _ banqueo;
d. _ _ todos;
e. _ __ ninguno.
15.
¿Cuál es la relación entre los planos geológicos de
debilidad, como los planos de estratificación, y el
agua en los procesos gravitacionales? Utilizando
la Figu ra 11.12 como ejemplo, explique cómo los
planos geológicos de debilidad de esta pendiente
más el agua de la lluvia influyeron en el desarrollo
del deslizamiento representado.
1O.
¿Por medio de qué características podemos
identificar flujos de tierras anteriores y zonas
actualmente susceptibles de fallo de pendiente?:
a. _ _objetos inclinados;
b. _ __ fisuras abiertas;
c. _ _escarpes;
d. ___superficies con montíc"ulos;
e. _ _todas ellas.
16.
Explique cómo se interrelacionan los diferentes
factores que influyen en los procesos
gravitacionales.
17.
¿Cómo podríamos reconocer los procesos
gravitacionales en otros planetas y -satélites, y qué
nos diría eso acerca de la geología y quizá de la
atmósfera del planeta o satélite en que se
produjeran?
18.
Si una zona tiene una historia documentada de
procesos graVitacionales que han hecho peligrar
o perder vidas humanas, ¿cómo deberían la gente
y los gobiernos evitar que dichos acontecimientos
volvieran a suceder? ¿Son la mayoría de los
grandes procesos gravitacionales evitables o
predecibles?
19.
¿Por qué es importante conocer los diferentes
tipos de procesos gravitacionales?
20.
¿Por qué es tan frecuente la reptación y por qué
causa tantos daños? ¿Qué maneras hay de
controlar la reptación?
.
11 .
Explique algunas de las maneras con las que se
puede mantener la estabilidad de una pendiente
para reducir la posibilidad de movimientos de
masas.
12.
¿Qué valor tendría un mapa de estabilidad de
pendiente para una persona que quiera comprar
una propiedad? Utilizando el mapa de estabilidad
de pendiente de la Figura 11.18, localizar la línea
que muestra un contacto horizontal entre rocas de diferente estabilidad. ¿Cuál es la probabilidad
de procesos gravitacionales a lo largo de esta
línea y por qué?
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Corrientes de agua
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CAPÍTULO 12
ESQUEMA
DEL CAPITULO
~
Introducción
El agua en la Tierra
Corrientes de agua
¿Cómo erosionan y transportan
sedimentos las corrientes de agua?·
Depósitos por corrientes de agua
¿Se pueden predecir y controlar las
inundaciones?
GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:
Cámaras mortuorias flotantes
Cuencas de drenaje y redes de drenaje
¿Cómo se forman y evolucionan los
valles?
Geo-Recapitulación
Las cataratas de Cumberland, del río Big South Fork, en el
Cumberland Fa/Is State Resort Park, de Kentucky, tienen una caída
de 18 m, convirtiéndolas en las segundas cataratas más altas al este
de las Montañas Rocosas. Fuente : Departamento de Parques de Ke ntucky.
CAPITULO 12
C ORRI EN TES D E AG UA
Introducción
ntre los planetas terrestres, lá Tierra es el único que tiene agua líquida abundante. Tanto
Mercurio como la Luna (satélite de la Tierra)
son demasiado pequeños para contener
agua, y Venus, debido s~ alta temperatura, está demasiado
caliente para que exista agua superficial. En la actualidad,
Marte tiene algo de agua congelada y contenidos traza de
agua en su atmósfera, pero las imágenes de las naves espaciales y otros datos revelan áreas con valles meandriformes
que, probablemente, fueron formados por corrientes de agua
durante la historia temprana del planeta. Por el contrario, los
océanos y mares cubren un 71 % de la superficie de la Tierra
(véase la Figura 9.2), y hay pequeñas pero importantes cantidades de agua en la atmósfera y en tierra.
Obviamente, la hidrosfera tiene un impacto enorme sobre la superficie, pero está compuesta del vapor de agua en
la atmósfera, las aguas subterráneas (véase el Capítulo 13),
el agua congelada de los glaciares (véase el Capítulo 14), el
agua de los · océanos (véanse los capítulos 9 y 16) y una pequeña cantidad de agua en _la tierra (véase la foto al inicio del
capítulo). El agua sobre la tierra se encuentra también en lagos, pantanos y ciénagas, pero en este· capítulo centramos
nuestro interés en el pequeño porcentaje de 'agua corriente
confinado en los cauces.
Para apreciar el poder de la s corrientes de agua, sólo
tenemos que leer algunos de los vívidos relatos de las inundaciones. Por ejemplo, a las 4:07 P.M . del 31 de mayo de
1889, los residentes de Johnstown, Pénsilvania, oyeron «un
rugido como un trueno», y en 1O minutos, una catastrófica
inu.ndac ión destruyó la ciudad, dejando al menos 2.200
muertos. Un muro de agua de 18 m de altura atravesó la ciudad a más de 60 km/h, arrastrando casas, derrubios y cientos
de personas. Según un testimonio, «Miles de personas intentaron desesperadamente escapar de la o la . Aquellos que
resultaron atrapados por la ola se encontraron arrastrados
en un torrente de agua grasienta y turbia rodeados de toneladas de derrubios . ... Muchos quedaron irremediab lemente
a
EL AGUA EN LA TIERRA
--
--- - - - - - -
egún un cálculo estimado, en la Tierr a hay 1,36
mil millones de km 3 de agua , la mayor parte
(97 ,2%) en los océanos (Tabla 12.1). Alrededor
de un 2, 15 % está congelada en los glaciares, especialmente en la Antártida y en Groenlandia, y gran parte del
0,65 % restante .está en la atmósfera, Jas aguas subterrá-
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enredados en kilómetros de alambre de espino de las alambradas destruidas.»*
El hecho de que Johnstown fuera levantada en la llanura de inundación de un val le estrecho contribuyó a la tragedia, pero la rotura de la presa de South Fork, 22 km río arriba,
en el rí0 Conemaugh, fue la causa principal del desastre. La
presa estaba en malas condiciones y fue incapaz de soportar
la tensión añadida de los 20-25 cm de lluvia que cayeron en
24 horas. Ésta no ha sido la última rotura de presa en Estados
Unidos, pero desde luego fue la más trágica.
La s inundaciones provocadas por causas naturales, así
como por descuidos humanos, son una amenaza continua.
En realidad, son tan comunes que en las noticias aparecen
regularmente informes de daños, heridos y víctimas mortales
por inundaciones. Cada año se producen varias inundaciones
grandes en Norteamérica, pero la última inundación de proporciones realmente enormes fue la inu ndación del 93, que
inundó gran parte de l centro de Estados Unidos, especialmente lowa, Wisconsin, llli nois, Missouri, Minnesota, Dakota
del Norte y del Sur, Kansas y parte de algunos estados adyacentes. A l fina l, murieron 50 personas, 70.000 quedaron sin
hogar y los daños materiales se estimaron de 15 a 20 mil millones de dó lares.
Sin embargo, obtenemos muchos beneficios de las corrientes de agua, e incluso de algunas inundaciones. El agua
de los cauces, es decir, arroyos y ríos, es una fuente importante de agua du lce para la industria, la agricu ltura, el uso
doméstico y el ocio, y alrededor de un 8% de la electricidad
uti lizada en Norteamérica se genera por caída de agua en las
centrales hidroeléctricas. Grandes vías fluviales por todo el
mundo son importantes vías de comercio, y cuando los europeos exploraron el interior de Norteamérica, siguieron los
ríos St. Lawrence, Mississippi, Missouri, Columbia y Ohio.
~S.ervicio de Parques Nacionales, Departamento de Interior de Estados Unidos, Seivicio Online de información sobre Johnstown .
neas , lagos, pantanos y ciénagas. Sólo un 0,0001 % del
agua de la hidrosfera está en cauces de arroyos y ríos en
algún momento. Sin embargo, las corrientes de agua ,
con su erosión, transporte y depósito, son, con pocas excepciones, el agente geológico más importante en producir cambios en la superficie terrestre. Sólo en áreas
cubiertas por grandes glaciares o en partes de algunos
desiertos otros .agentes geológicos son más importantes
que el agua. Incluso en la mayoría de los desiertos , los
EL AG UA E N L A T I ERRA
Tabla 12.1
El agua en la Tierra
Ubicación
Volumen (km 3 )
Océanos
1.327.500.000
Casquetes polares y
g laciares
29.315.000
8.442.580
Aguas subterráneas
Lagos salinos o de agua
dulce y mares de interior
230.325
Atmósfera al nivel del mar
12.982
Cauces de corrientes
1.255
Porcentaje
del total
97,20
2,15
0,625
0,017
0,001
0,0001
efectos de las corrientes de agua son evidentes, aunque
los cauces están secos la mayor parte del tiempo
Gran parte de nuestra exposición sobre las corrientes de agua es descriptiva, pero debemos recordar que
los arroyos y ríos son sistemas dinámicos que deben responder continuamente a los cambios. Por ejemplo, lapavimentación en las zonas urbanas aumenta la escorrentía
superficial hacia las vías fluviales, y otras actividades humanas, como la construcción de presas y la formación
de pantanos, también alteran la dinámica de los sistemas de arroyos y ríos. Los cambios naturales afectan
también a las partes interactivas complejas. de los sistemas de arroyos y ríos.
El ciclo hidrológico
La conexión entre precipitaciones y nubes es obvia, pero
¿de dónde procede la humedad para la lluvia y la nieve?
En la sección anterior, vimos que un 97 ,2 % del agua de
la Tierra se encuentra en los océanos, por lo que uno
podría sospechar inmediatamente que los océanos son
el origen fundamental de las precipitaciones. En realidad, el agua se recicla continuamente desde los océanos, a través de la atmósfera, a los continentes y de
vuelta a los océanos. Este ciclo hidrológico, como lo
llamamos, está potenciado por la radiación solar y es posible porque el agua cambia fácilmente de líquido a gas
(vapor de agua) bajo condiciones superficiales. Alrededor de un 85% de todo el agua que entra en la atmósfera
viene del agua de los océanos, lo que corresponde a una
capa de 1 m de grosor que se evapora de los océanos
cada año. El 15% restante procede del agua de los continentes , pero este agua vino también originalmente de
los océanos.
