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Geología Dinámica y evolución de la Tierra

Geología Dinámica y evolución de la Tierra 4ª edición

James S. Monroe Profesor Emérito Central Michigan University

Reed Wicander Central Michigan University

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

.

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O7 JUN. 2010

PARANINFO CENGAGE learning ·

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

Título original: The changing earth. Exploring geology and evolution

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

Traducido por: Traducciones Vox Populi, S.L.

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

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

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

Tectónica de placas: una teoría de unificación 30 Introducción 32 Las primeras ideas acerca de la deriva continental 32 Enfoque geológico 2.1: Petróleo, tectónica de placas y política 33 Alfred Wegener y la hipótesis de la deriva continental 34 35 ¿Qué evidencias hay de la deriva continental? 35 Encaje continental Similitudes en las secuencias de rocas y de las 35 cordilleras 36 Evidencias glaciares Evidencias fósil es 37 Paleomagnetismo y deriva de los polos 38 ¿Cómo se relacionan las inversiv.1es magnéti:::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 25% feldespato)

Compactación/cementación !'=·~~=-~--'--'! Limol ita

Arcilla < 266 mm

Lodo lita

Compactación E l- ~~Z -·Z ·---::::·;¡:;;::;;:&~'

Lutita arcillosa

Limo , sobre todo

Limo y arcilla ) Arcilla, sobre todo

Shale si es fi sible*

* Fisible se refi ere a rocas capaces de dividirse en planos muy cercanos unos de otros. • Figura 6.17

------

- - - -------- ·- ------- -------· ---- - - · --- - - ···----· ·----· - ------- ----- -·- ---·------ ----· Litifi cació n de sedimentos detríticos y cla sifi cación de la s rocas sedimenta rias detríti cas . Observemos que en la arena y la g rava se produce poca compactación.

..

la compactación es, generalmente, menos efectiva porque la cementación tiene lugar poco después del depósito. En cualquier caso, el cemento es carbonato cálcico proporcionado por la disolución parcial de algunas de las partículas en el depósito. ·

TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS

1

ásta ahora, hemos h ablado del origen del sedimento , su transporte, depósito y litificación. Ahora, veremos los tipos de rocas sedimentarias y cómo se clasifican. Las dos clases o tipos generales de rocas sedimentarias son detríticas y químicas, aunque esta última tiene una subcategoría conocida como bioquímicas (Tabla 6.2).

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Rocas sedimentarias detríticas Las rocas sedimentarias detríticas están formadas de detritos, las partículas sólidas, como arena y grava, derivadas de la roca madre. Todas las rocas sedimentarias detríticas tienen una textura elástica, lo que significa que están compuestas por partículas o fragmentos conocidos como clastos. Las diversas variedades de esta categoría general se clasifican por el tamaño de las partículas constituyentes, aunque se utiliza la composición para modificar algunos nombres de rocas. Tanto el conglomerado como la brecha sedimentaria están compuestos por partículas de tamaño grava (Figura 6.1 7 y • Figura 6. l 8a, b ), pero el conglomerado tiene grava redondeada, mientras que la brecha sedimentaria tiene grava angulosa. El conglomerado es común, pero la brecha sedimentaria es rara, porque las partículas del tamaño grava se redondean muy rápidamente durante el trans.porte. Por tanto , si encontramos brecha sedimentaria, po-

TIPO S D E ROC AS S ED I M ENT ARíAS

167

Tabla 6.2

Clasificación de las rocas químicas y bioquímicas ROCAS SEDIMENTARIAS QUÍMICAS Textura

Composición

Nombre

Variable

Calcita (CaC0 3)

Caliza

Variable

Dolomita [CaMg(C0 3)2]

Dolom ía

Cristalina

Yeso (CaS0 4 ·2HzO)

Yeso

Cristalina

Halita (NaCI)

Sal de roca

Carbonatos

Evapo ritas

ROCAS SEDIMENTARIAS BIOQUÍMICAS Caliza (varios tipos, como creta y coquina)

Clástica

Conchas de calc ita (CaC0 3)

Normalmente cristalina

Conchas microscópicas alteradas de Si0 2

Sílex (diversas variedades de color)

Carbono de plantas terrestres alteradas

Carbón [lignito (hulla), antracita]

\ dem os suponer que su grava angulosa ha experimentado poco transporte, probablemente menos de un kilómetro . Es n ecesaria una energía considerable para transportar -grava, por lo que, normalmente, el conglomerado se encuentra en ambientes como cauces de corrientes y playas. La arena es sen cillamente una denominación de tamaño para partículas de entre 0 ,06 y 2 mm, por lo que

(a) Cong lomerado

cualquier mineral o fragmento de roca puede estar en la arenisca. Los geólogos reconocen distintas variedades de arenisca basándose en el contenido mineral (Figuras 6.1 7 y 6.18c). La arenisca de cuarzo (cuarzoarenita) es la más común y, como su nombre implica, está formada principalmente de gran os de cuarzo. Otra variedad de arenisca llamada arcosa contiene al menos un 25 % de feldespa-

(b) Brecha sedimentaria

(c) Aren isca de cuarzo (cuarzoarenita)

• Figura 6.18 Rocas sed imentarias detríticas. (a) Cong lomerado con partículas de grava redondeadas que miden de 4 a 5 cm de media . (b) La brecha se dimentari a está formada de grava angu losa. (c) Arenisca de cua rzo o cuarzoa renita. (d) Afloramiento de lutita fís il (shale) en Tennessee. Fuente: Sue Monro e

(d)

© Cengage Learning Paraninfo _ _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

© Cengage Learning Paraninfo

~

-~~--

(a) Caliza con numerosas conchas fósiles. (b) La coquina está eompuesta de conchas rotas . (c) Acantilados de creta en Dinamarca. La creta está formada de conchas microscópica s. (d) Ooides actuales de hasta 2 mm de diámetro de las Bahamas.

TIPOS DE ROCAS SE DIME N TARIA S

(d)

169

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

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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)

>----

(d)

• Figura 6.21

+--

Superficie previa del terreno

Superficie previa del terreno

(h)

------·---- - - - - - - · - - - - - -

(a-c) Tres etapas de trasgresión marina. (d) Vista esquemática de la secuencia vertical de facies resu ltante de una trasgresión. . (e-g) Tres etapas de regresi ó n marina. (h) Secuencia vertical de facies resultante de una regresió n.

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L E YENDO L A HI S TORIA E N LAS RO C AS SE DIME N TARIA S

bientes produce facies sedimentarias, cuerpos de sedimentos cada uno con atributos biológicos, químicos y físicos distintivos. La Figura 6.21 ilustra tres facies sedimentarias. Una facies de arena, una facies de fango y una facies de carbonato. Si estos sedimentos se litifican, son facies de areniscas, lutitas (o lutitas físiles) y calizas, respectivamente. Muchas rocas sedimentarias del interior de los continentes muestran clara evidencia de depósito en ambientes marinos. Por ejemplo, las capas de la roca de la Figura 6.2ld están compuestas de una facies de areniscas que fue depositada en un ambiente marino del litoral, superpuesta por facies de lutitas y calizas depositadas en ambientes de mar abierto. Los geólogos explican esta secuencia vertical de facies por el depósito ocurrid~ en un tiempo en el que el nivel del mar se elevó con respecto a los continentes. Cuando sube el nivel del mar, la línea de costa se desplaza tierra adentro, dando origen a una trasgresión marina(• Figura 6.21) y los ambientes de depósito paralelos a la costa migran hacia la tierra. Como resultado de una trasgresión marin.a, las facies de mar abierto se superponen sobre las facies del litoral, explicando así la sucesión vertical de facies sedimentarias. Aunque el ambiente del litoral sea largo y estrecho en un momento determinado, el depósito tiene lugar de manera continua a medida que el ambiente migra hacia la tierra. El depósito de arena puede tener de decenas a cientos de metros de grosor pero tiene unas dimensiones horizontales de longitud y ancho que se miden en cientos de kilómetros. · Lo contrario a una trasgresión marina es una regresión marina (Figura 6.2le-h). Si el nivel del mar desciende con respecto a un continente, la línea de costa y los ambientes paralelos a ella se mueven hacia el mar. La secuencia vertical producida por una regresión marina tiene facies del ambiente del litoral superpuestos sobre facies de ambientes de mar abierto. Las regresiones marinas también explican el depósito de una facies sobre una zona geográfica grande.

LEYENDO LA HISTORIA EN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS a mencionamos en la Introducción que las rocas sedimentarias preservan un registro de las condiciones bajo las que se han formado. Sin embargo, no había nadie presente cuando se depositaron los sedimentos antiguos, por lo que los geólogos deben evaluar aquellos aspectos de las rocas sedimentarias que les permitan hacer inferencias sobre el ambiente de-

171

posicional original. Y hacer dichas determinacíones tiene un interés más que académico; Por ejemplo, los depósitos de arena de las islas barrera son buenas reservas de hidrocarburos, por lo que conocer el ambiente deposicional y la geometría de estos depósitos es útil en la exploración en busca de recursos. Las texturas sedimentarias como la selección y redondez pueden ofrecer pistas ·sobre los procesos de depósito. Las arenas de las dimas llevadas por el viento tienden a estar bien seleccionadas y redondeadas, pero la mala selección es típica de los depósitos glaciares. La geometría o forma tridimensional es otro aspecto importante de los cuerpos de roca sedimentaria. Las tras~ gresiones y regresiones marinas producen cuerpos de sedimentos con una geom~tría en forma de lámina, pero los depósitos de arena en los cauces de las corrientes son largos y estrechos , y se dice de ellos que tienen una geometría acordonada. Normalmente, la geometría y las texturas sedimentarias por sí solas son insuficientes para determinar el ambiente deposicional, pero cuando se consideran junto con otras propiedades de las rocas sedimentarias, especialmente estructuras sedimentarias y fósiles, permiten a los geólogos determinar la historia de un depósito de manera fiable.

Estructuras sedimentarias Los procesos físicos y biológicos que se producen en los ambientes de depósito son los responsables de una variedad de características conocidas como estructuras sedimentarias. Una de las más comunes son las inconfundibles capas conocidas como estratos y láminas (• Figura 6-. 22a), con capas individuales desde menos de un milímetro hasta muchos metros de grosor. Estos estratos y láminas están separados unos de otros por superficies superiores e inferiores en las que las rocas difieren en composición, textura, color, o una combinación

Oué haría Vive en el interior continental donde las capas de las rocas sedimentarias horizontales están al descubierto. Algunos residentes locales le hablan de un lugar cercano donde arenisca y lutita con fósiles de dinosaurios están superpuestas primero por una arenisca con conchas marinas, después por lutita físil y, finalmente, por caliza que contiene los restos de almejas, ostras y corales. ¿Cómo explicaría la presencia de fósiles, especialmente fósiles marinos tan lejos del mar, y cómo llegó a depositarse esta secuencia vertical de rocas?