Venga de donde venga, el vapor de agua sube a la at"
mósfera, donde tienen lugar los complejos procesos de
condensación y formación de las nubes. La mayor parte
327
de las precipitaciones del mundo, alrededor de un 80%,
caen directamente de nuevo en los océanos , en cuyo
caso el ciclo hidrológico es un proceso de tres pasos, evaporación, condensación y precipitación. Para el 20% de
las precipitaciones que caen sobre la tierra, el ciclo hidrológico es más complejo, implica evaporación, condensación, movimiento del vapor de agua de los océanos
a la tierra, precipitación y escorrentía. Aunque parte de
las precipitaciones se evaporan mientras caen y vuelven
a entrar en el ciclo, alrededor de 36.000 km 3 de la precipitación que cae sobre la tierra regresa a los océanos
por escorrentía, el flujo superficial en arroyos y ríos.
Sin embargo, no toda fo precipitación regresa directa~ente a los oc.éanos. Parte se almacena temporalmente en lagos y pantanos, campos de nieve y glaciares, 9 se
infiltra por debajo de la superficie do~de entra en el sistema de aguas subterráneas. El agua podría permanecer
en algunas de estas reservas durante miles de años , p ero
al final, los glaciares se funden, los lagos y las aguas subterráneas se vierten en los ríos y los arroyos_, y este agua
regresa a los océanos. Incluso el agua utilizada por las
plantas se evapora, un proceso conocido como transpiración, y regresa a la atmósfera. En resumen , toda el
agua derivada de los océanos al final regresa a ellos, pudiendo así comenzar de nuevo el ciclo hidrológico (• Figura 12.1).
Flujo de fluidos
Los sólidos son sustancias rígidas que mantienen sus
formas a m enos que una fuerza los deforme, pero los
fluidos , es decir, líquidos y gases, no tienen resistencia,
por lo que fluyen en respuesta a cualquier fuerza , no
importa lo leve que sea . El agua líquida, que es de lo
que estamos hablando aquí, fluye pendiente abajo en
respuesta a la gravedad; su flujo puede ser lam inar o turbulento. En el flujo laminar, las líneas de flujo van en
paralelo con poca o ninguna mezcla entre capas adyacentes (• Figura 12.2a). Todo flujo .va en una sola dirección y permanece igual a lo largo del tiempo. En el
flujo turbulento, las líneas de flujo se entrecruzan, provocando una mezcla compleja dentro del fluido en m ovimiento (Figura 12.2b) Si pudiéramos seguir el rastro
de una molécula de agua en un flujo turbulento, veríamos que puede moverse en cualquier dirección en un
momento determinado, aunque su movimiento global
es en la dirección del flujo.
La esCGrrentía durante un temporal de lluvias depende de la capacidad de infiltración, la velocidad máxima a ·la que los materiales superficiales pueden
absorber agua. Varios factores controlan la cap acidad de
infiltración, incluida la intensidad y la duración de las
lluvias. Si la lluvia se absorbe tan rápido como cae, no
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CA PIT U LO 12
CORR I ENTES D E AGUA
Condensación
Condensación
y precipitación
Aire húmedo
hacia el continente
o
Evaporación
en el descenso
Hacia el océano
Precipitación
sobre el océano
Evaporación
del océano
• Figura 12.1
Durante el ciclo hidrológico, el agua de los océanos se evapora y asciende en forma de vapo r de ag ua para formar las nubes, que liberan
su precipitación sobre los océanps o sobre la t ierra . Gran parte de las p recipitaciones q ue caen sobre la tierra regresa a los océanos
mediante escorrent ías superficiales, completando así el ciclo.
Superficie del agua
(a)
se produce ninguna escorrentía superficial. Por ejemplo,
el suelo seco poco compactado absorbe el agu a más rápido que el suelo húmedo compactado, por lo que debe
caer m ás lluvia sobre el suelo seco su elto para que empiece la escorrentía. Sin tener en cuenta la condición
inicial de los m ateriales superficiales, una vez que se saturan, el agu a en exceso se acumula en la superficie y, si
está en una pendiente, se mueve colin a a bajo.
Superficie del agua
(b)
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• Figura 12.2
·- - - - - ·- (a) En el flujo laminar, las líneas de flujo son paralelas y se produce
poca o ninguna mezcl a ent re las capas adyacentes del fl uido.
(b) En el f.lujo turb ulento, las .líneas de flujo est án entrelazadas de
forma compleja, lo que indica una mezcla entre capas. La mayor
parte del f luj o de las corrientes es turbulento.
CORRIENTES DE AGUA
CORRIENTES DE AGUA
a hemos mencionado que el agua en movimiento es el agente geológico más importante en la
modificación de la superficie terrestre. Las únicas excepciones son las zonas cubiertas por extensos glaciares y partes de algunos desiertos; por lo demás, los
efectos de las corrientes de agua son omnipresentes.
Escorrentía en lámina y canalizada
Incluso en las pendientes escarpadas, el flujo es inicialmente lento y, por tanto, provoca poca o ninguna erosión.
Sin embargo, a medida que el agua va descendiendo, se
acelera, y puede moverse por escorrentía en lámina, un
flujo más o menos continuo de agua que se desplaza sobre la superficie. La escorrentía en lámina no está limitada a las depresiones, y es la responsable de la erosión
laminar, un problema particular de algunas tierras de cultivo (véase el Capítulo 6)
En la escorrentía canalizada, la escorrentía superficial está limitada a cauces, que varían en tamaño, desde
acanaladuras diminutas con un hilo de agua, al río Amazonas, en Sudamérica, que mide 6.450 km de lonoitud
"'
'
y en algún sitio 2,4 km de ancho y 90 m de profundidad.
Describimos la escorrentía canalizada con términos
como acanaladura, arroyo y río, la mayoría de los cuales
se diferencian en tamaño y volumen. Aquí utilizamos los
términos de arroyo y río de un modo más o menos intercambiable, aunque el último normalmente se refiere a
un cuerpo más grande de agua corriente, siendo fre cuente el empleo del término corrientes fluviales.
Los arroyos y ríos reciben agua de distintas fuentes,
incluida la escorrentía en láminas y la lluvia que cae directamente en sus cauces. ~in embargo, mucho más importante es el agua proporcionada por la humedad del
suelo y las aguas subterráneas, que fluye pendiente abajo
y desemboca en las vías fluviales. En las zonas en las que
el agua subterránea es abundante, los arroyos y ríos mantienen un flujo bastante estable durante todo el año, porque su abastecimiento de agua es continuo. Por el contrario,
la cantidad de agua de los arroyos y ríos de las regiones áridas y semiáridas fluctúa mucho, porque dependen más de
las esporádicas lluvias y de la escorrentía superficial.
329
una distancia horizontal de 500 km. Calculamos su gradiente dividiendo la caída vertical por la distancia horizontal, que en este ejemplo es 1.000 m/500 km = 2 m/km
(• Figura 12.3). De media, este río desciende verticalmente 2 m por cada kilómetro que discurre.
En el ejemplo anterior, calculamos el gradiente medio de un río hipotético, pero los gradientes varían no
sólo entre cauces, sino incluso a lo largo del curso de un
mismo cauce. Los ríos y arroyos son más pronunciados
en sus partes superiores (cerca de sus cabeceras), donde
pueden tener gradientes de varias decenas de metros por
kilómetro, pero tienen gradientes de sólo unos pocos
centímetros por kilómetro allí donde desembocan ál mar.
La velocidad de las corrientes de agua es una medida de la distancia corriente abájo que recorre el agua en
un tiempo determinado. Normalmente se expresa en metros por segundo (mis) y varía de un lado a otro de un cauce, así como a lo largo de su longitud. El agua se mueve
más lentamente y con mayor· turbulencia cerca del lecho
y de las orillas de un cauce, porque la fricción es mayor
que a cierta distancia de estos límites (• Figura 12.4a).
La forma y lo agreste que sea un cauce también influye
en la velocidad del flujo. Los cauces anchos y poco profundos y los cauces estrechos y profundos tienen proporcionalmente más agua en contacto con sus perímetros
que los cauces con secciones transversales semicirculares
(Figura 12.4b). Por tanto, si otras variables son iouales el
"'
)
agua fluye más rápidamente en un cauce semicircular,
-~--.'-.,,\--Gradiente
5 m/km
---+--+-Gradiente
1,67 m/km
Gradiente ----12 m/km
- - - - 1 - - - - ' 7 - - - - Gradiente
1 m/km
Gradiente, velocidad y caudal
El agua de cualquier cauce fluye colina abajo por una
inclinación conocida como su gradiente. Supongamos
que un río tiene su cabecera (fuente) a 1.000 m por encima del nivel del mar y fluye a lo largo de 500 km hasta el mar, de modo que cae verticalmente 1.000 m sobre
• Figura 12.3
---- --------- - - -
El gradiente medio de este arroyo es de 2 m/km, pero podemos
calcular el gradiente de cualquier segmento de una corriente,
como mostramos en este ejemplo. Observemos que el gradiente
es más pronunciado en la zona de cabecera y disminuye corriente
abajo.
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- --
--- -
-
------
CAPITULO 12
CORRI E N T ES DE AG UA
• Figura 12.4
La velocidad de flujo en los ríos y arroyos varía como resultado de
la fricción con sus oril las y sus lechos. (a) La velocidad máxima se
da cerca del centro y de la parte superior de un cauce re cto,
donde la fricción es menor. Las flechas son proporcionales a la
velocidad. (b) Estos tres cauces de form as diferentes t ienen la
misma sup.e rficie de sección transversal. El cauce semicircular tiene
menos agua en co ntacto con su perímetro y, por tanto, menos
resisten cia por fricción al fluj o.
(a)
Canal ancho,
somefo
Área transversal .
Perímetro en contacto
con el agua
Canal profundo,
estrecho
Canal
semicircular
. . 10 m 2
10 m2
10 m2
12 m
12m
7,9
m
(b)
p.orque hay menos resistencia por. fricción t Como sería
de .esperar, los cauces desiguale;j ·co1no p.or ejemplo los
gue están-ll~nos de rocas, ofre~en m_ás resistencia por
fricción al flujo que los cauces con un lecho y unas orillas .
coru"puesta:s de arena o barro.
..
. ·Intuitivamente; podríamos sospechar que el gradiente ,es el control de velocidad más importante; cuanto más pronunciado sea el gradiente, mayor será· la
velocidad .. En realidad, la velocidad media de un cauce
aumenta corrier¡.te abajo aunque su gradiente disminuya.
Recordemos que ~stamos hablando de velocidad me4ia
en· un segmento largo de un cauce, no ·de velocidad en
un punto determinado. Este incremento de velocidad CO"
rriente abajo se debe a tres factores. En primer lugar, la
velocidad aumenta, aun con la disminución del gradiente, en respuesta a la aceleración de . la gra.v edad. En segundo lugar, la cuencas altas de las corrientes tienden a
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.ser amplias, poco profundas y llenas de rocas, por lo que
la resistencia por fricción al flujo es alta, mientras que
los segmentos corriente abajo de los mismos cauces son
más semicirculares y tienen orillas compuestas de materiales más finos. Y por último, el número de afluentes
más pequeños que se unen a un cauce más grande aumenta corriente abajo. Por consiguiente, el volumen total de agua (caudal) aumenta·y el incremento del cai.ictal
da lugar a una velocidad mayor.
•
En el párrafo anterior, .hemos mencionado el caudal , pero observemos que se refiere solamente al volumen de agua. Más específicamente, el caudal es el
volumen de agua que pasa por un pu"nto en particular
en un período de tiempo determinado. El caudal se calcula a partir de las dimensiones de un cauce lleno de
agua, es decir, su área en sección transversal (A) y su
velocidad de flujo (V). Por tanto, calculamos el caudal
¿ C ÓMO EROS I ONAN Y TR ANS PORTA N SEDIMENTOS LAS CORR IE NTES D E A GU A?
(Q) con la fórmula Q = VA y lo expresamos en metros
cúbicos por segundo (m 3 /s). El río Mississippi tiene un
caudal medio de 18.000 m 3/s, y el caudal medio del río
Amazonas es de 200.000 m 3/s.
En la mayoría de los ríos y arroyos, el caudal aumenta corriente abajo a medida que entra cada vez más
agua en el cauce. Sin embargo, hay unas cuantas excepciones. Debido a los altos índices de evaporación y a la
infiltración, el flujo de algunas vías fluviales de algunos
desiertos disminuye corriente abajo hasta que el agua
desaparece. E incluso en ríos y arroyos perennes, el caudal es evidentemente más alto durante las épocas de
fuertes lluvias y está al mínimo durante la estación seca .
¿CÓMO EROSIONAN Y
TRANSPORTAN SEDIMENTOS
LAS CORRIENTES DE AGUA?
o podemos subestimar el papel de las corrientes de agua en la erosión. El agua posee
dos clases de energía: potencial y cinética. La
energía potencial es la energía de posición, como la energía que posee el agua detrás de una presa o en una elevación. En las corrientes de agua, la energía potencial se
convierte en energía cinética, la energía del movimiento. La mayor parte de esta energía cinética la consume la
turbulencia de los fluidos, pero queda disponible una pequeña cantidad para la erosión y el transporte de sedimentos.
331
La erosión es la extracción de un área de origen de
sustancias disueltas , así como partículas sueltas de suelo,
minerales y rocas. Algunos de los materiales disueltos en
el agua proceden de los lechos y orillas de los cauces,
donde afloran rocas solubles, como la caliza, pero lamayor parte proceden del flujo laminar..y de aguas subterráneas. Las partículas sólidas de los perímetros de los
cauces Q introducidos en ellos por los procésos gravitacionales se ponen en movimiento mediante la acción
hidráulica, es decir, el impacto directo del agua en movimiento sobre materiales sueltos (• Figura 12. 5). Las
corrientes de agua que transportan arena y grava también
erosionan por abrasión, que es el impacto de partículas
sólidas con superficies rocosas. Las corrientes de agua
que transportan sedimentos pueden alisar los afloramientos de rocas por a_b rasión, o pueden formar pilancones (marmitas de gigante) cuando la grava atrapada en
los remolinos erosiona los lechos de las corrientes, dando
lugar a depresiones ovales o circulares (• Figura 12.6 ).
Una vez erosionados los materiales , son transportados por el agua a alguna distancia de su origen y finalmente depositados. El transporte significa desplazar una
carga disuelta, consistente en materiales puestos en disolución durante la m eteorización química, y una carga
sólida, que varía desde partículas de tamaño arcilla a
clastos grandes(• Figura 12.7). Esta carga sólida se divide en una carga en suspensión y en una carga de fondo. En la carga en suspensión, las partículas más
pequeñas en transporte, como por ejemplo limo y arcilla,
se mantien en en suspensión por encima del lecho del
cauce mediante la turbulencia de fluidos (Figura 12. 7).
La carga en suspensión de los ríos y arroyos es lo que le
da al agua su aspecto turbio. Las corrientes de agua tam-
(a)
(b)
• Figura 12.S
1
(a) Esta corriente adquiere parte de su ca rga de sedimentos erosionando sus orillas. (b) Parte del sedimento del río Snake,' de ·ldaho,
procede de estos cancha les que se acumu laron como resu ltado de los procesos gravitaciona les.
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332
CAP ITULO 1 2
CORR I ENTES DE AGUA
mente en suspensión cuando un remolino atraviese el lecho de un cauce y levante los granos en el agua. Estos
granos se mueven h acia adelante con el agua, pero también se depositan y descansan sobre el fondo, donde pueden volver a moverse por el mismo proceso de botes y
saltos intermitentes, un fenómeno conocido como saltación (Figura· 12. 7). Las partículas derpasiado grandes
para ponerse en suspensión se mueven temporalmente
rodando y deslizándose . .
(a)
DEPÓSITOS POR CORRIENTES
DE AGUA
arte de los sedimentos que está depositando
ahora en el Golfo de México el río Mississippi
proceden de lugares tan distantes como Pensilvania, Minnesota y Alberta, en Canadá. Puede que el
tran sporte sea largo; pero al final se produce el depósito.
Algunos depósitos se acumulan a lo largo del camino en
los cauces, en llanuras de inundación adyacentes, o donde los ríos y arroyos descargan desde las montañas en
tierras bajas cercanas, o donde desembocan en lagos o
mares.
Los ríos y los arroyos erosionan, transportan y de(b)
positan sedimentos continuamente, pero realizan la ma• Figura 12.6
yor parte de su trabajo geológico cuando se desbordan.
(a) Estos pi lancones en el fondo del río Chippewa, en Ontario,
En consecuencia, sus depósitos, colectivamente llamaCanadá, miden alrededor de 1 m de ancho. Dos pilancones en la
dos aluviones, no representan las actividades del día a
parte central superior se han unido para forma r un pilancón
día de las corrientes de agua, sino más bien los episocompuesto más grande. (b) Estas piedras, que miden de 7 a 8 cm,
dios de sedimentación periódicos a gran escala que tiede un pilancón son notablemeñte esféricas a causa de la abrasión.
nen lugar durante las inundaciones. Recordemos del
Capítulo 6 que los sedimentos se acumulan en ambienbién transportan una carga de fondo de partículas m ás
tes sedimentarios, clasificados como continentales, trangrandes, especialmente arena y grava, que la turbulensicionales. y marinos. Los depósitos de ríos y arroyos se
cia de los fluidos no puede mantener en suspen sión. Sin . . en cuentran principalmente en los dos primeros ambienembargo, parte de la arena podría ponerse temporaltes; sin embargo, gran parte del sedimento detrítico encontrado en los m árgenes continentales procede del
continente y fue transportado a los océanos por las coSuperficie de la corriente·
rrientes de agua .
e ·§
QJ ºüi
g, ~ Suspendida
1
1
ro fü-
o¡¡i
1
1
1
- - t----§i _g 1 Saltación
c - -- - ¿su 21
l.._
Q)
Rodadura y deslizamiento Fondo de la corriente
• Figura 12.7
Transporte de sedimentos por corrientes de agua . El perfil de
velocidad de la derecha indica que el agua fluye más rápida cerca
de la superficie y más lenta en el fondo.
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Los depósitos de los cauces
anastomosados y meandriformes
La m ayoría de los ríos y arroyos tienen cauces caracterizados como anastomosados o meandriformes. Una corriente anastomosada tiene una red intrincada de cauces
que se dividen y se vuelven a unir separados por barras
de arena y grava (• Figura 12.8). Vistos desde arriba, los
cauces parecen una trenza. Los cauces anastomosados se
desarrollan cuando el aporte de sedimentos supera la ca-
DEPÓSITOS POR COR RIEN TES DE /\GUA
• Figura 12.8
Corrientes anastomosadas y sus depósitos. Una corriente
anastomosada en Alaska. Los depósitos de esta corriente están
compuestos principalmente de arena.
333
pacidad de transporte de la corriente de agua, _dando
como resultado el depósito de barras de arena y ·grava.
Duran te las épocas en las que el nivel del agua es alto, las
barras están sumergidas,_pero cuando el agua está baja,
quedan expuestas y dividen un cauce único en múltiples
cau ces. Las corrientes anastomosadas tienen cauces amplios y poco profundos, y se caracterizan como corrientes
de transporte de carga de fondo porque transportan y depositan principalmente arena y grava (Figura 12.8).
Los cau ces an astomosados son comunes en las regiones áridas y semiáridas con escasa vegetación y materiales superficiales desprotegidos que se erosionan .
fácilmente . Al fundirse los glaciares, se liberan tantos ·~~~
dimentos que los ríos y arroyos que proceden de ellos
son también, normalmente, anastomosados (véase el Capítulo 14).
Las corrientes meandriformes tienen un único··cauce sin_uoso con amplias curvas conocidas como meandros
(• Figura 12.9). Los cauces de las corrientes meandriformes son semicirculares e1; corte transversal a lo largo
de ~u~ncas rectas, pero marcadamente asimétricos en los
meand~os , donde varían de bastan te someros a profun~
dos de un lado a otro del meandro. El lado m ás profundo
del cauce es donde se· origina el _es_ci::irpe de r~troceso, por-
Áreas de máxima velocidad
Corriente yazoo
Retroceso
de escarpe
Diques
naturales
Ci énaga Depósitos aluviales
• Figura 12.9
Esquema de un río meandriforme.
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334
CAPITULO 12
CORRIENTES DE AGUA
que una m ayor velocidad y la turbulencia de fluidos lo
erosionan. Por el contrario, la velocidad del flujo es mínima en la orilla opuesta, que se inclina ligeramente hacia el cauce. Como resultado de esta distribución desigual
de la velocidad del flujo en los meandros; el escarpe de retroceso se erosiona mientras se deposita una barra de
meandro en la orilla interior ligeramente inclinada. La
mayoría de las barras de meandro están compuestas de
arena con estratificación cruzada, pero algunas están form adas de grava(• Figura 12.10).
Norm almente, los meandros se h acen tan sinuosos
que la delgada porción de tierra que hay entre los meandros adyacentes queda cortada durante una inundación.
Muchos de los fondos de los valles con cauces meandriformes están marcados por lagos de media luna en forma
creciente, que son , sencillamente, meandros estrangulados -(• Figuras 12.9y12.ll). Los lagos de media luna
pueden persistir durante algún tiempo, pero al final se
llenah de ·materia: orgánica y sedimentos de grano fino
transportados por las inundacion~s.