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CAPITUL O

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-

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(a)

Fondo mari no

~~~~~~~§>ó~~~~

Segú n d isminuye la ve locidad de la corriente de turbidez, se van depositando las partículas más g randes, seguidas de otras más pequeñas

Estrato gradado

(b)

• Figura 6.23 ----- Estratifi cac ión gradada. (a) La co rriente de tu rbidez flu ye hacia abajo a lo largo del fondo oceánico (o el fondo de un lago) porque es más densa que el agua libre de sedimentos. (b) El depósito de una capa gradada tiene lugar cua ndo el fl ujo se ralentiza y deposita partículas progresivamente más pequeñas.

.,

LEYENDO LA HI STO RI A EN L AS ROCAS SED I MENTAR I AS

riencia ondulada. Algunas rizaduras son asimétricas en corte transversal, con una ligera pendiente en un lado y una pendiente más pronunciada e n el otro. Las corrientes que fluyen en una dirección, como en los cauces de las corrientes , generan las llamadas rizaduras de corriente(• Figura 6 .2 4a, b). Y como la pendiente pronunciada de es tas rízaduras está en el lado que da corriente abajo, son buenas indicadoras de la dirección de corrientes antiguas. Por el contrarío, las rizaduras de oleaje tienden a ser simétricas en el corte transversal y, como su nombre índica , son generadas por el movimiento de vaivén de las olas. Cua ndo el sedimento rico en a rcilla se seca, se encoge y desarrolla fracturas e n intersección llamadas grietas de desecación (• Figura 6.25). Las grietas· de desecación en las rocas sedimentarias antiguas indican que el sedimento se depositó en un ambiente en el que tuvo lugar una desecación p eriódica, como por ejemplo e n la llanura de inundación de un río, cerca de la orilla de un lago o allí donde los depósitos de fango quedan expuestos a lo largo de la costa durante la marea baja.

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173

Fósiles, restos y rastros de vida antigua Los fósiles, restos o rastros de organismos antiguos, son interesantes como evidencia de la vida prehistórica (• Figura 6.26), y también son importantes a la hora de determinar los ambientes de depósito . La mayoría de la gente está familiarizada con los fó siles de dinosaurios y otros animales terrestres, pero no son conscientes de que los fósiles de los invertebrados , animales que carecen: de una cofomna vertebral segmentada, como los corales, almejas , ostras y una variedad de microorganismos, son mucho más útiles porque son muy comunes. Es cierto que los restos de las plantas y criaturas terrestres puéden ser arrastrados a ambientes marinos , pero la mayoría están preservados e n rocas depositadas e n la tierra o, quizá, . en ambientes de transición como los deltas. Por el contrarío, los fósiles de los corales nos dicen que las rocas en las que están preservados fueron depositadas e.n el océano. Las almejas con conchas fuertes viven, normalmente , en aguas marinas turbulentas someras, mientras que

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• Figura 6.24 Rizaduras. (a) Las rizad uras de corri ente se forman en respuesta al fl ujo en una dirección, como en el ca uce de un a corri ente. La ampliación de una rizad ura mu estra su estructura intern a. Observemos que las láminas ind ividuales dentro de la rizadura est án incl in adas, mostrando un ejemplo de estratificación o laminación cruzada . (b) Ri zaduras de corriente que se formaron en un cauce pequeño; el fl ujo era d e derecha a izquierda. (c) Las corrientes de oscil ación de las o las en ·aguas so meras deforman la superficie de la ca p a de arena en rizadu ras de oleaje. (d) Ri zadu ras de o leaje en arena de agua marina some ra.

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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

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(a) Monument o del León, en Lucerna, Suiza. (b) La estratificación cruzada muestra contacto angular agudo con rocas más recientes situadas encima y cont acto cas i paralelo con las rocas más antiguas de debajo. Fuente: Sue Monroe

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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~ -----

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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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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-

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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 .

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RECAPITULACION Resumen del capítulo • La meteorización mecánica y química desintegran y descomponen la roca madre, de manera que está más en equilibrio con las nuevas condiciones físicas y químicas. Los productos de.la meteorización incluyen partículas sólidas y sustancias en solución. • La meteorización mecánica incluye procesos como la gelifracción, la descompresión, la cristalización salí- · na, la expansión. y contracción térmica y las actividades de los organismos. Las partículas liberadas mediante la meteorización mecánica mantienen la composición química de la roca madre. • Los procesos de meteorización química de disolución, oxidación e hidrólisis producen cambios químicos en la roca madre. Los minerales de la arcilla y las sustancias en solución se forman durante la meteorización química.

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• La meteorización mecánica ayuda a la meteorización química disgregando la roca madre en fragmentos más pequeños, exponiendo así más área de superficie. • La meteorización mecánica y química producen regolito, parte del cual es suelo si está compuesto de sólidos, aire, agua y humus , y soporta el crecimiento de vegetación. • Los suelos están caracterizados por horizontes, que se designan, en orden descentente como O, A, By C. Los horizontes del suelo se diferencian unos de otros en textura, estructura, composición y color. • Los suelos llamados pedalfer se desarrollan en regiones húmedas, mientras que los suelos de las regiones áridas y semiáridas se denominan pedo~al. La laterita es un suelo que se origina como

T É RMI N OS CLAV E

resultado de la meteorización química intensa en los trópicos. Las lateritas so.n profundas y rojas, y . son fuente de menas de aluminio si se derivan de rocas madre ricas en aluminio.

179

preexistentes. Las rocas sedimentarias químicas se derivan de sustancias en solución por procesos químicos inorgánicos, actividades bioquímicas u organismos. Los geólogos también reconocen una subcategoría llamada rocas sedimentarias bioquímicas ,

• La erosión del suelo, provocada principalmente por erosión por acanaladuras y laminar, es un problema en algunas zonas. Las prácticas humanas, como la construcción, agricultura y deforestación, pueden acelerar las pérdidas de suelo por erosión.

• Las facies sedimentarias son cuerpos de sedimento o roca sedimentaria que son diferenciables de sedimentos o rocas adyacentes.

• Las partículas sedimentarias se designan en orden de tamaño decreciente como grava, arena, limo y arcilla.

• Algunas facies sedimentarü,is están ampliamente . distribuidas geográficamente porque fueron depositadas durante trasgresiones o regresiones marinas.

• Las partículas sedimentarias se redondean y seleccionan durante el transporte, aunque el grado de redondez y selección depende del tamaño de la partícula, la distancia que recorre y el proceso de · depósito.

• Las estructuras sedimentarias como la estratificación, estratificación cruzada y rizaduras ·se forman normalmente en los sedimentos cuando se depositan, o poco después.

• Cualquier área en la que se deposita sedimento es un ambiente deposicional. Los principales asentamientos de depósito son continental, transicional y marino, cada uno de ellos incluye varios ambientes de depósito específicos. • La litificación implica compactación y cementación, que convierten el sedimento en roca sedimentaria. La sílice y el carbonato cálcico son los cementos químicos más comunes, pero los cementos de hidróxido de hierro y de óxido de hierro son importantes en algunas rocas. • Las rocas sedimentarias detríticas están formadas por partículas sólidas procedentes de rocas

• Los geólogos determinan los ambientes de depósito de rocas sedimentarias antiguas mediante el estudio de las texturas y estructuras sedimentarias, examinando los fósiles y haciendo comparaciones con procesos de depósito actuales. • La meteorización química intensa es la responsable del origen de concentraciones residuales, muchas de las cuales contienen minerales valiosos como hierro, plomo, cobre y arcilla. • Muchos sedimentos y rocas sedimentarias, incluidos la arena, grava, evaporitas, carbón y formaciones de hierro bandeado, son recursos importantes. La mayor parte del petróleo y del gas natural se encuentra en rocas sedimentarias.

Términos clave ambiente deposicional (pág. 164) cementación (pág. 165) compactación (pág. 165) cristalización salina (pág. l 5 3) degradación ·del suelo (pág. 16 l) descompresión (pág.152) disolución (pág. 154) domo de exfoliación (pág. 152) erosión (pág. 150) estratificación cruzada (172) estratificación gradada (172) estratos (pág. l 71) estructura sedimentaria (pág. l 71) evaporita (pág. 169) expansión y contracción térmica (pág. 153)

facies sedimentarias (pág. l 71) fósil (pág. 173) gelifracción (pág. 152) grieta de desecación (173) hidrólisis (pág. 156) horizonte del suelo (pág. 159)' láminas (pág. l 71) laterita (pág. 159) litificación (pág. 165) meteorización (pág. 150) meteorización diferencial (pág. 15 l) meteorización esferoidal (pág.157) meteorización mecánica (pág. 151) meteorización química (pág.15 3) oxidación (pág. 155) pedalfer (pág. 159)

pedocal (pág. 159) regalito (pág. 158) regresión marina (pág. 1 71) rizadura (pág. 1 72) roca carbonática (pág. 168) roca madre (pág. 150) roca sedimentaria (pág.163) roca sedimentaria bioquímica (pág. 168) roca sedimentaria química (pág. 168) roca sedimentaria detrítica (pág. 166) sedimento (pág. 163) suelo (pág. l 5 8) talud (pág. 152) trasgresión marina (pág. 1 71)

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CAPITULO

6

MET E ORIZA C IÓ N , SUE LO Y RO C AS SE DIME N T A RI A S

Cuestiones de repaso l.

Una secuencia vertical de rocas sedimentarias en la que facies del litoral se superponen a facies de mar abierto es resultado de: a. _ _ _ depósito por corrientes de turbidez; b.+ - -una regresión marina; c. ___depósito en corriente meandriforme; d. ___compactación y cementación de evaporitas; e. ___granitización.

2.

Un componente esencial de los suelos es materia orgánica parcialmente descompuesta conocida como:

5.

La dolomía se forma a partir de la caliza cuando: a. ___la caliza pierde parte de su agua; b. _ _ el depósito de evaporita tiene lugar en una laguna; c. _ __la materia orgánica se acumula en una marisma; d. ___la arena se deposita sobre una capa de lodo; e .---t-parte del calcio de la caliza se sustituye por magnesio.

6.

¿Cuál de los siguientes no es un proceso de meteorización química?: a. _ __ cristalización salina; b._x_gelifracción; c. _ __ oxidación; d. ___descompresión; e. _ __ expansión y contracción termal.

7.

El horizonte C se diferencia de los demás horizontes del suelo en que: a. _ _ _es el más fértil; b. _ __es el qué más tiempo se ha meteorizado; -c. _ _ está formado de sulfato de sodio; d. _ _ _ contiene la mayor cantidad de humus; e._'_(_tiene una gradación hasta la roca madre.

8.

Un depósito de sedimento detrítico caracterizado como mal seleccionado tiene: 'ª· ___ una gran cantidad de cemento de carbonato cálcico; b. _ _ estratificación cruzada y rizaduras de corriente; c. _ _ partículas de tamaños notablemente diferentes; .

a.~humus;

b. _ _ regolito; c. _ _ talud; d. _ _ _ montera de hierro; e. _ _ _ ácido carbónico . . 3.

4.

Si hay una pequeña cantidad de ácido carbónico en agua subterránea, _ __ se disuelve rápidamente: a. _ _ el pedocal; b. ___los domos de exfoliación; c._::t :Ja caliza; d. ___el manganeso; e. _ _ la laterita. La estratificación cruzada preservada en las rocas sedimentarias es un buen indicador de: a. _ _la intensidad de la actividad orgánica; b.__Jf_direcciones de corrientes antiguas; c.___l&_la cantidad de cemento de sílice; d. _ _ lo antiguas que sonlas rocas; e._~_si las rocas contienen o no recursos importantes.

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AC TI VID A D ES E N LA W ORLD WID E WEB

d. ___más silicatos ferromagnesianos que silicatos no ferromagnesianos; e. _ _cemento de óxido de hierro. 9.

1O.

11.

12.

13.