Sedimentación de
la barra de meandro
Erosión del
escarpe
de retroceso
Oué haría
Dado lo que conocemos sobre la dinámica de las
corrientes de agua en los cauces, es sorprendente que
aún se construyan casas en los escarpes de retroceso
de los ríos meandriformes. No hay duda de que los
propietarios creen que estas ubicaciones proporcionan
unas buenas vistas porque se encuentran por encima
del cauce adyacente. Explique por qué construiría o no
una casa en una ubicación así. ¿Qué recomendaciones
haría a una comisión de urbanismo sobre el uso de la
tierra en zonas como las descritas aquí? ¿Apoyaría
alguna regulación de zonificación o código de
construcción específicos?
Depósitos de llanura de inundación
Los ríos y arroyos reciben periódicamente más agua de la
que pueden albergar sus cauces, por lo que se desbordan y se extienden por las llanuras de inundación relativamente llanas y bajas adyacentes (Figura 12 .9) . Los
sedimentos de las llanuras de inundación podrían ser
arena y grava que se acumuló cuando las corrientes meandriformes depositaron un a sucesión de b arras de
meandro que migraron lateralmente(• Figura 12.12a).
• Figura 12.10
---~·
(a) En un cauce meandriforme, la velocidad del flujo
es mayor cerca de la orilla exterior. La línea de puntos
sigue el cam ino de la ve locidad máxima y las flechas
sólidas son proporcionaÍ es a la velocidad. Como la
velocidad varía de un lado a otro del cauée, la-oril la
exterior o escarpe de ret roceso se·erosiona ; pero se
deposita u.na barra .de meandro _en la ori ll a opuesta
del cauce. (b) _Dos pequeñas barras de meandro de
arena en una corriente meandriforme. Observemos
cómo se inclinan hacia la parte más profúnda del
cauce. Observemos también el esca rpe de retroceso.
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(b)
DE PÓ S I TOS POR CORRIE N TES DE AGU A
335
Depós_itos de ..
limo y arcilla
(a)
(b)
(e)
(e)
• Figura 12.11
• Figura activa 12.12
Cu atro etapas en el origen de un lag o de media luna. En (a) y (b) el cuello de l meandro se estrecha y en (c) aísla parte del cauce origina l
para formar un lag o de media luna (d). (e) Este lago de media luna, en Wyoming, se formó re cientemente.
Sin embargo, es más normal que sedimentos de grano fino, principalmente fango, sean dominantes en las
llanuras de inundación. Durante una inundación, una corriente sobrepasa sus orillas y el agua se vierte sobre la
llanura de inundación, pero cuando lo hace, su velocidad
y profundidad disminuyen rápidamente. Como resultado,
se depositan crestas de aluvión arenoso, conocidas como
diques naturales, a lo largo de los márgenes del cauce, y
el fango se desplaza más allá de los diques naturales hacia la llanura de inundación, donde deja de estar en suspensión y se deposita (Figura l 2. l 2b-d).
Los deltas
Cuando un río o arroyo desemboca en una masa de agua
permanente, como un lago o el océano ,' su velocidad de
flujo disminuye rápidamente y cualquier sedimento que
transporte se deposita. Bajo ciertas circunstancias, este
depósito crea un delta, un depósito aluvial que hace que
la línea de costa se levante hacia el lago o mar, un proceso llamado progradación. Los deltas progradarites más
sencillos tienen una secuencia vertical característica de
capas de base superpuestas sucesivamente por capas fron-
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CAPITULO 12
CO RRI EN T ES DE AGUA
tales y capas de techo(• Figura 12.13). Esta secuencia
vertical se desarrolla cuando un río o arroyo desemboca .
en otro cuerpo de agua donde los sedimentos m ás finos
(limo y arcilla) son trasladados a alguna distancia dentro del lago o mar; allí se depositan formando capas de
base. Más cerca de la costa, las capas frontales se depositan como capas ligerame nte inclinadas, y las capas de
techo, compuestas de los sedimentos más gruesos, se depositan en una red de canales distribuidores que atraviesa la parte superior del delta (Figura 12 .13 ).
Muchos deltas pequeños en lagos tienen la secuencia de tres unidades descrita anteriormente, p ero los deltas depositados a lo largo de las costas marinas s_on
mucho m ás grandes, m ás complejos y considerablemente más importantes como áreas potenciales de recursos
naturales. En realidad, dependiendo de la relativa importancia de los procesos de las m areas, las olas y la acción fluvial, los geólogos identifican tres tipos principales
de deltas marinos(• Figura 12.14). Los deltas dominados p oi: las corrientes fluviales tienen largos cuerpos de
arena en forma de dedo, cada uno de ellos depositado en
un canal distribuidor que prograda hacia el mar. El delta del Mississippi es un buen ejemplo. Por el contrario, el
delta del N ilo, en Egipto, es dominado por el oleaje. Tam bién tiene canales distribuidores, pero el margen del delta que da al mar está formado por islas m odificadas por
las olas y todo el m argen del delta prograda. Los deltas
dominados por las mareas son continu a mente modificados en cuerpos de arena mareales que son paralelos a la
dirección del flujo de la m area.
(a)
(e)
(b)
Dique natural
(d)
• Figura 12.12
(a) Los depósitos de las llanuras de inundación se forman por la acreción lateral de barras de meandro. (b-d) Tres et apas del origen de
depósitos de llanura de inundación por acr.eción-vertical ..
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( S E P UE D E N P íl E D EC I R Y C O N TílO L AR L AS I NUNDA C IONES?
337
Lago
• Fig ura 12.13
Estructura interna del t ipo más sencil lo de delta prograd ant e.
Abanicos aluviales
Los depósitos aluviales lobulados, conocidos com o aban icos aluviales, se fo rman m ej or en terren os baj os con
áreas abrup tas adyacentes en regiones áridas y semiáridas, donde h ay poca vegetación p ara estabilizar los m ateriales superficiales (• Figura 12. 15). Durante los temp orales de lluvias p eriódicas, los materiales superficiales
se saturan rápidamente y la escorrentía superficial se e ncauza en un cañón de montañ a que conduce a las tierras bajas adyacentes. En el cañón de m on taña, la escorren tía está confinada , p or lo q u e no puede extenderse
lateralmente, pero cua ndo desemboca en las tierras bajas , se extien de rápidamente, su velocidad disminuye y
tien e lugar el depósito. Episodios repetidos de sedimentación dan como resultado la ac umulación de u n cu erp o aluvionar en forma de abanico.
El dep ósi to realizado p or corrientes de agu a de la
m a n era que acaba m os de desc ribir es responsable de
m uc hos abanic os aluviales . En este caso, están compu estos principalmente de aren a y grava, que contienen
Oué haría
La mayor parte de los ingresos provenientes de los
recursos minerales de muchos estados proceden de la
arena y la grava, gran p arte de las cuales se utiliza en la
construcción. Se entera de un depósito de arena y
grava que puede adquirir como una pequeña inversión .
¿Cómo influiría en su decisión la proximidad del
depósito a posibles mercados? Suponiendo que el
depósito procediera de una corriente fluvial , ¿sería
importante saber si tuvo lugar en cauces
anastomosados o meandriformes? ¿Cómo podría
diferenciar uno de otro?
diversas estructuras sedimentarias. Sin embargo, en algunos casos, el agu a q ue flu ye por un cañón recoge tanto sedimento qu e se convierte en un fl ujo de derrubios
viscoso. En con secuen cia, algunos abanicos aluviales están fo rmados principalmente por depósitos de fluj os de
derrubios que presentan poca o ninguna estructuración
en capas . Por supuest o, el tipo dominante de depósito
p uede cambiar a lo largo del tiempo, por lo que un abanico en p articular podría tener ambos tipos de depósito.
¿SE PUEDEN PREDECIR
Y CONTROLAR
LAS INUNDACIONES?
u ando un río o arroyo recibe m ás agu a de la
que su ca u ce pu ede manejar, se d esb orda,
ocupando parte o toda su llanura de inun dación . En realidad, las inundaciones son tan com un es que
a m enos q ue provoqu en daños materiales de con sideració n o víctimas m ortales, r ara vez m erecen m ás qu e
anuncio de pasada en las n oticias. E n 1993, se produjo
una inundación catastrófic a en los Estados Unidos (véase «La inun dación del 93 » e n las p áginas 340 y 341 ),
p ero desde entonces, h a h abido varias inundaciones graves en otras zonas de N orteam érica y en otros lugares.
Una de las m ás desas tro sas ocurrió en diciemb re de
199 9, cuando las inundaciones y los deslizamientos de
lodo mataron a decen as de miles de personas en Venezu ela (véase el Capítulo 1 1). ·
La gen te lleva miles de añ os intentando controlar las
inundaciones. Prácticas comunes son las de construir presas, que forman pantanos, y diques a lo largo de las riberas
de las corrientes (• Figura l 2. l 6a, b). Los diques elevan
las riberas de una corriente, res tringien do así el flujo du-
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CAPITULO IZ
C OR R I ENTES DE AGU A
Mar Mediterráneo
EG IPTO
Golfo de México
D
D
D
D
Tierras altas
Llanura del delta
Pantanos y salinas
Islas barrera
Distribuidores
abandonados·
(b)
(a)
INDIA
• Figura 12.14
(a) El delta del río M ississippi, en la
costa del Golfo de Esta dos Unidos,
está dominado por la corriente fluvia l·.
(b) El delta del Nilo, en Egipto, está
dominado por las olas.· (c) El delt a del
Ganges-Brahmaputra, de Bang ladesh,
está dominado por las mareas.
rante 1as inundaciones. Por desgracia, el depósito dentro
del ca~c::e ele.v a el lecho de la corriente, ·haciendo que los
diques seán inútiles a merios .que también se eleven.
Los diques a lo largo de las riberas del Huang He, en
China, hicieron que el lecho de la corriente se elevara
más de 20 m por encima de la llanura de inundación que
lo rodea en 4.000 años. Cuando el Huang He rompió
sus diques en 1887, murieron más de un millón de personas. Sacramento, en California, situada en la confluencia de dos ríos, se encu entra entre las ciudades m ás
propensas a inundaciones de Estados Unidos . Algun_os
de los· diques que protegen la ciudad tienen 150 años de
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Bahía de
Bengala
(e)
antigüedad y están en malas condiciones; el coste de reparación asciende a 250.000 dólares cada 100 m. Las
presas y los diques son insuficientes para controlar grandes inundaciones, por lo que en muchas zonas se utilizan
también canales de inundación. Un canal de inundación
es un canal construido para desviar parte del exceso de
agua de una corriente de zonas pobladas o áreas de importancia económica. La reforestación de la tierra también reduce la posibilidad de inundaciones, porque el
suelo con vegetación ayuda a prevenir la escorrentía al
absorber m ás agua. Cuando los proyectos de control de
inundaciones ~stán bien planificados y construidos, son
¿SE PUED EN PR E D EC IR Y C O N TROL A R L A S INU N DAC IONES?