La descompresión es el proceso principal responsable de: a. ___la meteorización esferoidal; b. _ _los domos de exfoliación ; c. ___ menas residuales; d. _ _levantamiento por helada; e. _ _degradación del suelo. La meteorización esferoidal se produce porque: a. ___las esquinas y bordes de las piedras se meteorizan más rápido que las superficies llanas; b. _ _ los óxidos de aluminio son casi insolubles; c. _ _la oxidación cambia la caliza a dolomía; d .___para empezar, las rocas producidas naturalmente son esféricas; e. ___la expansión y contracción termal son muy efectivas. La litificación implica cementación y___ : a.___sustitución; b. ___compactación; c. _ _ _ inversión; d. _ __granitización; e. _ __perforación de cámaras subterráneas. Las trampas de petróleo y gas natural formadas por el pliegue y fractura de las rocas son conocidas como trampas_.__ : a. ___ litológicas; b. ___ de compactación; c. ___ estratigráficas; d. _ __ de composición; e. ___ estructurales. En uno de nuestros parques nacionales se observa una secuencia vertical de areniscas en la base

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seguidas, en sentido ascendente, por lutitas y calizas, cada uno de ellas con almejas y corales fósiles. Ofrezca una explicación de la historia de estas rocas. Es decir, cómo fueron depositadas y cómo llegaron a superponerse en la secuencia observada. 14.

¿En qué se diferencia y cómo contribuye la meteorización mecánica a la química?

15.

Dibuje perfiles de suelo de regiones húmedas y semiáridas, y enumere las características de cada uno de ellos.

16.

¿De qué manera o maneras fundamentales se diferencian las rocas sedimentarias detríticas de las rocas sedimentarias químicas?

1 7. · Explique cómo se forman los domos de exfoliación. ¿En qué tipos de rocas se desarrollan y dónde iría a ver algunos ejemplos ? 18.

Describa los procesos que llevan a la litificación de depósitos de arena y fango.

19.

Ilustre y describa dos estructuras sedimentarias que puedan utilizarse para determ'inar las direcciones de corrientes antiguas.

20.

¿Cómo determinan la profundidad yfertilidad del suelo factores como el clima, la roca madre y el tiempo?

21.

¿Cómo se forma el carbón y qué variedades de carbón reconocen los geólogos? ¿Cuál de estas variedades es el mejor combustible?

22.

Describa los tipos de degradación del suelo. ¿Qué prácticas se utilizan para evitar o al menos minimizar la erosión del suelo?

23.

Explique qué son las trampas estratigráficas y estructurales y en qué se diferencian unas de las otras.

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Metamorfismo y rocas metamórficas

CAPÍTULO

7

ESQUEMA DEL CAPITULO~

• Introducción

ENFOQUE GEOLÓGICO 7.1 : Asbesto: ¿Bueno o malo? Los agentes del metamorfismo . • Los tres tipos de metamorfismo Clasificación de las rocas metamórficas GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Empecemos con una pizarra pura

• Zonas y facies metamórficas • Influencia de la tectónica de placas en el metamorfismo Metamorfismo y recursos naturales Geo-Recapitulación

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Este Kouros griego, que tiene 206 cm de altura, ha sido objeto de un intensivo estudio de autentificación por parte del museo Getty. Utilizando una variedad de pruebas geológicas, los científicos han determinado que el kouros fue tallado en mármol dolomítico, que probablemente provenía de fas canteras del cabo Vathy, en fa isla de Thasos. Fuente: Garry Hoba rt!Geo lm age ry

CAPITULO

7

METAFORFISMO Y ROCAS METAMÓHFI CAS

Introducción u homogeneidad, suavidad y variedad de texturas han hecho del mármol una roca metamórfica formada a partir de la caliza o de la dolomía, la roca favorita de los escultores a lo largo de la historia. A medida que el valor de las auténticas esculturas de mármol ha ido aumentando a lo largo de los años, el número de falsificacion es también se ha incrementado. Con los mil lones de dólares en que están valoradas algunas esculturas de mármol, los museos y los coleccionistas privados necesitan medios para asegurarse de la autenticidad de la obra que están comprando. Aparte de las consideraciones monetarias, es importante que las falsificaciones no pasen a formar parte del legado histórico y artístico del empeño humano. Tradiciona lmente, los expertos han confiado en el estilo artístico y en los rasgos de met eorización para determinar si una escultura de mármol es auténtica o no. Sin embargo, como el mármol no es muy resistente a la meteorización, los falsificadores han llegado a reproducir la apariencia meteorizada de una obra auténtica. M ediante la utilización de técnicas actuales, los geólogos pu eden ahora distinguir una superficie de mármol m et eorizada d e forma natural de una que haya sido alterada artificia lmente. Aún ásí, existen casos en los que la opinión de los expertos está dividida en si una escultura es auténtica o no. Uno de los mejores ejemplos es el kouros griego (una escultura que rep resenta a un joven griego) que e l museo J. Paul Getty d e M alibú , Ca lifornia, compró por un precio de 7 millones d e d óla res en 1984 (véase la foto al inicio del capítulo) . Debido a que ciertos rasgos estilísticos hicieron que algunos expertos se cuestionaran su autenticidad, el museo • hizo que se realizaran una variedad de pruebas geoquímicas y mineralógicas en un esfu erzo para autentificar el kouros. Aunque las numerosas pruebas científi cas no han d emostrado de forma inequívoca su autenticidad, sí que han mostrado q ue la capa de la superficie m eteorizada d e l kouros posee más similitudes con las superficies meteorizada s d e forma natural del mármol dolomítico, que con las superficies producidas artificialmente conocidas. Además, no hay ninguna evidencia que indique que la alteració n d e la superficie del kouros es d e origen m oderno. Desafortunadamente, a pesar del estudio int ensivo de los científicos, arqueólogos e historiadores de arte, la opinió n sobre la autenticidad del kouros d el Getty sigue estando dividida. La mayo ría de los científicos aceptan que el kouros fu e tallado alrededor del año 530 a.C. Seña lando inconsistencias en su estilo para ese período, otros historiadores creen q ue es una fa lsificación moderna. Dej ando aparte la demostración de si el kouros. d el Getty es aut éntico o una falsificació n, las pruebas geo lógicas para autentificar las esculturas de mármol son ahora una parte im-

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Oué haría Como director de un gran museo, tiene la oportunidad de comprar, por una cantidad considerable de dinero, un busto de mármol de un famoso escultor antiguo descubierto recientemente. Quiere asegurarse de·que no se trata de una falsificación. ¿Qué haría para asegurarse de que el busto es· auténtico y no una buena falsificación? A fin de cuentas, gasta una suma grande del dinero del museo. Como no científico, ¿qué haría para cerciorarse de realizar las pruebas apropiadas que aseguren la autenticidad del busto?

po rtante de las funciones de conservación de muchos museos. Para ayudar a los geólogos a autentificar las escu lt uras de mármol, se está acumulando una gran cantidad de datos sobre las características y el origen del mármol a medida que se ana liza n m ás esculturas y canteras de mármol. Las rocas metamórficas (del griego m eta, «cambia r», y morpho, «forma ») son el tercer grupo principa l de rocas. Son el resultado d e· la transformación de otras rocas por medio de procesos metamórficos que se producen, normalmente, baj o la superficie de la Tierra (véase la Figura 1.12). Durante el metamorfismo, las rocas están sometidas a suficient e calor, presión y act ividad d e fluidos como para cambiar su composició n m ineral, textura, o ambas cosas, formando así rocas nuevas. Estas transformaciones t ienen lugar por debajo de la temperatura de fusión dé la roca, si no, se formaría una roca ígnea. Una buena analogía para el metam o rfismo es el proceso de hornear un pastel. Ig ual que una roca metamórfica, el pastel depende de los ingredientes, sus proporciones, cómo est án mezclados, cuánta agua o leche se añade y la temperatura y tiempo utilizados para hornearlo. Con excepción d el mármol y de la p izarra, la mayoría de fa gente no está familiarizada con las rocas metamórficas. Los estud iantes con frecuencia nos preguntan por q ué es importante estudiar las rocas y los procesos metamórficos. Nuestra respuest a es: mirad a vuestro alrededor. Una gran proporció n de la corteza contin ental de la Tierra est á compuesta por rocas ígneas y metamó rfi cas. Juntas, forman las rocas cristalinas de basa mento situadas baj o las rocas sedi_mentarias d e la superficie de u~ continent e. Estas rocas de basamento están muy expuestas en regiones de los cont inentes conocid as como escud os, que han sido muy estables d urante los últimos 600 millones de años (• Figura 7.1).

I NTR ODU CC IO

185

Escudo africano Escudo australiano

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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?

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1asbesto (del latín, «in extinguib lé») es un término, general aplicado a cua lquier silicato que se separe fácilmente en fibras flexibles. La combin ación de características tal es como incombustibilidad y fl exibi lidad hacen del asbesto un material industria l important e de considerab le valor. De hecho, el asbesto tiene más de 3.000 usos conocidos, incl uyendo pastillas de freno, telas incombustibles y ais lantes de ca lor. El asbesto se divide en dos grupos ampl ios: serpentinas y anfíboles. El crisotilo es·la forma fibrosa del asbesto serpentínico (• Figura 1); es el tipo más val ioso y constituye la mayor parte de todo asbesto

comercial. Sus fibras fuertes y sedosas g iran fácilmente y pueden res istir temperaturas de hasta 2.750 ºC. La inmensa mayoría del asbesto crisoti lo está en la serpentina, un t ipo de roca formada por la modificación de rocas ígneas ultrabásicas, tales como la peridotita bajo condiciones metamórficas de bajo a medio grado . Otro cri soti lo se forma cuando el metamorfismo afecta a rocas carbonáticas con magnesio, como las do lomías originando bandas discontinuas de

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• Figura 1

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Espécimen de crisotilo. Es la form a fibrosa del asbesto de se.rpentina y la utilizada más comúnme nte en edificios y otras estructuras.

LOS AGENTES DEL METAMORFISMO os tres agentes del metamorfismo son el calor, la presión y la actividad de los fluidos. Durante el metamorfismo, la roca original sufre cambios para conseguir el equilibrio con su nuevo en torno. Los cambios pueden dar como resultado la formación de minerales nuevos y/o un cambio en la textura de la roca ocasionada por la reorientación de los minerales originales . En algunos casos, el cambio es mínimo, y aún se pueden reconocer las características de la roca original. En otros casos, la roca cambia tanto que sólo podemos determinar la identidad de ·la

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serpentina dentro de las capas de carbonato . Entre las variedades del asbesto anfiból ico, la crocido/ita es la más

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roca original con grandes dificultades , si es que lo logramos. Además del calor, la presión y la actividad de fluidos, el tiempo es también importante para los procesos metamórficos. Las reacciones químicas avanzan a ritmos diferentes y, por tanto, son necesarias diferentes cantidades de tiempo para completarlas. Las reacciones en que participan silicatos son particularmente lentas, y com o la mayoría de las rocas metamórficas están compuestas de silicatos, por lo que se piensa que el metamorfismo es un proceso geológico lento.

El calor El calor es un importante agente del metamorfismo, porque aumenta la velocidad de las reacciones químicas que

común. También conocido como asbesto azul, la crocidolita tiene una fibra larga y tosca que gira y que es más fuerte pero más quebradiza que el crisotilo y también menos resistente al calor. La crocidolita se encuentra en rocas metamórficas como las pizarras y esquistos, y se cree que se forma por la transformación · al estado sólido de otros minerales como resultado de un enterramiento profundo . A pesar del amplio uso del asbesto, la O rganización de Protección del Medio Ambiente (EPA) de los EE .UU . instituyó una prohibición gradual de todos los productos nuevos del asbesto. La prohibición se impuso porque algunas formas de asbesto pueden causar cáncer de pulmón y marcas en los pulmones si las fibras se inhalan. Debido a que la EPA prestó aparentemente poca atención al asunto de riesgos frente a beneficios cuando decretó esta regla, ta Corte de Apelación de la Quinta Audiencia de los EE.UU . revocó la prohibición de la EPA sobre el asbesto en 1991.