H
339
Cámaras mortuorias flotantes
¿
a pensado alg una vez en cómo
afectan las cond iciones geológicas
a dónde y cómo se constru yen los
cementerios? ¿Sabía que los
cement erios los d iseñan los arquitectos y que
deben tener en cuenta la geología de una
zona a la hora de elegir un sitio? Tomemos por
ejemplo el cementerio de Leesville, Louisiana,
donde las cámaras mortuorias de p ied ra
desca nsan sob re un terreno donde el nivel
freático está inusualmente elevado en la zona.
Muchas de las cámaras mortuorias se
encuentran ahora casi a flote, ya que la tierra
se hunde, lo que da como resultado un a
elevación simu ltánea del nivel del mar y, por
supuesto, el nivel freático también se eleva.
El problema del hundimiento y de la
elevación de l nivel freático no está lim itado a
Leesville, sino que afecta a gran parte del sur
de Louisiana, especialmente la parte sur de l
delta del río M ississippi (• Figura 1). Los
proyect os de co ntro l de inund aciones del río
Mississippi evitan que la mayor parte de los
sedimentos alcancen el margen de l delta que
da al mar, lo que contribuye a la pé rdida de
tierra debido a la erosión por el oleaje. Aún
más importante es la propens ión natural de los
depósitos de Íos deltas, especialmente el
fango, a compactarse bajo su prop io peso y
a hundirse. Como resultado, muchas áreas
funcionales. De lo que m ucha gente no se da cuenta es
que estos proyectos están diseñados para contener inundaciones de un tamaño determinado; si 'se produjeran inundaciones más grandes, los ríos se desbordarían por las
llan uras de inundación de cualquier modo. Además, las
del delta, incluida Nueva Orleans, se
encuentran ahora por debajo de l nivel de l mar
y deben protegerse med iante sistemas de
diques.
Cada año se pierden unos 65 km 2 de la
costa de Louisiana con estos procesos e,
irón icament e, los esfue rzos humanos para evitar
las in undaciones sólo empeoran la situ ación.
¿Y qué decir del ca lentamiento g lobal, que
provoca la expansión térmica de las aguas
supe rfici ales de l océano y el deshie lo de los
glaciares? Definitivamente, esto contribui rá a
los problemas de la región, ya qu e el nivel del
mar se eleva y gran parte del delta sigue
hundiéndose. ¿Oué cree que le depara el
futu ro al cementerio de Leesville, Louisiana?
• Figura 1
El de lta d el río Mississippi desde el espacio.
presas a veces se derrumban, y los pantanos se llenan de
sedimentos -. a· menos que se draguen. En resumen, los
proyectos de control de inundaciones no s¿n sólo caros
inicialmente, sino que requieren 'un costoso manteníiniento constante.
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Aunque todos los años tienen lugar inundaciones que causan daños, lesiones .
y víctimas mortales, la última gran inundación en Norteamérica ocurrió en
junio y julio de 1993. La ahora llamada inundación del 93 fue la responsable
de 50 muertes y 70. 000 personas quedaron sin hogar. En varios estados se
produjeron graves daños materiales, pero afectó particularmente a Missouri e
lowa (véase el gráfico). El comportamiento anormal de la corriente de chorro
(Jet Stream) y Ja convergencia de masas de aire sobre el medio oeste fueron
las responsables de
las numerosas
Aire frio
Zona de convergencia
Área de corrientes
tormentas eléctricas y seco
recu rrente de tormentas
de inundación
~·-que causaron la
inundación.
Patrón climático dominante
en junio y julio de "1993. La
corriente de chorro
permaneció sobre el medio
oeste Glurante el verano en
vez de moverse hacia· el
. norte, hacia Canadá, como
hace no.rmalmente. Las
to~mentas eléctricas se
desarrnllaron en la zona dé .
convergencia donde el aire
tibió, el húmedo y fresco,
y el seco coincidieron.
~\ TX
\ ¡: Aire húmedo
\(Ji
y templado
Imágenes de satélite de los ríos
Mississippi, Missouri e lllinois, cerca
de la «unión de los tres ríos», durante
la sequía de 1988 (izquierda) , y
durante la inundación Gle 1993
(inferior). La «X» señala el sitio de
Portage des Sioux, Missouri (véase la
imagen siguiente).
·...;;::
-
Portage des Sioux, St. Charles County,
Missouri, el 16 de julio de 1993.
El lecho del río Mississippi está a la
derecha, al fondo.
Las aguas de la inundación en Portage des Sioux
cubrieron 5,5 m del pedestal de esta estatua en la
o rilla del río Mississippi.
Dique con una brecha en el río Mississippi,
cerca de Davenport, lowa. Éste es uno
de los 800 diques que fallaron o que se
desbordaron durante la ínundación .
Dakota del Norte
Daños ocasionados por la inundación del 93.
Recopilado por el Cuerpo de Ingenieros del Ejército
de los EE.UU.; las cifras se han redondeado al
millar más cercano.
Wisconsin
Total (todos
los estados)
.- .-
..
176.833.000$
166.502.000$
409 020.000$
752.355.000$
57.827.000
1.030.030.000
334.835.000
1.422.692.000
35.829.000
855.849.000
176.162.000
1.067 .840.000
16.940.000
694.041.000
286.540.000
405,175000
540.666.000
1.255.191.000
18.584.000
120.521.000
67 .899.000
10.138.000
35.039.000
25.806.000
21.919.000
27 6.218.000
195.408.000
17.747.000
133.835.000
135.917.000
760992.QOO
3.852.701.000
2.886.778.000
34 2
CAPITULO
CORRIENTES DE AG U A
I2
• Figura 12.15
(a) Los abanicos aluviales se forman allí donde las corrientes
desembocan desde los cañones de montaña en las t ierras baj as
adyacentes. (b) Aba nicos aluvia les junto a la co rdillera de Panamint, en
el margen del Valle de la M uerte, en Ca liforn ia.
Abanicos aluviales
Abanico · ...
aluvial
....... ...
.....
'Losca:nales están secos la:máyor·parte @ei tiempo
....
....
.....
(a)
(b)
w
~
~
"'5
w
~
(a)
(b)
• Figur~:2_6___________ -------- - - - - - - - - - - - - - - -------- ___________________________ _
Contro l de inundaciones. (a) La presa de 235 m de alt ura de Oroville, en el río Feather, California, es la más alta de Estados Unidos. Ayuda
a controlar las inundaciones, proporciona agua para la irrigación y es un área recreativa popular. (b) Este d ique, un muro de conte nción
artificial a lo largo de una vía fl uvial, ayuda éJ proteger las áreas colindant es de las inundaciones.
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CUENCA S D E DR ENAJ E Y REDES DE DRE NAJ E
CUENCAS DE DRENAJE
Y REDES DE DRENAJE
iles de vías fluviales , que son parte de sistemas de drenaje más grandes, desembocan
directa o indirectamente en los océanos.
Las únicas excepciones son algunos ríos y arroyos que desembocan en cuencas del desierto rodeadas de áreas más
altas. Pero incluso éstos forman parte de sistemas m ás
grandes que consisten en .un cauce principal con todos
sus afluentes, es decir, corrientes que aportan agua a otras
corrientes. El río Mississippi y sus afluentes, como por
ejemplo los ríos Ohio, Missouri, Arkansas y Rojo, y otros
343
miles de afluentes pequeños, o cualquier otro sistema de
drenaje, llevan la escorrentía desde una zona llamada
cuenca de drenaje. Un área topográficamente elevada,
llamada divisoria, separa una cuenca de drenaje de las de
al lado (• Figura q.17). Por ejemplo, la divisoria contin ental a lo largo de la cima de las Montañas Rocosas de
Norteamérica sépara el drenaje en direcciones opuestas; el
drenaje hacia el oeste vá :al Pacífico, mientras .que el drenaje al este alcanza el Golfo de México.
Las diversas disposicion es de los cauces de una
zona se clasifican como tipos de redes de drenaje. El
drenaj e dendrítico, que consiste e n una red de cauces
parecida a las ramas de un árbol, es el más común (• Figura 12. l Sa). Se desarrolla en superficies ligeramente
inclinadas compuestas de materiales que responden m ás
WISCONSIN
LAGO
MICHIGAN
MICH IGAN
-----------------1...- --- - INDIANA
ILLINOIS
OH IO
• Figura 12.17
La cuenca de drenaje del río
Wabash, uno de los afluentes
d el río Ohio. Todos los afluentes
de la cuenca de drenaj e, como
por ej emplo el río Vermillion,
tienen sus propias cuencas de
drenaje más pequeñas.
Las divisorias se muestran con
líneas rojas.
KENTUCKY
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344
CA PITULO 12
CORRIENTES DE AGUA
Crestas de roca resistente
(e)
(b)
(a)
• Figura 12.18
Ejemplos de redes de d renaje:
(a) drenaje dendrítico, (b) drenaje
recta ngular, (e) drenaje en enrejado,
(d) drenaj e radial y (e) drenaje
desordenado.
(d)
o menos homogéneamente a 1a erosión, como por ejemplo, las zonas que tienen por debajo rocas sedimentarias casi horizontales.
En el drenaje dendrítico , los afluentes se unen a
cauces m ás grandes en varios ángulos, pero el drenaje
rectangular se caracteriza por curvas en ángulo recto y
los afluentes se unen a los cauces más grandes en ángulo recto (Figura 12.18b).
Dicha regularidad en los cauces la controlan las estructuras geológicas, particularmente los sistemas regionales de diaclasas, que se cruzan en ángulo recto.
El drenaje enrejado consiste en una red de corrientes
principales casi paralelas a la que se unen los afluentes
en ángulo recto; es común en algunas partes del este de
Estados Unidos. En Virginia y en Pensilvania, la erosión
de rocas sedimentarias plegadas desarrolló un paisaje de
crestas sobre rocas resistentes y valles encima de rocas
fácilmente erosionadas. Las principales vías fluviales siguen los valles y los afluentes cortos que fluyen desde
las crestas cercanas se unen a los cauces principales en
ángulos casi rectos (Figura l 2 . l 8c).
En el drenaje radial, las corrientes fluyen hacia el exterior en todas direcciones desde un punto central elevado, como por ejemplo, un volcán grande (Figura l 2. l 8d).