La amenaza del cáncer de pulmón ha tenido como resultado también la legislación que pone orden a la eliminación del asbesto ya colocado en todos los edificios públicos; incluyendo todos los ·colegios públicos y privados. Sin embargo, se han elevado preguntas importantes con respecto a la amenaza del asbesto y los peligros potenciales adicionales que pueden surgir de su eliminación inapropiada. La política actual de la EPA ordena que todas las formas de asbesto deberán ser tratadas como peligros idénticos. Pero los estudios indican que sólo las formas . anfibólicas constituyen un peligro conocido para la salud. El crisotilo,. cuyas fibras tienden a ser rizadas, no llega a alojarse en los pulmones. Además, sus fibras son generalmente solubles y desaparecen en el tejido. Por contra, la crocidolita t iene fibras largas, rectas y finas que penetran en los pulmones y permanecen allí. Estas fib ras irritan el tejido pulmonar y en un espacio de tiempo largo pueden producir cáncer de pulmón.

pueden producir minerales diferentes a partir de aquellos preexistentes en la roca original. El calor puede proceder de lavas extrusivas, de magmas intrusivos, o de enterramientos profundos en la corteza, como sucede durante la subducción en un borde de placa convergente. Cuando masas de magma penetran en las rocas, éstas están sometidas a un calor intenso que afecta a la roca que las rodea; el calentamien.t o más intenso se produce, normalmente, junto a la masa de magma y va decreciendo gradualmente a medida que se aleja de la intrusión. Normalmente, la zona de rocas metamorfizadas que se forma en la roca de caja adyacente a un cuerpo ígneo intrusivo está bien definida y es fácil de reconocer. Recordemos que la temperatura aumenta con la profundidad y que el gradiente geotérmico promedio de la

Así, la crocidolita, y no el crisotilo, es la gran responsable del cáncer de pulmón relacionado con el asbesto. Dado que cerca del 95% del asbesto colocado en los Estados Unidos es crisotilo, muchas personas se preguntan si los peligros del asbesto se han exagerado. La eliminación del asbesto de los edificios donde se ha instalado podría costar alrededor de 100 mil millones de dólares. A menos que se modifique el material que contiene asbesto, éste _no sue lta fibras y, por lo tanto, no contribuye al asbesto aéreo que se pueda . inhalar. Además, la eliminación inapropiada del asbesto puede llevar a otra contaminación. En la mayoría de los casos de eliminación inapropiada, la concentración de fibras de asbesto en el aire es mucho más alta que si el asbesto se hubiera dejado en el lugar. El problema de la contaminación de asbesto es un buen ejemplo de cómo la geología afecta a nuestras . vidas y por qué es importante un · conocimiento básico de la cienci,a.

Tierra es de unos 25 ºC/km. Las rocas que se forman en la superficie pueden ser tra.n sportadas a grandes profundidades por la subducción en un borde de placa convergente y quedar sometidas a un aumento de temperatura y de presión. Durante la subducción, algunos minerales pueden transformarse en otros minerales que sean más estables bajo las condiciones de presión y temperatura más altas.

La presión Cuando las rocas quedan enterradas, están sometidas a una presión litostática cada vez mayor; esta presión, resultado del peso de las rocas suprayacentes, se aplica igualmente en todas las direcciones (• Figura 7:2a). Se produce una situación similar cuando se sumerge un ob-

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CAPITULO

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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-

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1 ki lobar (kbar) = 1.000 bares Presión atmosférica al nivel del mar = 1 bar

(a)

(b)

• Figura 7.2

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(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

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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

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M E T A FORFISMO Y RO CA S MET A MÓRFI CA S

• Figura 7.4

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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

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~

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

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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 ·

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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

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METAFORFISMO Y RO CAS METAMÓRFICAS

Inalterada

Grado medio

Grado bajo

(200 ºC)

Grado alto

(800 ºC)

Arcilla

Clorita Moscovita • Figura 7.7

Granate Minerales

Estaurolita

Sillimanita Feldespato

... Rocas

Cuarzo Lutita

m e tamórficas formadas a partir de sedimentos ricos en arcilla.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS as rocas metamórficas se dividen normalme nte en dos grupos : aquéllas que presentan una textura foliada (del latín f olium , «hoja») y aquéllas que tienen una textura no foliada (Tabla 7 .1).

Rocas metamórficas foliadas Normalmente, las rocas sometidas al calor y a una presión dirigida durante el metamorfismo tienen los minerales dispuestos e n p aralelo, lo que les da una textura foliada (• Figura 7.8). El tamaño y la forma de los granos del mineral determinan si la foliación es fina o gruesa. Si la foliación es tal que no se pueden reconocer los granos individuales sin aumento, la roca es una pizarra (• Figura 7 .9a). Se produce una foliación gruesa cuando los minerales granulares, como el cuarzo y el feldespato, se segregan en zonas más o menos paralelas que difieren en composición y color, como en el gneis. Las rocas metamórficas foliadas pueden ordenarse según el tamaño de grano cada vez más grueso y la perfección de la fo- . liación. .

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Cambio en la asociación minera l y en el tipo de roca con el aumento del metamorfismo en la lutita. Cuando una roca rica en arcill a, como la lutita, sufre un aumento del metamorfismo, se forman nuevos minerales, como se muestra co n la s barras co loreadas. La aparici ón progresiva de determinados m inerales permite a los geólogos reconocer las zonas met amórficas de grado bajo, medio y alto. .

La pizarra es una roca m etamórfica de grano muy fino que, norm almen te, muestra pizarrosidad (Figura 7.9b). La pizarra es el resultado del metamorfismo regional de grado bajo de lutitas o, lo que es menos probable, d e c e niza volcánica. Al poder ser dividida fácilmente a lo largo de planos de pizarrosidad en placas lis as , la pizarra es una roca excelente para hacer tejados , baldosas para el suelo, tableros de m esas de billar y pizarras. Los diferentes colores de la m ayoría de las pizarras son de bidos a cantidades mínimas de grafito (negro), óxido de hierro (rojo y morado) y clorita (verde) . Lafilita es parecida a la pizarra en su composición , pero con granos más gruesos. Sin embargo, los minerales son aún dem asiado pequ eños p ara ser identificados sin algún tipo de aumento. La filita se puede distinguir de la pizarra por su brillo reluciente (• Figura 7 .1 O). Representa un tamaño de grano intermedio entre la pizarra y el esquisto . El esquisto se produce principalmente mediante el m e tamorfismo regional. El tipo de esquisto formado depende de la intensidad del metamorfismo y del carácter de la roca original (• Figura 7 .11) . El metamorfismo de muchos tipos de rocas puede producir esquisto, aunque la mayoría del esquisto parece haberse forma~o a partir de rocas sedimentarias ricas en arcillas. Todos los esquistos contienen más de un 50% de min erales ·alargados y laminares, todos ellos lo suficientemente grandes como para ser clara mente visibles. Su composición mineral confiere una esquistosidad o folia -

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓR F ICAS

193

Tabla 7.1

Clasificación de las rocas metamórficas comunes Textura

Roca metamórfica

Minerales típicos

Grado metamórfico

Características de las rocas

Foliada

Pizarra

Arcillas, micas, cloritas

Bajo

Grano fino, se divide fácilmente en piezas planas

Lutitas, ceniza volcánica

Fil ita

Cuarzo de grano fino, micas, clorita

Bajo a medio

Grano fino, brillo reluciente

Lutitas

Esquisto

Micas, clorita, cuarzo, Bajo a alto talco, hornblenda, granate, estaurolita, grafito

Foliación distintiva (esquistosidad), visible e.n los minerales

Lutitas, carbonatos, rocas ígneas máficas

Gneis

Cuarzo, feldespatos, hornblenda, micas

Alto

Bandas oscuras y claras segregadas (bandeado gnéisico)

Lutitas, areniscas, rocas ígneas félsicas

Anfibolita

Hornblenda, plagioclasa

Medio a alto

Óscura, débilmente foliada

Rocas ígneas básicas

Migmatita

Cuarzo, feldespatos, hornblenda, micas

Alto

Vetas o lentículas de granito entremezcladas con gneis

Rocas ígneas félsicas mezcladas con rocas sedimentarias

Mármol

Calcita, dolomita

Bajo a alto

Granos de calcita o dolomita que reaccionan con HCI

Caliza o dolomía

Cuarcita

Cuarzo

Medio a alto

Granos de cuarzo, duros y densos

Arenisca de cuarzo

Roca verde

Clorita, epidota, hornblenda

Bajo a alto

Grano fino, verde

Rocas ígneas básicas

Corneanas

Micas, granates, andalucita, cordierita, cuarzo

Bajo a medio

Antracita

Carbono

Alto

No foliada 1

Orden aleatorio de minerales alargados antes de aplicar presión en ambos lados

(a)

,

Roca madre

- Granos finos y equidimensionales, duros y densos

Lutitas

Negro, brillante, fractura subconcoide

Carbón

Minerales alargados orden ados paralelamente como resultado de aplicar presión en ambos lados

• Figura 7.8

_____ - --- ·----- --------------·(a) Cuando las rocas están sometidas a la presión dirigida, los granos minerales se disponen paralelos, produciendo una textura foliada. (b) Fotomicrografía de una roca metamórfica con una textura foliada que muestra la disposición paral ela de los granos minerales. -~-----·

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(b)

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194

CAPITULO 7

METAFORF I SMO Y ROCAS METAMÓRF I CAS

(a)

ción esquistosa a la roca que normalmente produce una separación ondulada cuando se divide. La esquistosidad es común en entornos metamórficos de grado bajo a alto, y conocemos cada tipo de esquisto por su mineral o minerales más destacados, como el esquisto con mica, el esquisto con clorita y el esquisto con talco. El gneis es una roca metamórfica con vetas o bandas segregadas de minerales claros y oscuros. Los gn eis están compuestos principalmente de minerales granulares como cuarzo y/o feldespato, con un menor porcentaje de minerales alargados y laminares, como micas o anfíboles (• Figura 7. 12). El cuarzo y el feldespato son los principales minerales de color claro, mientras que la biotita y la hornblenda son los típicos minerales oscuros. Normalmente, el gneis se rompe de una manera irregular, de manera similar a las rocas cristalinas no foliadas de grano grueso. La mayoría de los gneises procede probablemente de la recristalización de rocas sedimentarias ricas en arcillas durante el metamorfismo regional (Tabla 7 .1). El gneis también se puede formar a partir de rocas ígneas como el granito o de rocas metamórficas más antiguas. Otra roca metamórfica foliada bastante común es la anfibolita. Es una roca oscura, compuesta principalmente de hornblenda y plagioclasa. El alineamiento de los cristales de hornblenda produce una textura ligeramente foliada. Muchas anfibolitas son el resultado de un metamorfismo de grado medio a alto de rocas ígneas ricas en silicatos ferromagnesianos , como el basalto. ''-,

(b)

• Figura 7.9 (a) Muestra de mano de p izarra. (b) Este panel d e p iza rra d e A rvonia, de la ca ntera d e pizarra d e A lbemarne, Virg inia, muestra la estratificació n (lado superior d erecho a inferio r izquierdo) formando un ángulo con la pizarrosidad. l ·,

(a)

(b)

• Figura 7.10 Muestra de fi lit a. Observe el brill o resplandeciente así como la estratificación (lado sup erior izq uierdo a inferior derecho) formando un ángulo con la foliación del espécimen.

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• Figura 7.11 Esquist o. (a) Esquisto con g ranat e y mica. (b) Esquist o con hornblenda, mica y g ranat e.

C LAS I F I CACIÓN DE LAS RO CAS METAMÓRF I CAS

195

Empecemos con una pizarra pura

L

a pizarra es una roca m etam ó rfica común que tiene muchos usos. Dos de ellos son la superficie de juego de las mesas de billar y los tejados. Aunque la pizarra sea abundante en el mundo, la mayor parte de ella es inapropiada par.a las m esas de billar. Para las mesas de b illar, la pizarra d ebe tener un grano muy fino, d e forma q ue se pueda pu lir para conseguir una superficie lisa, algo elástico, para que se dilate y contra iga con el marco de madera de la mesa, y esencialmente impermeable. A ctua lmente, Brasil, Chi na, India e Italia son los mayores exportadores de mesas d_e billar fabricadas con p izarra, siendo las m ejores las de la regió n de Lig uria, al norte de Italia. La mayoría de las mesas de calidad usan, po r lo menos, 1 pizarra de unos 2,5 cm de grosor que se parte en tres trozos. Aunque la utilización de t res t rozos requiere trabajo extra para asegu rar un ajuste p erfecto y una superficie lisa, una mesa con tres p iezas es preferibl e a las de una sólo porque es menos probable que se fracture. Además, la pizarra es generalmente algo más g rande que la superficie de juego, de modo que se extiende por d ebaj o de las b arandas de la mesa, dando así una fu erza adicio nal a ést as y estabilidad a la m esa. Además, una rnesa d e ca lidad tendrá un apoyo d e madera pegado a la cara inferior de la pizarra d e m odo que el tapete que se estira fuertemente sobre la superficie de la pizarra se pueda coser con grapas a la madera para proporcionar una superfi cie de juego lisa. La pizarra se ha util izado como una materia de t echado durante siglos. Cuándo se instala y se mantiene apropiadamente, dura norm almente entre 60 y 125 años; muchos t echos de p iza rra han d urado más de 200 años. En los Est ados Unidos, la pizarra para tejados

tien e sombras de gris, verde, púrpura, negro y rojo (• Figura 1). Existen 36 tamaños estándar de tejas, que van de 30,5 a 61 cm de largo, con una anchura de alrededor de la mitad de la longitud. La teja típica de pizarra tiene generalmente de 0,6 cm de grosor. Se pueden utilizar t ejas más g ru esas, pero es m ás duro trabajar con ellas y aumentan mucho el peso del t echo. Los años entre 1897 y 1914 presencia ron el cen it del techado con pizarra en EE.UU. , tanto en calidad como en cantidad. Al fina l del siglo XIX, más de 200 canteras de pizarra operaban en 13 est ados. Con la introducción de tablillas de asfalto, q ue se pueden p roducir masivamente, transportar fácilmente. e inst alar con un coste mucho más bajo que las de p izarra, la industria de la pizarra en los Estados Unidos comenzó a decaer al rededor de 1915. La renovada popularidad de la conservación histórica y el reconocimiento de la durabi lidad de la p izarra, sin embargo, han t raíd o un resurgimient o de est a industria. No es inusual en estos días para la geología estar encima de la cabeza y baj o los pies.

• Figura 1 ---~---------------

Diferentes pizarras coloread as componen el t ej ado de esta escuela de enseñanza primaria en el monte Pleasant, Michigan. Fuente: Reed Wicander

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CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS METAMÓRFICAS

• Figura 7.14

- - - --------------- - -·--··-- - - ------- -- ------·------- Las texturas no fo liadas se ca racterizan por un mosaico de minerales más o menos equidimensiona les, como en esta fotomicrografía del mármol.

El mármol es una roca metamórfica bien conocida compuesta predominantemente por calcita o dolomita; el tamaño de sus granos varía de fino a grueso (véase la foto al inicio del capítulo y la • Figura 7. l Sa). El mármol se produce como resultado del metamorfismo de contacto o regional de calizas o dolomías (Tabla 7 .1 ). El mármol puro es blanco como la nieve o azulado, pero existen muchas; variedades de color debido a la presencia de impure:z;as mi-· nerales en la roca sedimentaria original. La suavidad del mármol, su textura uniforme y sus colores variados lo han convertido en la roca favorita de constructores y escultores

197

a fo largo de la historia (véase la Introducción y «Las múltiples aplicaciones del mármol» en las páginas 198 y 199). La cuarcita es una roca compacta y dura formada a partir de areniscas con cuarzo bajo condiciones metamórficas de grado medio a alto durante un metamorfismo de contacto o regional (Figura 7. l Sb). Como la recristalízación es tan completa, la cuarcita es de una resistencia uniforme y, por tanto, cuando se la golpea, se rompe a través de los granos de cuarzo en lugar de hacerlo alrededor de ellos. La cu.arcita pura es blanca, pero el hierro y otras impurezas le confieren un color rojizo u otro diferente. La cuarcita se utiliza comúnmente como material base en la construcción de carreteras y vías de ferrocarril. Aplicamos el nombre de roca verde a cualquier roca ígnea, básica, alterada, compacta y verde oscura que se forma bajo condiciones metamórficas de grado bajo a alto. El color verde es consecuencia de la presencia de clorita, epídota y hornblenda. Las corneanas son rocas metamórficas no foliadas de grano fino , resultantes de un metamorfismo de contacto, que están compuestas por varios granos minerales equidimensionales. La composición de las corneanas depende directamente dela composición de la roca original, y se conocen muchas variedades. Sin embargo, la mayoría de las corneanas se derivan, aparentemente, del metamorfismo de contacto de rocas sedimentarias ricas en arcilla o de dolomías impuras. La antracita es un ·carbón duro; brillante .y negro que contiene un alto porcentaje de .carbono fijado y un porcentaje bajo de componente volátil. Normalmente, se' forma a partir del metamorfismo de carbones de grado más bajo por el calor y la presión y, por eso, muchos geólogos la consideran una roca metamórfica.

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Metamorfismo m

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Caliza

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Metamorfismo

• Figura 7.15

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Metamorfismo. (a) El mármol resulta del metamorfismo de las rocas sedimentarias caliza o dolomía. (b) La cuarcita resulta · del metamorfismo de la. are~ isca de cuarzo (cuarzoarenita).

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delmarmol El mármol es una roca extraordinaria que tiene múltiples aplicaciones. Formado a partir de Ja caliza o de dolomía por procesos metamórficos térmicos y de presión, el mármol aparece en una diversidad de colores y texturas. Ha sido usado por escultores y arquitectos durante siglos en estatuas, monumentos, como piedra de recubrimiento y principal en edificios y estructuras, tanto para Jos suelos como para otros usos · ornamentales y estructurales. También se puede encontrar en pasta de dientes y como fuente de cal en fertilizantes agrícolas. La Afrodita de Melos, también conocida como la Venus de Milo, es una de las obras más identificables del arte en el mundo entero. Fechada alrededor del 150 a.c., fue esculpida por un artista desconocido durante el período Helenístico y tallada en mármol de Parian, de fama mundial, proveniente de Paros, en las Cícladas. Hoy, la Venus de Milo atrae a miles de visitantes al año al museo del Louvre en París, donde se puede observar y apreciar.

El mármol se ha usado mucho como piedra de construcción a través de las épocas y en todo el mundo. Por ejemplo, el Partenón griego fue construido con mármol blanco del monte Pentelicus, en el Ática.

El Taj Mahal, en India, se construyó en gran parte con mármol de Makrana extraído de las colinas situadas al sudoeste de Jaipur, en Rajastán. Además de su uso principal como material de construcción, el mármol se usó en toda la estructura artística y en flores de mármol detalladamente esculpidas (derecha). En su totalidad, 20.000 trabajadores tardaron 17 años en construir el Taj Mahal, de 1631a1648.

En los Estados Unidos, el mármol se usa como una piedra de construcción en muchas estructuras y se extrae de muchos yacimientos. Se usó en diferentes edificios y monumentos en Washington, D.C. El Washington Monument se construyó con tres tipos diferentes de mármol. Los primeros 152 pies del monumento, construido entre 1848 y 1854, están revestidos con el mármol de la cantera de Texas, Maryland. Después de casi 25 años prácticamente sin actividad, la construcción se reanudó con cuatro hileras de mármol blanco de Lee, Massachusetts, que se añadió por encima del mármol de Texas. Este mármol era demasiado caro, así que la parte superior del monumento se terminó con el mármol Cockeysville de las canteras de Cockeysville, Maryland. Los tres se pueden distinguir por las leves diferencias de color.

El Peace Monument, en Pennsylvania Avenue, junto al ala oeste del Capitolio se construyó con "' mármol blanco de Garrara, Italia, una localidad ~ famosa por su mármol. ~ Una cantera de mármol en el centro norte de Vermont. Vermont es conocida por producir. algunos de los mármoles más finos de los Estados Unidos.

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Otro ejemplo de edificio de mármol en Washington, DC, es el monumento de Lincoln, construido de mármol·de Colorado Yule Marble, extraído en Marble, Colorado. Este mármol blanco muy puro se ha usado no sólo para el monumento de Lincoln, sino para otros muchps edificios prominentes en todos los Estados Unidos . .

200

CAPÍTULO

7

METAFORFISMO Y ROCAS METAMÓRFICAS

"ZONAS Y FACIES METAMÓRFICAS 1 primer estudio sistemático de las zonas metamórficas lo llevaron a cabo, a finales del siglo XIX, George Barrow y otros geólogos británicos mientras trabajaban en los esquistos de Dalradian, en el suroeste ·de las Tierras Altas escocesas. Aquí, las rocas sedimentarias ricas en arcilla han sido sometidas a un metamorfismo regional, y las rocas metamórficas resultantes pueden dividirse en diferentes zonas basándonos en la presencia de asociaciones de silicatos distintivos. Estas asociaciones de minerales, reconocidas por la presencia de uno o más minerales índice, indican diferentes grados de metamorfismo. Los minerales índice que Barrow ,y sus colegas eligieron para representar la intensidad metamórfica creciente fueron: clorita, biotita, granate, estaurolita, .cianita y sillimanita (Figura 7. 7). Observemos que estos son los minerales metamórficos producidos a partir de rocas sedimentarias ricas en arcilla. Otras asociaciones de minerales y minerales índice se producen a partir de rocas con diferentes composiciones originales, La aparición suc~siva de minerales índice metamórficos indica el aumento o disminución gradual de inten-

sidad metamórfica. Moviéndonos de zonas de grado inferior a superior, la primera aparición de un mineral índice en particular indica la localización de las condiciones de temperatura y presión mínimas necesarias para la formación de ese mineral. Cuando unimos las ubicaciones de las primeras apariciones de ese mineral índice en un mapa, el resultado es una línea de igual intensidad metamórfica o isograda. La región situada entre isogradas se llama zona nietamórfica. Mediante la observación de la incidencia de minerales índice metamórficos, los geólogos pueden construir un mapa que muestre las zonas metamórficas de un área entera (• Figura 7.16). Numerosos estudios de diferentes rocas metamórficas han demostrado que, aunque la textura y composición de cualquier roca puede verse alterada por el metamorfismo, la composición química global puede cambiar muy poco. Por consiguiente, las diferentes asociaciones de minerales encontradas en rocas metamórficas de grado cada vez más alto derivadas de la misma roca original, son el resultado de cambios de temperatura y presión. Una facies metamórfica es un grupo de rocas metamórficas caracterizadas por asociaciones de minerales concretos, formadas bajo las mismas condiciones de presión y temperatura (• Figura 7 .1 7). Cada facies toma el nombre de su mineral o roca más característi-

ZONAS METAMÓRFICAS

C:=! C:=! C:=! C:=! -

Rocas no metamorfizadas más jóvenes Lago Clorita Superior Biotita

Lago Superior

Granate Estaurolita

• Figura 7.16

Sillimanita

Zonas metamórficas en la península Upper, de Michigan. Las zonas en esta región se basan en la presencia de asociaciones de silicatos característicos que resultan del metamorfismo de rocas sedimentarias durante un intervalo de formación de montañas e intrusión granítica subordinada durante el Eón Proterozoico, hace alrededor de 1.500 millones de años. Las líneas que separan las diferentes zonas metamórficas son isogradas. Fuente: De

MICHIGAN Marquette.

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.

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I NFLUENC I A DE L A TECTÓN I CA_ DE PLA CAS EN EL M E TAMORF I SMO

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Este de Java

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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

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17 de julio, 1998

Nueva Guinea Papua

15m

> 2.200

26 de diciembre, 2004

Sumatra, Indonesia

10,5 m

14 de noviembre, 1994

>156.000

Fuente: F. l. Gonzales, Tsunami! Scientific American 280, n.º 5 (1999) : 59.

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224

CAPITULO

8

LOS TERREMOTOS Y EL I NTERIOR DE LA TIERRA

Fuente del deslizamiento de tierra

• Figura 8.16 El 17 de agosto de 1959, un te rremoto con una magnitud de Richter de 7,3 sacudió el sudoeste de Montana y ·un área enorme en los estados adyacentes. El terremoto provocó un deslizamiento (vis ible a lo lejos) que bloqueó el río Madison en Montana y creó el lago Terremoto (primer plano). El deslizamiento sepultó 26 personas en un camping al fondo de l valle.