Muchos de los volcanes de la cordillera de las Cascadas
del oeste de Norteamérica tien en redes de drenaje radial.
En todos los tipos de drenaje que hemos mencionado hasta ahora es fácilmente reconocible algún tipo de
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(e)
red. Por el contrario, el drenaje desordenado se caracteriza por su irregularidad , con corrientes entrando y saliendo de lagos y pantanos, corrientes con sólo unos
pocos aflu en tes cortos y vastas áreas pantanosas entre
los cauces (Figura l 2. l 8e). Este tipo de drenaje se desarrolló recientemente y aún no ha formado un sistema de
drenaje completamente organizado. En partes de Minnesota, Wisconsin y Michigan, donde los glaciares borraron el drenaje anterior, sólo h an pasado 10.000 años
desde que se fundieron los glaciares. Como resultado,
los sistemas de drenaje aún no se han desarrollado por
completo y grandes áreas p ermanecen sin drenar.
La importancia del nivel de base
¿A qué profundidad puede erosionar un río o arroyo? El
Gran C añón de Arizona tiene más de 1 ,6 km de profundidad, p ero el fondo del ·cañón aún está muy por encima d el nivel del mar. Obviame n te, los cauces deben
m a nte ner algo de gradiente, por lo que están limitados
por el nivel de base, el límite más bajo al que puede erosionar el agua en movimie nto. El nivel del mar se llama
nivel de base fina l y, teórica mente, un cauce podría erosionar a suficiente profundidad como para que su gradiente se elevara ligeramente tierra adentro desde el mar
(• Figura 12. 19). E l nivel de base fin al se aplica a un
sistema de arroyos o ríos entero, pero los cau ces también
pueden tener niveles de base locales o teniporales. Por
C U ENCA S D E DR ENAJE Y R ED ES DE D RE NA J E
345
Nivel de
base local
Nivel de
base local
Roca resistente
a la erosión
Nivel de
base final
• Figura 12.19
~
(a) El nivel del mar es el nivel de base
fi na l, pero una capa de roca resisterite
_ que origina un a catarata form a un
nivel de base local. (b) Nivel de base
local do nde un a co rriente fluvia l
dese mboca en un lago.
(b)
(a)
ejemplo, un nivel d e base local puede ser un lago u otra
corriente, o donde un arroyo o río cruza por rocas particularmente resistentes y se desarrolla una cascada (Figura 12. l 9 y la foto de inicio del capítulo).
El nivel de base final es el nivel del mar, pero supongamos que el nivel del mar descendiera o se elevara
con respecto a la tierra, o supongamos que la tierra se
elevara o se hundiera. E n estos casos, el nivel d e base
cambiaría y produciría cambios en los sistemas de los
ríos y arroyos .
Por ejemplo, durante la era del Pleistoceno (Edad de
Hielo), el nivel del mar estaba unos 130 m más bajo que
ahora, y las c orrientes se adaptaron erosionando valle s
m á s profundos (tenían gradientes m ás pronunciados ) y
extendiéndose hacia las plataformas continentales. La
elevación del nivel del m ar a finales de la E dad d e Hielo
hizo que se eleva!'"ª el nivel de base, descendieran los gradientes de las corrientes y se d epositaran sedimentos en
los cauces.
Los cambios naturales , como la fluctuación en el nivel del mar durante el Pleistoceno, alteran la dinámica
d e los ríos y arroyos, pero también lo hace la interven ción del hombre. Los geólogos e ingenieros sabep bien
qu e la construcción de una presa para hacer un pantano
crea un nivel de base local (• Figura l 2.20a). Al entrar
en un pantano, una corriente se ralentiza y deposita sedimentos, por lo que , a menos que se draguen, .los pantanos al final se llenan de sedimentos. Además , el agua
descargada en una presa está en buena parte libre de se-
dimentos, pero aún posee energía para llevar una carga
de sedimentos. Por consiguiente, .no ,es inusual que las
corrientes c ausen una gran erosión corriente abaj o de
una presa para adquirir una carga de sedimentos.
El drenaj e de un lago puede p arec,er un cambio pequeño que m erezca la pena el tiempo y el gasto emplea-
Nivel de
base local
Nivel de
base fi nal
Perfil de la corriei;;ite antes de
la construcción de la presa
(a)
Nivel de
base fi nal
Nivel de
Perfil de la corriente antes
base local
de que se drena ra el lago___..,,----'--,--
------------- -- ----------r-Perfil de la corriente
después de drenar el lago
(b)
• Figura 12.20
(a) La constru cción de una presa para fo rmar un pantano crea un
nivel de base loca l. Una corriente fl uvial deposita gran pa rte de su
ca rga de sedimentos do nde desemboca en un pantano. (b) Una
co rriente fluvia l se adapta a un nivel de base más bajo cuando se
dre na un lago.
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-------
CAPITULO 12
CORR IE NTES DE AGUA
do para poner al descubierto tierra seca para la agricultura y el desarrollo comercial. Pero al drenar un lago se
elimina el nivel de base local; y una corriente que originalmente desembocara en el lago respondería erosionando rápidamente un valle más profundo mientras se
adapta a un nuevo nivel de base (Figura 12.20b).
Perfil de la corriente
(a)
Erosión
Erosión
¿Qué es una corriente en equilibrio?
El peifil longitudinal de cualquier vía fluvial muestra las
elevaciones de un cauce en toda su longitud como si se
viera en un corte transversal(• Figura 12.21). En algunos ríos y arroyos, el perfil longitudinal es liso, pero otros
muestran irregularidades, como lagos y cataratas, que son
niveles de base locales. Con el tiempo, estas irregularidades tienden a eliminarse, porque se produce sedimentación allí donde el gradiente es insuficiente para mantener
el transporte de sedimentos y la erosión disminuye el
gradiente donde es pronunciado. Por tanto, con tiempo
suficiente, los ríos y arroyos desarrollan un perfil longitudinal de equilibrio cóncavo y sin obstáculos.
Una corriente en equilibrio es aquella que tiene un
perfil longitudinal en el que existe un delicado balance
entre gradiente, caudal, velocidad de flujo , forma del cauce y carga de sedimentos, de manera que dentro de su
cauce no tiene lugar ninguna erosión ni sedimentación
significativa. Dicho balance delicado rara vez se obtiene,
por lo que el concepto de corriente en equilibrio es un
ideal. Sin embargo, muchas corrientes se aproximan a la
condición de equilibrio, aunque sólo temporalmente y no
necesariamente a lo largo de toda su longitud.
Aunque el concepto de corriente en equilibrio sea
un ideal, podemos anticipar su respuesta a los cambios
que alteran su equilibrio. Por ejemplo, un cambio en el
nivel de base haría que una corriente se adaptara, como
hemos visto anteriormente. El aumento de lluvias en la
cuenca de drenaje de una corriente daría como resultado un mayor caudal y una mayor velocidad de flujo. En
resumen, la corriente poseería más energía, que debe disiparse en el sistema de la corriente mediante, por ejemplo, un cambio de cauce semicircular a uno ancho y
poco profundo, que disiparía más energía por fricción .
Por el contrario, la corriente puede responder erosionando un valle más profundo y reduciendo su gradiente
hasta que vuelva a estar en equilibrio.
La vegetación impide la erosión estabilizando el
suelo y otros materiales superficiales sueltos. Por lo que
un descenso en la vegetación de una cuenca de drenaj e
podría llevar a índices de erosión más elevados, haciendo que se arrastraran más sedimentos a una corriente
de los ·que puede transportar.' Por consiguiente, la corriente puede re,s ponder realizando depósitos dentro de
su cauce, lo que aumenta su gradiente hasta que sea lo
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~
~l/
~-\
Depósito
Depósito
(b)
• Figura 12.21
(a) Una corriente no en equilibrio tiene irregularidades en su
perfil longitudina l. (b) La erosión y la sedimentación a lo largo
del curso de una corriente e lim ina las irregularidades y hace
que se desarrolle el perfi l cóncavo y liso típico de una
corriente en equilibrio.
suficientemente pronunciado como para transportar la
mayor carga de sedimentos.
¿CÓMO SE FORMAN Y
EVOLUCIONAN LOS VALLES?
as tierras bajas, conocidas como valles, están limitadas por tierras más altas , y la mayoría de
ellas tienen un río o arroyo que las recorre en
toda su longitud, con afluentes que drenan las áreas altas
cercanas. Los valles son accidentes geográficos comunes
y, con pocas excepciones, se form an y evolucionan en respuesta a la erosión realizada por las corrientes de agua,
aunque también contribuyen otros procesos, especialmente los gravitacíonales. Las formas y tamaños de los
valles varían desde barrancos pequeños de laderas pronunciadas a aquellos que son anchos con paredes ligeramente inclinadas. Los valles profundos de gran tamaño y
paredes pronunciadas se llaman cañones, y los que son
particularmente estrechos y profundos son desfiladeros.
Un valle podría comenzar a erosionarse donde la escorrentía tiene suficiente energía para soltar materiales
superficiales y excavar una acanaladura pequeña. Una
vez formada , una acanaladura recoge más escorrentía y
se hace más profunda y ancha, y sigue haciéndolo hasta
que se desarrolla un valle hecho y derecho. Los procesos
relacionados con las corrientes de agua que contribuyen
a la formación de un valle incluyen profundización, erosión lateral, erosión remontante y arrastre en lámina.
(C Ó:\10 S E FO R M A N Y E V OLUCIO NAN LOS VAL L ES ?
347
También son importantes un cierto número de procesos
gravitacionales.
La profundización tiene lugar cuando un río o arroyo tiene más energía de la que necesita para transportar
sedimentos, por lo que parte de ese exceso de energía se
utiliza para profundizar su valle. Si la profundización fuera el único proceso que se produjera, los valles serían estrechos y de lados pronunciados. En la mayoría de los
casos, las paredes del valle son socavadas por la acción
de la corriente, un proceso llamado ensanchamiento o
erosión lateral, creando vertientes ines tables que pueden
modificarse por uno o más procesos gravitacionales. Además, la erosión por arrastre en lámina y la erosión de los
afluentes lleva materiales de las paredes del valle a la corriente principal.
Los valles no sólo se hacen más profundos y anchos ,
sino que también se hacen más largos mediante la erosión remontante, un fe nómeno que implica la erosión debida a la entrada de escorrentía en el extremo superior de
un valle(• Figura 12.22). La erosión remontante continuada normalmente da como resultado una captura fluvial, la ruptura de una divisoria de drenaje y la desviación
de parte del drenaje de otra corriente (Figura 12.22).