cedidos de cambios a corto y largo plazo en el interior de la Tierra. Dichos cambios se llaman precursores. Los terrémotos vienen a menudo precedidos de cambios en la elevación e inclinación de la superficie de la tierra, lo que pueden ser avisos de seísmos inminentes. Los inclinómetros pueden medir cambios extre-

madamente leves en el ángulo de la superficie del terreno. Se han situado inclinómetros a ambos lados de la falla de San Andrés para medir la inclinación de la superficie del terreno, que se cree resu ltado del au mento de presión en las rocas. Datos de las mediciones realizadas en la parte central de California indican una

Aceleración máxima del suelo (m2s2) 0,4 0,8 1,6 2,4 3,2 4,0 4,8

o 0,2 1 1

1 1

• Figura 8.17 El Programa de Evaluación de Riesgo Sísmico Global pub licó este mapa de riesgos sísmicos que muestra las aceleracio nes máximas de l suelo .. Los va lores se basan en un 90% de probabilidad de que la aceleracíón horizontal del sue lo indicada durante un terremoto no· es probable que se sobrepase en 50 años. Cuanto más alto el número, más grande el peligro. Como se esperaba,. los riesgos sísmicos más grandes están en el cinturón circum-Pacífico y el Mediterráneo-Asiático.

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¿SE PUEDEN PREDECJR LOS TEHH E MOTos?

inclinación significativa inmedia tamente anterior a pequeños terremotos. Además, un trabajo exhaustivo con inclinómetros realizado en Japón antes. del terremoto de 1964 en Niigata, mostró claramente una relación en tre el aumento de inclinación y la sacudida principal. Aunque es necesario seguir investigando, estos precursores parecen ser de utilidad para hacer predicciones de terremotos a corto plazo. Otros precursores de terre motos son las fluctu aciones en el nivel del agua de los pozos y los cambios en el campo m agnético de la Tierra, y en la resistencia eléctrica del suelo. Se cree que estas fluctuaciones son el resultado de cambios en la cantidad de espacio poroso en las rocas debido a un aumento de la presión. Además de los diversos precursores de los que acabamos de hablar, una técnica de predicción a largo plazo utilizada en áreas de actividad sísmica es la de determinar la ubicación de los terremotos importantes y sus réplicas para detectar áreas que hayan tenido terremotos importantes en el pasado, pero estén actualmente inactivas . Dichas regiones están bloqu eadas y no liberan energía. Sin embargo, la presión sigue acumulándose en estas regiones debido a los movimientos de las placas, haciendo de estos vacíos sísmicos excelentes ubicaciones para futuros terremotos. Varios vacíos sísmicos a lo largo de la falla de

Oué haría Su ciudad ha experimentado terremotos de moderados a grandes en el pasado, y como resultado, el comité local de planificación, del que usted es miembro, ha sido encargado de hacer las recomendaciones acerca de cómo hacer que su ciudad pueda reducir los daños mejor así como los heridos y muertos potenciales que re- · sulten de terremotos futuros . Ha de considerar las regulaciones de zonas, construyendo códigos para casas privadas, hospitales, edificios públicos y estructuras en altura, y los planes de contingencia en estado de emergencia. ¿Qué tipos de recomendaciones haría y qué y a quién pediría ayuda profesional?

San Andrés tienen posi})ilidades de sufrir terrem otos importantes en el futuro (• Figura 8.T8).

Programas de predicción de terremotos En la actualidad, sólo c u atro países (Es tados Unidos, Japón, Rusia y China) tienen programas de predicción de terremotos subvencionados por el gobierno. Estos

San Juan Bautista

• Figura 8.18 Los Ange les

Vacio sísmico de Vacio sísmico de las montañas la península de al sur de San Francisco Santa Cruz

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Vacio sísmico de Parkfield

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Tres vacios sísm icos son evidentes en esta sección transversal a lo largo de la fa lla de San Andrés, desde el norte de San Francisco al sur de Parkfield. El primero está entre San Francisco y el va lle de Portola, el segundo cerca de la montaña de Loma Prieta, y el tercero al sudeste de Parkfield. La sección superior muestra los epicentros de los terremotos producidos entre enero de 1969 y ju li o de 1989. La sección inferior muestra el espacio al sur de las montañas de Santa Cruz después de que fuera re ll eno de epicentros por el t erremoto de Loma Prieta el 17 de octubre de 1989 (círculO abierto) y sus rép licas. Fuente: Datos de The Loma Prieta Earthqu ake of Oétober 17, 1989. U.S. Geologica l SUrvey.

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El cinturón circum-Pacífico es bien conocido por su actividad volcánica y sus terremotos. Efectivamente, aproximadamente el 60% de todas las erupciones volcánicas y el 80% de todos los terremotos tienen lugar en este cinturón, que casi rodea la cuenca del océano Pacífico (Figura 8.4). Un segmento bien conocido y estudiado del cinturón de circum-Pacífico es la falla de San Andrés, de 1.300 kilómetros de longitud, que se prolonga desde el Golfo de California hacia el norte, por la costa de California, hasta que termina en la zona de fractura de Mendocino, en la costa norte de California. En la terminología de la tectónica de placas, marca un borde de placa transformante entre las placas de Norteamérica y del Pacífico (véase el Capítulo 2). Los terremotos a lo largo de la falla de San Andrés y de las fallas relacionadas · continuarán produciéndose. Pero los otros segmentos del cinturón circum-Pacífico, as( como los del Me.diterráneo-Asiático, están también activos y ··continuarán experimentando terremotos. Vista aérea de la falla de San Andrés. Observe cómo los cauces han sido "' desplazados por la falla. ~

Esta tienda en Olema, California, se llama caprichosamente El epicentro, aludiendo al hecho de que está en la zona de falla de San Andrés.

Tamales, al norte de San Francisco. Ef área baja ocupada por la bahía se compone de rocas fragmentadas de la zona de la falla de San Andrés. Las rocas que subyacen bajo las colinas, en la distancia, están sobre la placa norteamericana, mientras que el punto desde el que se tomó esta fotografía está sobre la placa del Pacífico .

. . .. .

Las rocas sobre los lados opuestos de la falla de San Andrés se mueven unas sobre otras más alla de fo que pueden, generando grandes terremotos. El más famoso destruyó San Francisco el 18 de abril de 1906. Fue el resultado de la ruptura de 465 km de falla, ocasionand.o un desplazamiento horizontal de 6 m aproximadamente en algunas áreas. Se estima que 3.000 personas murieron. i El temblor duró casi un minuto y causó daños materiales calculados en 400 millones de dolares de 1906! Aproximadamente 28.000 edificios fueron destruidos, muchos de ellos por et incendio de tres días que se , desencadenó sin control y que devastó aproximadamente 12 km2 de ta ciudad

Desde 1906, la falla de San Andrés y sus fallas asociadas han creado muchos más terremotos. Uno de tos más trágicos se centró en Northridge, California, una pequeña comunidad al norte de Los Ángeles. Durante la madrugada del 17 de enero de 1994, Northridge y las áreas circundates temblaron durante 40 segundos. Cuando términó, 61 personas habían muerto y había miles de heridos; un oleoducto y al menos 250 tuberías de gas se habían roto, provocando ~ numerosos .incendios; nueve carreteras habían l sido destruidas; y miles de casas y otros edificios ~ fueron dañados o destruidos. ¿¡

Espectacular incendio en Balboa Boulevard, Northridge, causado por la explosión de una tubería de gas durante el terremoto.

causados por el temblor de tierra terremoto de _ 1994 en Northridge. Dieciséis personas perecieron en este edificio.

CAPITULO

8

LOS TERR EMOTOS Y EL I NTE RIOR D E L A T I ERRA

programas incluyen estudios de campo y de laboratorio del comportamiento de las rocas antes, durante y después de grandes terremotos , así como la observación de la actividad en las principales fallas activas . La mayor parte del trabajo de predicción de terremotos en Estados Unidos lo realiza el Centro de· Investigación Geológica e incluye investigaciones en todos los aspectos de -los fenómenos relaciona.d os con los terremotos. Los chinos tienen, quizá, el programa de predicción de terremotos más ambicioso del mundo, lo que es comprensible, teniendo ·en cuenta su larga historia de terremotos destructivos. Su programa de predicción de terremotos se inició poco después de dos grandes terremotos sucedidos en Xingtai (a 300 km al suroeste de Beijing) en 1966. El programa incluye un exhaustivo estudio y observación de todos los posibles p recursores de terremotos. Además, los chinos ponen énfasis en

los cambios de los fenómenos que se pueden observar y oír sin la utilización de instrumentos sofisticados. Predijeron con éxito el terremoto de Haicheng de 197 5, pero no pudieron predecir el devastador terremoto de 1976 en Tangshan, que mató al menos a 242.000 personas. Se están h aciendo progresos en la consecución de predicciones precisas y fiables y hay estudios en marcha para evaluar las reacciones públicas ante avisos de terremotos a largo, medio y corto plazo. Sin embargo, a m enos que los avisos a corto plazo sean en verdad seguidos por un terremoto, la mayoría de la gente probablemente los ignorará, como h acen ahora con frecuencia con los huracanes, tornados y tsunamis. Puede que lo mejor que se pueda esperar es que la gente que vive en áreas sísmicamente activas tome medidas p ara minimizar los riesgos ante el próximo terremoto de importancia (Tabla 8.5).

Tabla 8.5

Qué .se puede hacer para prepararse para un terremoto Cualquiera que viva en ,un área susceptible de terremotos o que la visitará o se moverá en el la, puede to mar ciertas precauciones para reducir los riesgos y las pérdidas que resulta n de un terremoto. ·

Antes de un terremoto: 1. Familiarizarse con los peligros geológicos del área donde vive y trabaja. 2. Cercio rarse de q ue su casa está f irmement e suj eta a los cim ientos con anclaj es y q ue las paredes, pisos y techo están perfectamente unidos. 3. Los muebles pesados, como librerías, deben estar fij adas a las paredes; se deben utilizar líneas semiflexibles de gas natural para que se puedan doblar sin romper; los calentadores y los ho rn os se deben ajustar y las correas fij ar a las p ared es p ara evitar la ruptu ra de las lín eas de gas y los incendios. Las chimeneas d e ladrill o deben t ener una abrazad era o refuerzo que se pueda anclar al techo. 4. M antenga un suministro para varios días de agua potable y alimentos enlat ados, y m ant enga un suministro fresco d e baterías d e linterna y radio así como un extintor. 5. M antenga un botiquín de urgencia básico, y co nozca los princip ios esenciales d e l ~s procedimientos de p rimeros aux ilios. 6. Aprenda a apagar los electrodomést icos en su casa. 7. Sobre t odo, t enga un p lan de acción planeado p ara cuando se produzca un terrem ot o. Durante un terremoto: 1. Permanezca en ca lma y e_ v ite el p ánico. 2. Si está d entro, t úmbese baj o un escritorio o una mesa si es posible, o p ermanezca d e p ie b aj o el m arco d e una

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pu erta o en la esquina de una habitació n ya que éstas son las p artes estructuralmente más f uertes de una habitación; evite las vent anas y escombros que se desprenden. 3. En un edificio alto, no corra hacia los huecos de la escalera ni los ascenso res. 4. En un edificio no reforzado o peligroso, puede ser preferible salir de él antes que permanecer dentro. Est é alerta por la caíd a de líneas de electricidad y la posib ilidad de q ue caigan escombros. 5. Si está fuera, llegue a un área abierta lej os de edificios si es posib le. 6. Si está en un automóvil, p ermanezca en él, y evite edificios altos, pasos elevados y los puentes, si es posible. Después de un terremoto: 1. Si est á ileso, perm anezca en calma y va lo re la situación. 2. Ayude a cualquiera que esté herido. 3. Asegúrese de q ue no hay incendios ni peligro de que se produzcan. 4. Verif ique el daño en enseres y apague válvulas d e gas, si huele a gas. 5. Uti lice su t eléfono sólo p ara emergencias. 6. No vaya a observar ni circule por las calles innecesariamente. 7. Evite las áreas de d eslizamiento y las p layas. 8. Est é prep ara do para las rép licas.

¿SE PUEDEN CO NTROLAR LOS TERR E MOTOS?

¿SE PUEDEN CONTROLAR LOS TERREMOTOS?

media de fluidos contaminados vertidos en el pozo al mes. Obviamente, existe un alto grado de correlación entre ambos, y la correlación es particularmente convincente teniendo en cuenta que durante el tiempo en que no se vertieron fluidos residuales, la actividad sísmica disminuyó de manera espectacular. E l área por debajo del Arsenal de las Montañas Rocosas está compuesto de gneis altamente fracturado cubierto por rocas sedimentarias. Cuando se bombeaba agua en estas fracturas, disminuía la fricción en los lados opuestos de las mismas y, en esencia, las lubricaba de modo que se producía un movimiento, provocando los terremotos que experimentaba Denver. Los experimentos realizados en 1969 en un yacimiento petrolífero abandonado cerca de Rangely, -Colorado, confirmaron la hipótesis del arsenal. Bombearon agua dentro y fuera de los pozos petrolíferos abandonados, midieron la presión del agua de los poros de estos pozos e instalaron sismógrafos en la zona para medir cualquier actividad sísmica. La monitorización mostró que se producían pequeños seísmos en la zona cuando se inyectaban fluidos y que la actividad sísmica disminuía cuando se extraían. Lo que los geólogos estaban haciendo era iniciar y deten er terremotos a voluntad, y así se estableció la relación entre la presión del agua de los poros y los terremotos. Basándose en estos resultados, algunos geólogos han propuesto que se bombeen fluidos, en los segmentos blo-

a predicción de terremotos fiable queda aún muy lejos, pero ¿podemos hacer algo para controlar al menos parcialmente estos fenómenos? Debido a la tremenda energía implicada, parece improbable que el hombre pueda llegar a evitar los terremotos algún día. Sin embargo, podría ser posible liberar gradualmente la en ergía almacenada en las rocas, disminuyendo así la probabilidad de grandes terremotos y daños importantes. Durante el período de principios a mediados de los sesenta, Denver, Colorado, sufrió numerosos terremotos pequeños. Fue algo sorprendente, porque Denver no había sido proclive a los terre motos en e l pasado . En 1962, el geólogo D avid M. Evans sugirió que los terremotos de Denver estaban directamente relacionados con el vertido de aguas residuales contaminadas en un pozo de residuos situado a 3.674 m de profundidad en el Arsenal de las Montañas Rocosas, al noreste de Denver (• Figura 8. l 9a). El ejército de los Estados Unidos negó en un principio que existiera una conexión, pero un estudio del USGS concluyó que el bombeo de fluidos residuales en e l pozo era la causa de los terremotos. La Figura 8. l 9b muestra la relación entre el número medio de terremotos al m es e n Denver y la cantidad

Pozo Arsenal Montañas Rocosas

229

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Promedio mensual de terremotos en Oenver

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• Figura 8.19

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(a) Bloque diagrama del Arsenal 'de las Montañas Rocosas y de la geología subsuperficial_ (b) Gráfico que muestra la relación entre la cantidad de aguas residuales inyectadas en el pozo por mes y el número medio de terremotos de Denver por mes. No ha habido terremotos significativos en Denver desde que cesó la inyección de aguas residuales en el pozo en 1965. Fuente: De la Figura 6, página 17, Geotimes Vol. 10, N.º 9 (1966) con el amable permiso del American Geological lnstitute. Para obtener más información, visite la página Web www.agiweb.org_

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(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.

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Profundidad (km)

• Figura 8.22 Perfiles que mu estran las velo cidades de las ondas sísmi cas frente a la profundidad. Se muestra la sección de varias discontinu idades a t ravés de las cua les las velocidades de las ondas sísm icas cambian rápidamente. Fuente: De G. C. Brown y A. E. Musset, The fnaccessibfe Earth (Kluwer Academic Publishers, 1981), Figura 12.?a. Reimpreso con permiso del autor.

EL NÚCLEO TERRESTRE n 1906, R. D. Oldham, del Centro de Investigación Geológica de la India, se percató de que las ondas sísmicas llegaban más tarde de lo' esperado a las estaciones sísmicas situadas a más de 130 grados del hipocentro de un terremoto. Él dio por supuesto que la Tierra tiene un núcleo que transmite las ondas sísmicas más lentamente que los materiales terrestres menos profundos. Hoy en día sabemos que la velocida,d de las ondas P disminuye notable mente a una profundidad de 2,900 km, lo que indica una discontinuidad importante

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CAPfTULO

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°

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1

Lava almohad illada reciente

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2 Distancia (km)

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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>. Se conocen varias formas de calor interno, como por ejemplo, las rocas secas calientes y el magma , pero hasta ahora, sólo se utilizan el agua caliente y el vapor. Aproximadamente de un 1 a un 2% de las necesidades de energía mundiales actuales podrían satisfacerse mediante la energía geotérmica. En las zonas en las que es abundante, la energía geotérmica puede suministrar la mayor parte, si no toda, de la energía necesaria, a veces a una fracción del coste ~e otros tipos de energía. Algunos de los países que están utilizando actualmente la energía geotérmica, de una forma u otra, son Islandia, Estados Unidos, México, Italia, Nueva Zelanda, Japón, Filipinas e Indonesia.

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CAPÍTULO 13

· A GU AS SUBTERRÁNEAS

(b)

• Figura 13.20 Géiseres del Parque Nacional de Yellowstone, Wyom ing . (a) El géiser Old Fa ithfu l hace erupción ca da 30 o 90 minutos, expul sando agua de 32 a 56 m de altu ra. (b) Un géiser pequeño en erupción en Norris Geyser Basin.

(a)

En Estados Unidos se construyó la primera central de electricidad geotérmica comercial en 1960, en The Geysers, a unos 120 km al norte de San Francisco, California. Se perforaron pozos en las numerosas fracturas casi vertí-

cales que existen por debajo de la región. Cuando disminuye la presión sobre el agua subterránea en ascenso, el agua se transforma en vapor, que se conduce directamente a turbinas y generadores para producir electricidad.

Nivel freático

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(a)

(b)

• Figura 13.21 La erupción de un géiser. (a) El agua subterránea se in filtra en una red de conductos interconectados y se calienta p or efecto de las rocas ígneas calientes. El agua que se encuentra cerca de la parte inferior del sistema de fracturas está bajo una presión mayor que la que está cerca de la parte superior y, por·tanto, debe calentarse a una temperatura mayor antes de hervir. (b) Cualquier ascenso de la temperatura del agua por encima del punto de ebullición o una b aja da de presión hará que el agua se transforme en va p or, que rápidamente empuja el agua que tie ne por en cima hacia el exterior, produciendo la erupción de un géiser.

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RES UMEN D E C A PÍTU L O

379

• Figura 13.22 Depósitos de fuentes termales en el Parque NaciÓnal de Yell owstone, Wyoming. La Terraza de M inerva se formó ·cuando el agua de una fuente termal rica en carbonato cálcico se enfrió y p recipitó travertin o.

A medida que disminuyen las reservas de petróleo, la energía geotérmica se está convirtiendo en una alternativa atractiva, particularmente en partes del oeste de Es-

GEO

tados Unidos, como el área de Saltan Sea, en el sur de California, donde ha comenzado la exploración y desarrollo geotérmico. .

~

RECAPITULACION Resumen del capítulo

111

Las aguas subterráneas incluyen el agua bajo la superficie atrapada en los poros y otros espacios abiertos de las rocas, sedimentos y suelo.

agua subterránea es un acuífero, mientras que los materiales que impiden el movimiento del agua son acuicludos.

Alrededor de un 22 % del suministro mundial de agua dulce es agua subterránea, que constituye una reserva del ciclo hidrológico.

La zona de saturación (en la que los poros están llenos de agua) está separada de la zona de aireación (en la que los poros están llenos de aire y agua) por el nivel freático. El nivel freático es una reproducción suavizada de la superficie del terreno en la mayoría de los lugares.

Para que el agua subterránea se mueva a través de los materiales, deben ser porosos y permeables. Cualquier material que transmita

CAPÍTULO 13

AGUAS SU BT E RRÁNE AS

Las cuevas se forman cuando el agua subterránea de la zona de saturación meteoriza y erosiona roca soluble, como por ejemplo, caliza. Los depósitos de las cuevas, llamados éspeleotemas, son resultado de la precipitación de calcita.

El agua subterránea se mueve lentamente a través de los espacios porosos de la zona de aireación y se mueve por la zona de saturación hacia salidas como corrientes, lagos y pantanos. Los manantiales se encuentran allí donde el nivel freático corta la superficie. Algunos manal)tiales son el resultado de un nivel freático colgado, es decir, un acuicludo localizado dentro de un acuífero y por encima del nivel freático regional.

Las modificaciones del sistema de aguas subterráneas pueden provocar serios problemas. La extracción excesiva de agua subterránea puede dar como resultado pozos secos, pérdida de presión hidrostática , salinización de acuíferos y subsidencia del terreno. .

Los pozos de agua se realizan cavando o perforando en la zona de saturación. Cuando se bombea agua de un pozo, se forma un cono de depresión.

La contaminación de las aguas subterráneas se está convirtiendo en un problema grave y puede producirse por las aguas residuales, los vertederos y los residuos tóxicos.

En un sistema artesiano, las aguas subterráneas confinadas crean una presión hidrostática alta. Generalmente, se deben cumplir tres condiciones para que se forme un sistema artesiano: El acuífero debe estar limitado por encima y por debajo por acuicludos, el acuífero está normalmente inclinado y expuesto en la superficie, de manera que pueda recargarse, y las precipitaciones deben ser suficientes como para mantener lleno el acuífero.

El agua subterránea se puede calentar por el magma o por el gradiente geotérmico cuando circula a cierta profundidad. En cualquier caso, el agua normalmente asciende a la superficie, dando lugar a la actividad geotérmica en forma de fuentes termales, géiseres y otras características. La energía geotérmica proviene del vapor y del agua caliente atn:ipados en la corteza terrestre. Es una forma de energía relativamente no contaminante que se utiliza como fuente de calor y para generar electricidad.

La topografía cárstica es el resultado de la meteorización y erosión del agua subterránea y se caracteriza por dolinas , c uevas , valles de disolución y corrientes efímeras.

Términos clave aguas subterráneas (pág. 356) ·cono de depresión (pág. 360) cueva (pág. 365) dolina (pág. 363) energía geotérmica (pág. 377) fuente termal (pág. 376)

géiser (pág. 377) hidro termal (pág. 3 7 6) manantial (pág. 360) nivel freático (pág. 358) permeabilidad (pág. 357) porosidad (pág. 357)

pozo de agua (pág. 360) sistema artesiano (pág. 361 ) topografía cárstica (pág. 363) zona de aireación (pág. 358) zona de saturación (pág. 35 8)

Cuestiones de repaso 1.

Dos características típicas de áreas de topografía cárstica son: a ._ géiseres y fuentes termales; b. _ _ actividad hidrotermal y manantiales; c. ___salinización de acuíferos y contaminación; d. ___dolinas y corrientes efímeras; e._ __ espeleotemas y un cono efe depresión.

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2.

¿Cuál es el orden correcto, de mayor a m enor, del uso de agua subterrá nea en Estados Unidos?: a. _ __industrial, agrícola, doméstico; b. _ __agrícola, industrial, doméstico ; c. _ __agrícola, doméstico, industrial; d. ___doméstico, agrícola, industrial; e ._ __industrial, doméstico, agrícola.

AC TI V IDAD ES EN LA WORLD WIDE WEB

3.

4.

5.

6.

La porosidad de los materiales de la Tierra se define como: a. _ _ su capacidad para transmitir fluidos; b. _ _la profundidad de la zona de saturación; c .___ el porcentaje de espacios vacíos; d ._ _ su solubilidad en presencia de ácidos débiles; e. ___ la temperatura del agua subterránea. Un cono de depresión se forma cuando: a. ___ una corriente fluye en una dolina; b. _ __ el agua de la zona de aireación es sustituida por agua de la zona de saturación; c. ___ se forma un manantial allí donde el nivel freático colgado corta la superficie; d ._ __ el agua se extrae más rápido de lo que puede reemplazarse; e. _ __se derrumba el techo de una cueva, formando un cráter de paredes escarpadas. Una fuente termal que hace erupción periódicamente es un(a): a. _ __marmita de barro; b ._ __géiser; c. ___cono de ascensión; d. _ _ _ terraza de travertino; e ._ __ estalactita. ¿Cuál de las siguientes condiciones debe existir para que se forme un sistema artesiano?: a. ___ un acuífero debe estar limitado por encima y por debajo por acuicludos; b._ __ el agua subterránea debe circular cerca del magma; c. _ _ el agua debe subir muy alto en el borde capilar; d. _ _ las rocas por debajo de la superficie deben ser especialmente resistentes a la disolución; e. _ __el nivel freático debe estar en la superficie o muy cerca de ella.

7.

Cuando se extrae agua de los pozos en algunas zonas costeras, surge un problema conocido como: a. ___recarga artesiana; b. _ _depósito de espeleotemas; c._ __ depresión geotermal; d ._ __ salinización de acuíferos; e. _ _ disminución de la permeabilidad.