Una vez que se produce la captura fluvial, ambos sistemas de drenaje deben adaptarse a estas nuevas condiciones; ahora, un sistema tiene un caudal mayor y la
posibilidad de causar más erosión y transportar m ás sedimentos, mientras que el otro tien e m enos capacidad
para realizar estas tareas.
Según un concepto conocido, la erosión de una
zona levantada por encima del nivel del mar da lugar a
una serie distintiva de paisajes. Cuando comienza la ero-
sión, las corrientes erosionan en sentido descendente;
sus valles son profundos, es trec hos y en forma de V y
sus perfiles tienen un cierto núm ero de irregularidades
(• Figura 12.2 3a).
C uando las corrientes dejan de erosionar hacia abajo, empiezan a erosionar lateralmente, estableciendo así
un patrón meandriforme y una llanura de inundación
amplia (Figura 12.23b). F inalmente, con la continua
erosión, se desarrolla una vasta llanura casi sin características (Figura 12.23c) .
M uchas corrientes presentan las características típicas de estas etapas. Por ejemplo, el río Colorado fluye
a través del Gran Cañón y sus características se parecen
mucho a las de la etapa inicial mostrada en la Figura
12.23a . Las corrientes de muchas zonas se parecen a la
segunda etapa de desarrollo y, desde luego, el bajo Mississippi es muy parecido a la última etapa. Sin embargo ,
la idea de un desarrollo secuencial de paisajes erosionados por las corrientes se h a abandonado, porque no h ay
razón para pensar que las corrientes ·.s iguen necesariamente esta progresión idealizada. En realidad, una corriente en una superficie ligeram ente inclinada cerca del
nivel del m ar podría desarrollar características de la última etapa en una fase temprana de su historia. Aqemás,
siempre que el índice de elevación supere el índice de
profundización , una corriente seguirá erosionando hacia
abajo y estará encajada en un cañón estrech o .
(a)
(b)
• Figura 12.22
Terrazas fluviales
Junto a muchos cauces hay restos erosionales de llanuras de inundación que se formaron cuando las corrientes
- - - ---------·
Dos etapas en la evoluci ón de un val le. (a) La corriente ensancha su vall e mediante erosión lateral y procesos gravitacionales, mientras
que lo alarg a simultán eamente mediante erosión remontante. (b) Mientras la corriente más g ran de ~ontinúa la e;osión remontante, se
produce la captura fluvial cuando recoge parte· del drenaje de uria corriente .más pequeña. Observemos ta mbién que· el valle más g ran de
es más anch o en (b) de lo que era en (a).
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CAPITUL O 12
CORR I ENTES DE AGUA
(a)
(b)
• Figura 12.23
Etapas idea li zadas en el desarrollo de una corr iente y las
formas asociadas. De acuerdo con esta id ea, una zona
e levada comienza a erosionarse como en (a), y con el
tiempo evo lu ciona a un paisaj e como el que aparece en
(b) y fi na lmente en (c).
(e)
Ll anura de inundación
• Figura 12.24
(a)
Origen de las terrazas fluvial es. (a) Una corriente tiene una
llanura d e inundación ampli a. (b) La corriente comienza a
erosionar hacia abajo y estab lece una nueva ll anura de
inundación en un nivel má s bajo. Los restos de la ant igua
ll an ura de inundación más alta son las terrazas fluvia les. (c)
Se forma otro nivel de terrazas fluviales cua ndo la corriente
vuelve a erosionar hacia abajo. (d) Te rrazas fl uvia les a lo
largo del río Madison, en M ontana.
Terrazas fluviales
(b)
(e)
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~
(d)
¿C ÓMO S E FORM J\N Y E V OLUCIO NAN LO S VA LLE S?
fluían a un nivel más alto . Estas terrazas fluviales están formadas por una superficie superior bastante llana
y una pendiente pronunciada que desciende hasta el nivel de la llanura de inundación actual más baja (• Figura 12.24). En algunos casos, una corriente tiene varias
superficies en forma de escalones por encima de su llanura de inundación actual, lo que indica que se formaron terrazas fluviales en varias ocasiones.
Aunque todas las terrazas fluviales son resultado de
la erosión, son precedidas por un episodio de formación
de llanura de inundación y de depósito de sedimentos.
La posterior erosión hace que la corriente profundic e
hasta que vuelve a estar en equilibrio (Figura 12.24). Entonces, comienza a erosionar lateralmente y establece
una nueva llanura de inundación en un nivel más bajo.
Varios de estos episodios explican los múltiples niveles
de terrazas que hay junto a algunos cauces.
La erosión renovada y la formación de terrazas fluviales se atribuyen, normalmente, a un cambio en el nivel
de base. La elevación de la tierra sobre la que fluye una
corriente o el descenso del nivel del mar da lugar a un
gradiente más pronunciado y un aumento de la velocidad
de flujo, iniciándose así un episodio de profundización.
Cuando la corriente alcanza un nivel en el cual vuelve a
estar en equilibrio, la profundización ces a . Aunque no
hay duda de que los cambios en el nivel de base son los
responsables de muchas terrazas fluviales , una escorrentía mayor en la cuenca de drenaje de una corriente puede dar lugar también a la formación de terrazas .
Meandros encajados
Algunas corrientes están restringidas a cañones meandriformes y profundos cortados en la roca firme, donde
generan unas formas llamadas meandros encajados.
Por ejemplo, el río Colorado, en Utah, ocupa un cañón meandriforme de más de 600 m de profundidad
(• Figura 12.25). Normalmente, las corrientes limitadas por paredes de roca no pueden erosionar lateralmente; por tanto, carecen de una llanura de inundación
y ocupan todo el ancho del fondo del cañón.
N o es difícil comprender cómo puede una corriente profundizar en la roca, pero cómo forma un patrón
meandriforme en la roca firme es otra cuestión. Como
la erosión lateral queda inhibida una vez que comienza
la profundización, debemos deducir que el curso meandriforme se estableció cuando la corriente fluía a través
de un área cubierta por aluvión. Por ejemplo, supongamos que una corriente cercana al nivel de base ha establecido un patrón meandriforme . Si la tierra sobre la
que fluye la corriente se eleva, entonces comie nza la
erosión y los meandros se hacen encajados eri la roca
firme subyacente.
349
• Figura 12.25
El río Colorado, en el Parque Estata l Dead Horse, está encajado a
una profundidad de 600 m.
Corrientes sobreimpuestas
Las corrientes fluyen pendiente abajo en respuesta a la gravedad, por lo que su curso está determinado por la topografía preexistente . Aún así, algunas corrientes parecen, a
primera vista, haber desafiado a este control fundamental. Por ejemplo, los ríos Delaware, Potomac y Susquehanna, al este de Estados Unidos, tienen valles que se
abren camino directamente entre crestas que se encuentran a su paso. El río Madison, en lVlontana, serpentea hacia el norte a través de un amplio valle y después entra en
un cañón estrecho cortado en la roca firme que lleva al
siguiente valle, donde el río termina su serpenteo.
Estos son ejemplos de corrientes sobreimpuestas.
Para comprender la sobreimposición, uno debe conocer
la historia geológica de estas corrientes. En el caso del río
Madison, los valles que ahora ocupa estuvieron llenos
una vez de rocas sedimentarias, por fo que el río fluyó sobre una superficie a un nivel más alto(• Figura 12.26) .
Cuando el río erosionó hacia abajo , fu e sobreimpuesto
directamente sobre un bloque de roca m ás resistente, y
en lugar de cambiar su curso, cortó un cañón estrecho
de paredes empinadas llamado desfiladero.
La sobreimposición también es la responsable del
hecho de que los ríos Delaware, Potomac y Susquehanna fluyan a través de cañones. Durante la Era Mesozoica, la región de los Apalaches fue erosionada hasta
formar una llanura cubierta de sedimentos a través de la
cual fluían numerosas corrientes , generalmente hacia el
este. Durante la Era Cenozoica, comenzó la elevación
regional , y como resultado de esta elevación , las corrientes comenzaron a erosionar hacia abajo y fueron sobreimpuestas sobre estratos resistentes , formando así los
cañones (Figura 12.26).
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CAPITULO 12
C ORRI ENTES DE AGUA
Desfilad ero
(a)
• Figura 12.2~
(b)
_____ _
El origen de una corriente sobreimpuesta~ (a) Una corriente empieza a cortar los estratos horizontales. (b) La erosión elimina una ca pa
horizonta l, exponiendo la estructura subyacent e. La corriente fl uye a t ravés de capas resist entes que forman las crestas.
GEO
-"'
RECAPITULACION
Resumen del .capítulo
El agua se evapora continuamente en los océanos,
asciende como vapor de agua, se condensa y cae en
forma de precipitación; un 20% cae sobre tierra y,
con el tiempo, regresa a los océanos, principalmente
por escorrentía superficial.
Las corrientes de agua se mueven por flujo laminar,
en el que las líneas de flujo son paralelas, y por flujo
turbulento, en el que las líneas de flujo se
entrelazan de manera compleja. Casi todo el flujo de
los cauces es turbulento.
El movimiento del agua tiene lugar mediante
escorrentía en lámina, una lámina de agua delgada,
más o menos continua, y mediante escorrentía
canalizada, confinada a cauces de ríos y arroyos.
El descenso de cota en uria determinada distancia, o
gradiente, de un cauce varía desde pronunciada en
la cabecera a suave en la zona más baja .
• La velocidad de flujo y el caudal están relacionados,
de manera que si uno cambia, el otro también.
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La erosión producida por las corrientes de agua
tiene lugar mediante acción hidráulica, abrasión y
disolución de sustancias solubles.
La carga de fondo de los cauces está formada por
arena y grava, mientras que la carga en suspensión
está compuesta por partículas de tamaño arcilla y
limo. El agua también transporta una carga disuelta.
Las corrientes fluviales anastomosadas tienen un
complejo entramado de cauces que se dividen y se
vu elven a unir, y sus depósitos son principalmente
capas de arena y grava.
• Un cauce único y sinuoso es típico de las corrientes
meandriformes, que depositan principalmente fango
con depósitos subordinados de barras de meandro de
arena, o más inusualmente, grava.
Las amplias llanuras de inundación planas
adyacentes a los cauces son el emplazamiento de los
lagos de media luna, que son , sencillamente,
meandros abandon ados .
C UESTIO N ES DE REPASO
351
Un delta es un depósito aluvial en la desembocadura
de un río. Algunos deltas cumplen la división en tres
partes de capas de base, frontales y de techo, pero
los grandes deltas marinos son mucho más
complejos y se clasifican en dominados por las
corrientes fl uviales, por el oleaje o por las mareas.
arroyos. Los niveles de base locales pueden ser
lagos o los lugares donde las corrientes fluyen a
través de rocas resistentes.
Los abanicos aluviales son depósitos lobulados de
arena y grava sobre el terren o que se forman
preferentemente en las region es semiáridas. Se
forman principalmente por el depósito realizado por
las corrientes de agua, pero los fl uj os de derrubios
también son importantes .
Una combinación de procesos, incluidos la
profundización, la erosión lateral, el arrastre en
lámina, los procesos gravitacionales y la erosión
remontante, son los responsables del origen y
evolución de los valles fluviales .
Los ríos y los arroyos llevan escorrentía desde sus
cuencas de drenaje, que están separadas unas de
otras por divisorias.
Las terrazas fluviales y los meandros encajados se
forman, normalmente, cuando un río o arroyo que
anteriormente estaba en equilibrio empieza un
nuevo episodio de profundización.
Las corrientes en equilibrio tienden a eliminar
irregularidades en sus cauces, por lo que desarrollan
un perfil de equilibrio liso y cóncavo.
El nivel del mar es el nivel de base final, el nivel
más bajo al que pueden erosionar los ríos y los
Términos clave
abanico aluvial (pág. 337)
abrasión (pág. 331)
acción hidráulica (pág. 331)
aluvión (pág. 332)
barra de meandro (pág. 334)
capacidad de infiltración (pág. 327)
carga de fondo (pág. 332)
carga disuelta (pág. 3 31)
carga en suspensión (pág. 3 31)
caudal (pág. 330)
ciclo hidrológico (pág. 327)
corriente anastomosada (pág. 332)
corriente en equilibrio (pág. 346)
corriente meandriforme (pág. 333)
corriente sobreimpuesta (349)
cuenca de drenaje (pág. 343)
delta (pág. 335)
dique natural (pág. 335)
divisoria (pág. 343)
escorrentía (pág. 327)
gradiente (pág. 329)
lago de media luna (pág. 334)
llanura de inundación (pág. 334)
meandros encajados (pág. 349)
nivel de base (pág. 344)
red de drenaje (pág. 343)
terraza fluvial (pág. 349)
valle (pág. 346)
velocidad (pág. 329)
Cuestiones de repaso
l.
2.
El caudal de un río o arroyo es:
a.___la cantidad de agua que pasa por un lugar
específico durante un determinado período de
tiempo;
b .___lo rápido que se m ueve el agua por el
exterior de un mean dro;
c .___la distancia que recorre el agua desde su
origen hasta el océan o;
d. _ _la cantidad de agua perdida por
evaporación e infiltración;
e._ __ una medida de su carga total de arena,
grava y materiales disueltos.
Las corrientes de agua que transportan arena y
grava erosionan de manera efectiva por:
a. _ _ disolución;
b ._ _ captura;
c. _ __abrasión;
d. _ _ depósito;
e. ___arrastre en lámina.
3.
Una corriente caracterizada com o anastomosada
tiene:
a. ___ un único cauce sinuoso;
b. ____ un valle estrecho y profundo;
c. ____ n umerosos depósitos de barra de
meandro;
d. _ _ un delta dominado por la acción del
oleaje;
·
e. ___múltiples cauces interconectados.
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352
CAPITUL O 12
C ORRIENTES DE AG UA
4.
¿En cuál de las siguientes zon as sería probable
que se desarrollara un drenaje radial?:
a. ___ volcán compuesto;
b. ___ abanico aluvial;
c. _ __ barra de meandro;
d ._ _ lago de media luna;
e .___ terraza fluvial.
5.
La carga de fondo de una corriente está formada
por:
a. ___materiales' disueltos y materia orgánica;
b. ___ arcilla, limo y escorrentía ;
c. ___ abanicos. aluviales y deltas;
d. _ __arena y grava;
e. _ _ _ todos los materiales en disolución.
6.
El nivel más bajo al que pueden erosionar un río
o arroyo se llama:
a. ___ nivel de b ase ;
b ._ _ captura libre;
c. ___ drenaje dendrítico;
d. _ _dique natural ;
e ._ __gradiente.
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7.
La erosión por el impacto directo del agua es:
a. _ _flujo de tierras de la barra de meandro;
b. _ _ capacidad;
c ._ __ acción hidráulica;
d. ___ superposición;
e. ___ trastorno aluvial.
8.
El área topográficamente alta situada entre
cu encas de drenaje adyacentes es un(a):
a. _ _ perfil de equilibrio;
b. ___ divisoria;
c. ___llanura de inundación ;
d. _ _ delta;
e .___caudal.
9.
Un resto de erosión de una llanura de
inundación más elevado que la llanura de
inundación actual de una corriente es un (a):
a. ___depósito de acreción lateral;
b .___ terraza;
c. _ __ m eandro libre;
d. ___ barra de meandro;
e. ___ divisoria.
A C TI V ID A DES E N LA W ORL D WIDE W E B
10.
Un valle profundo y estrecho es un (a) :
a. _ _ cañón;
b .___barranco;
c. _ _ desfiladero;
d ._ _ aluvión;
e. _ _ corriente gradada.
11.
¿Por qué es la Tierra el único planeta del sistema
solar con agua líquida en abundancia?
12.
Calcule el caudal diario de un río de 148 m de
ancho y 2,6 m de profundidad, con una velocidad
de flujo de 0,3 mis.
13.
Describa cómo se forman una barra de meandro
y un dique natural.
14.
¿Cómo es posible que una corriente
m eandriforme erosione lateralmente y mantenga
una amplitud de cauce más o menos constante?
(un diagrama resultaría práctico).
15.
Un río situado a 2.000 m por encima del nivel
del mar fluye durante 1.500 km hasta el océano.
¿Cuál es su gradiente? ¿Cree que el gradiente
que ha calculado es válido para todos los
segmentos de este río? Explíquelo.
353
16.
¿En qué se parecen y en qué se diferencian los
abanicos aluviales y los deltas?
17 .
Explique cómo puede una corriente alargar su
cauce en sus extremos superior e inferior.
18.
Alrededor de 10,7 5 km 3 de sedimentos se
erosionan en los continentes anualmente, y el
volumen de los continentes por encima del nivel
del mar es de 93.000.000 km 3 . Por tanto, los
continentes deberían erosionarse al nivel del mar
en poco más de 8.600.000 años. N uestro índice
de erosión y volumen. de los continentes son
razonablemente precisos, pero hay un grave error
en la suposición de que los continentes se
nivelarán en tan poco tiempo. Explíquelo.
19.
Explique el concepto de corriente en equilibrio y
describa las condiciones que podrían perturbar la
condición de equilibrio.
20.
Cuanto más pronunciado sea el gradie-nte de un
río o arroyo, mayor será la velocidad de flujo. ¿Es
eso correcto? Explíquelo.
© Cengage Learning Paraninfo
Aguas subterráneas
CAPÍTULO 13
ESQUEMA,,
D E L C A P ' 1 T U ·L O
Introducción
Las aguas subterráneas y el ciclo
hidrológico
¿Cómo absorben el agua los materiales
de la Tierra?
¿Qué es el nivel freático?
¿Cómo se mueven las aguas
subterráneas?
·
¿Qué son los manantiales, los pozos de
agua y los sistemas artesianos?
¿Cómo erosionan y depositan material
las aguas subterráneas?
¿Cómo afecta el hombre al sistema de
aguas subterráneas?
GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS:
Plantas de tratamiento de aguas
Actividad hidrotermal: ¿qué es y dónde
se produce?
Geo-Recapitulación
En Mammoth Cave, Kentucky, existe una gran variedad de depósitos
de cuevas, como estalactitas, estalagmitas, columnas y cortinas. Fuente: David Mue·nch/Corbis
.
'.
CAPITULO
13
AGUAS SUB T ERR ÁN E A S
lntroduccion
n el interior de la región caliza del oeste de
Kentucky se encuentra el sistema de cuevas
más grande del mundo. En 1941 se apartaron
aproximadamente 51.000 acres y se creó el
Parque Nacional de Mammoth Cave. En 1981 se convirtió en
Patrimonio Mundial.
Desde el nivel del suelo, la topografía del área no es impresionante, con colinas ligeramente onduladas. Sin embargo, por debajo de la superficie hay más de 540 km de pasajes
interconectados, cuyas espectaculares características geológicas han disfrutado tanto exploradores como turistas.
Durante la guerra de 1812 se extrajeron de Mammoth
Cave aproximadamente 180 toneladas métricas de salitre, utilizado en la fabricación de pólvora. Al final de la guerra, el
mercado de salitre se derrumbó y Mammoth Cave se utilizó
como atracción turística, eclipsando fácilmente a las otras
cuevas de la zona. Durante los 150 años siguientes, el descubrimiento de nuevas galerías y cavernas ayudó a establecer
Mammoth Cave como la principal cueva del mundo y el estándar con el que se miden todas las demás.
La formación de las cuevas comenzó hace unos 3 millones de años, cuando las aguas subterráneas empezaron a disolver la caliza de Santa Genoveva, que se encuentra por
debajo de la región, para producir una red compleja de cavidades, galerías y enormes cámaras que constituyen lo que es
actualmente Mammoth Cave. El río Echo, un sistema de corrientes que al final se une al río Green en la superficie, atraviesa las diversas cavernas.
Los coloridos depósitos de las cuevas son la principal
razón por la que millones de turistas han visitado Mammoth
Cave a lo largo de los años. Colgando del techo y eleván-
dose desde el suelo hay espectaculares estructuras en forma de carámbano, así como columnas y cortinas en una gran
variedad de colores (véase la foto al inicio del capítulo). Además, intrincadas galerías conectan salas de distintos tamaños. La cueva es también el hogar de más de 200 especies
de insectos y otros animales, incluidas unas 45 especies ciegas.
Además de las hermosas cuevas, cavernas y depósitos
producidos por el movimiento de las aguas subterráneas, éstas son también una fuente importante de agua dulce para
la agricultura, la industria y el uso doméstico. Más del 65%
del agua subterránea utilizada en Estados Unidos cada año se
va en irrigación, en segundo lugar en uso industrial, seguido
de las necesidades domésticas. Estas demandas han reducido severamente el suministro de agua subterránea en muchas zonas, causando problemas como el hundimiento del
suelo (subsidencia) y la contaminación por agua salada. En
otras zonas, la contaminación de los vertederos, los residuos
tóxicos y la agricultura han puesto en peligro el suministro de
agua subterránea.
A medida que aumente la población mundial y el desarrollo ind ustrial, la demanda de agua, particularmente de
agua subterránea, aumentará. No sólo es necesario localizar
nuevas fuentes de agua subterránea, sino que, una vez encontradas, estas fuentes deben ser protegidas de