8.

Hidrotermal es un término que se refiere a: a. _ _ toba calcárea; b. ___ contaminación del agua subterránea;

9.

381

c. _ _ _ agua caliente; d ._ _ formación de dolínas ; e. _ __ pozos artesianos. ¿Cuál de los siguientes es un depósito de cueva?: a. ___ acuicludo; b. ___ cámara; c. ___ manantial a rtesiano ; d._ _ _ estalagmita; e ._ __ dolina.

1O.

¿Por qué no es la energía geotérmica una fuente de energía virtualmente ilimitada?

11.

Describa tres características que podría ver en un área hidrotermal activa. ¿Dónde, en los Es tados Unidos, iría para ver dicha actividad?

12.

Describa la configuración del nivel freático por debajo de una zona húmeda y por debajo de una región árida. ¿Por qué son diferentes las configuraciones?

13.

Explique cómo pueden ser porosos algunos materiales de la Tierra y no ser permeables. Ofrezca un ejemplo .

14.

Explique cómo meteoriza y erosioná el agua subterránea los materiales de la Tierra.

15.

¿Por qué el agua subterránea se mueve mucho más lentamente que el agua de la superficie?

16.

Explique cómo se produce la salinización de acuíferos y__por qué es un problema en las zonas costeras.

17.

Explique el papel del agua subterránea en el ciclo hidrológico.

18.

¿Por qué deberíamos preocuparnos por la rapidez con la que se está eliminando el agua subterránea en algunas zonas?

19.

Describa algunas maneras de medir cuantitativamente la velocidad del movimiento del agua subterránea.

20.

Una de las preocupaciones que tienen los geólogos a la hora de enterrar residuos nucleares en regiones actualmente áridas, como por ejemplo Nevada, es que el clima puede cambiar durante los próximos miles de años y hacerse más hÓmedo, permitiendo así que se filtre más agua a través de la zona de aireación. ¿Por qué es preocupante? ¿Cuál tendría que ser la velocidad media del movimiento del agua subterránea durante los próximos 5.000 años para que alcanzara los contenedores de residuos radiactivos enterrados a una profundidad de 400 m?

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Los glaciares y la glaciación

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CAPÍTUL O 14

ESQUEMA,, DEL CAPITULO • Introducción • Glaciares • ¿Qué tipos de glaciares existen? • Acumulación y ablación: el balance glaciar • Erosión y transporte glaciar • Depósitos glaciares • ¿Qué provoca las edades de hielo? Geo-Recapitulación

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El g laciar Harvard es uno de los diversos g laciares q ue fluyen e n College Fiord, A laska. El g laciar m ide 2,4 km de ancho en este punto. Durante la Edad d e Hie lo, un glaciar m ucho m ás grande ocupab a e l fiordo de 40 km de longit ud.

C APITULO 14

LO S G LA C I ARE S Y LA G L AC IAC I ÓN

Introducción os científicos saben que las temperaturas de la superficie terrestre han aumentado d urante las últimas décad as, aunque no se ponen de acuerdo en cómo ha contri buido el hombre al camb io clim át ico. ¿Es e l aument o de temperatura sencill amente parte de una fluctuación climática normal, o la int roducción de gases invernadero en la atmósfera ha tenido un efect o adverso sobre el cl ima? Estas preguntas aún no tienen respuesta, pero sí sabemos por el reg istro geológ ico que hubo una Edad de Hielo entre 1,6 mi llones de años y 10.000 años atrás, y desde el final de la Edad de Hielo, la Tierra ha experimentado varias fluctuaciones climáticas. Hace unos 6.000 años, durante el máximo Ho loceno, las temperaturas medias eran ligeramente más cál idas que las d e ahora, y algunas de las regiones áridas actuales, como el desierto del Sahara, en el norte África, tenían suficientes precipitaciones como para mantener vegetación exuberante, pantanos y lagos. A l máximo Holoceno le sigu ió una época de temperatu ras más frescas, pero desde el año 1000 al 1300 d.C., Europa experimentó 10 que se conoce como Período Cá lido Medieva l, durante el cual las uvas de vino crecían a 480 km más al norte de lo q ue lo hacen ahora . Después comenzó una tendencia de·enfriamie nto alrededor del 1300 d.C. que llevó a la Pequeña Edad de Hielo, desde el 1500 a mediados

o finales d el sig lo XIX. Durante esta época, los g laciares se extendieron (• Figura 14.1 ), los inviernos fueron más fríos, los veranos más frescos y húmedos, el hielo en el m ar a altas latitudes persistía durante largos períodos y la hambruna se ext endió. Las condiciones va ria ron considerablemente d urante la Pequeña Edad de Hielo. Algunos inviernos eran suaves y las tempo~adas de crecimiento lo suficientemente largas como para mante.ner a la sociedad europea, q ue era principalmente agraria. Pero otras veées, los frescos y hú medos veranos y los inviernos más fríos contribuyeron a las cosechas pobres y al hambre. Durante la parte más fría de la Pequeña Edad de Hielo, de 1680 a 1730, la t emporada d e crecimiento en Inglaterra fue unás cinco semanas más corta que durante el sig lo XX, y en 1695, Islandia estuvó rodeada d e hielo gran parte del año. Para sorpresa de la gente que vivía en las islas Orkney, frente a la costa norte d e Escocia, se vieron esqu imales

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&....~......iooiiia...~~....:;;...¡;,~......----.._.~~..."-óllilO.i"""~.....""'""¡,¡:;¡ (a) • Figura 14.1 (a) Durante la Pequeña Edad de Hielo, muchos glaciares en Europa se ext endieron mucho más hacia abajo en sus valles que ahora. Samuel Birmann (1793-1847) p intó esta vista, t itulada The Untered Grindlewald, en 1826. (b) El mismo glaciar hoy en día, t iene su final ocu lto por detrás de la proyección de las rocas en el extremo inferior de su .va lle. : ·

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(b)

mar adentro en varias ocasiones a fina les del siglo xv11 y principios del siglo XVIII. La mayoría de la gente t iene algo de idea de lo que es un glaciar y ha oído hablar de la Edad de Hielo. Los geólogos definen un glaciar como una masa de hie lo sobre la t ierra que consiste en nieve recristalizada compacta que fluye pen-· diente abajo o hacia fuera desde un área central (véase la foto al inicio del capítulo). La definición excluye el hielo marino, como el de la región del Polo Norte, y el agua marina congelada junto a la Aritártida. Los icebergs en movimiento tampoco son g laciares, aunque pueden provenir de glaciares que han fluido hacia el mar. Ent re los diversos procesos superficia les que mod ifican la superficie sólida de la Tierra, los glaciares son particularmente efectivos en la erosión, transporte y sedimentación . Erosionan profundamente la t ierra sobre la que se mueven, produciendo un cierto número de formas fácil mente reconocibles, y depositan enormes cantidades de sedimentos.

En rea lidad, en muchos estados del norte y en Ca nadá , los depósitos glaciares son importantes fu entes de arena y grava para la constru cción y reservas de ag ua subterránea . Los g laciares cubrían mucha más superficie durante el Pleistoceno (Edad de Hielo), pero aún cubren alrededor de un 10% d e la superficie sól ida de la Tierra. Por desgracia, nuestro período d e registro es demasiado corto para resolver la cuestión de si la ú lt ima Edad de Hielo y la Pequeña Edad de Hielo son verd aderamente acont ecimientos del pasado o, senci llamente, fases de acontecim ientos climáticos a largo plazo que pueden volver a ocurrir. Sin embargo, el estudio de los glaciares y sus posibles causas puede ayuda r a aclarar algunos aspectos de los cambios climáticos a largo p lazo y posiblemente nos diga algo sobre el debat e del ca lentamiento globa l. Los glaciares son muy sensibles incluso a los cambios cl imáticos a corto plazo, por lo que los geólogos los observan muy de cerca para ver si avanzan, permanecen inmóviles o se retira n.

GLACIARES

capacidad para erosionar y transport.a r ,sedimentos. Por tanto, los glaciares también responden á los cambios, sólo que lo hacen más lentam ente. . Durante la Edad de Hielo, los glaciares cubrían mucha más superficie que ahora, y como resultado, el nivel del mar era unos 130 m más bajo. En consecuencia, las plataformas continentales estaban en gran parte al descubierto y rápidam ente se cubrieron de vegetación , y las corrientes respondieron a un nivel de base m ás bajo y erosionaron cañones profundos a través de las plataformas. Además, existían conexiones de tierra entre las Islas Británicas y el continente europeo y entre Siberia y Alaska, y diversos animales migraron de unos a otros. Cuando se formaron los glaciares de la Edad de H ielo, su tremendo peso hizo que la corteza se hundiera hasta 300 m por debajo de los niveles preglaciares. Sin embargo, cuando. los glaciares se fundieron comenzó el rebote isostático, que aún continúa el"! algunas zonas. Se ha producido más de 100 m de rebote en el nordeste de Canadá durante los últimos 6.000 años, y algunas partes de Escandinavia están rebotando a un ritmo de 1 m por siglo. En realidad, algunas zonas costeras han rebotado tanto que los muelles construidos hace unos pocos siglos se encuentran ahora lejos de la costa.

ctualmente, los glaciares cubren casi 1, 5 millones de km 2 o alrededor de un 10% de la superficie terrestre del planeta (Tabla 14.1). La verdad es que si todo el hielo glaciar de la Tierra estuviera en Estados Unidos y Canadá, estos países estarían cubiertos de una capa de hielo de 1,5 km de grosor. Los glaciares pequeños son comunes en las montañas altas del oeste de Estados Unidos, especialmente en Alaska, y en el oeste de Canadá, así como en los Andes de Sudamérica, los Alpes, en Europa, y el Himalaya, en Asia. Incluso algunos de los picos más altos de África, aunque están cerca del Ecuador, tienen glaciares. Australia es el único continente sin glaciares. Los glaciares pequeños de las montañas son pintorescos, pero los glaciares realmente grandes se encuentran en la Antártida y en Groenlandia, que contienen la mayor parte del hielo glaciar de la Tierra (Tabla 14.1). · A primera vista, los glaciares parecen estáticos. Ni siquiera una breve visita a un glaciar disipa esta impresión, porque, a unque los glaciares se mueven, normalmente lo hacen muy lentamente. Sin embargo, se mueven, e igual que otros agentes geológicos, como por ejemplo las corrientes de agua, los glaciares son sistemas dinámicos que están continuamente adaptándose a los cambios. Por ejemplo, la capacidad de una corriente p ara erosionar y transportar varía dependiendo de su velocidad y caudal. De igual modo, la cantidad de hielo de un glaciar· determina su velocidad de movimiento y, por tanto, su

Los glaciares: parte del ciclo hidrológico Recorderrws del Capítulo 1 que uno de los sistemas de la Tierra, la hidrosfera, está compuesto de toda el agua superficial de los océanos y de la tierra, incluida el agua congelada de los glaciares. Los glaciares contienen sola-

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CAPÍTULO 14

LO S GLA C I A R E S Y LA GL AC I ACIÓN

Tabla 14.1

Áreas cubiertas de hielo. actualmente Superficie {km2)

Volumen {km3 )

La Antártida

12.588.000

30.1 09.800

91 ,49

Groenlandia

1.802.600 153.1 69

2.620.000

7,96

Islas árticas ca nadienses Islandia

12.1)3

Svalbard

58.016

Jslas árticas rusas

55.541 51 .476

Alas ka

513

Estados Unidos (aparte de Alaska) Canadá occident9I

24.880

Sudamérica

26.500

Europa Asia

7.410 116.854 12

África

1.000

Nueva Zelanda Otras

Porcentaje del total

176 14.898.276

0,55

180.000ª

100,00

32.909.800

ª Vol umen t otal de hielo glaciar fu era d e la Antártida y Groen land ia. Fuente: U.S. Geologica l Survey Professional Paper 1386-A.

mente -el 2, 15% de toda el agua de la Tierra, pero un 7 5% de. toda el agua dulce se encuentra en ellos (véase la Tabla 12.1). Esta cantidad de agua congelada en los glaciares, la dinámica' de los glaciares y el trabajo geológico realizado por ellos es lo que nos interesa aquí. Los glaciares constituyen una reserva en el ciclo hidrológico donde el agua sé almacena durante largos períodos, pero incluso este agua regresa con el tiempo a su fuente original, los océanos (véase la Figura 12.2). Muchos glaciares en latitudes altas, como en la Antártida, Groenlandia, Alaska y él norte de Canadá, fluyen directamente hacia los mares cuando se funden, o se rompen en icebergs (t.in proceso llamado desmembramiento glaciar) y se desplazan hasta el mar, donde al final se funden. En latitudes más bajas o áreas más alejadas del mar, los glacia- ' res fluyen de elevaciones m ás altas a otras m á s b ajas donde se funden, y el agua resultante entra en el sistema de aguas subterráneas (otra reserva del ciclo hidrológico) o regresa alos mares por escorrentía superficial. En algunas partes del oeste de Estados Unidos y Canadá, los glaciares son reservas importantes de agua dulce que liberan agua a las corrientes durante la estación seca. Adem ás de fundirse, los glaciares pierden agua pcir sublimación, un proceso en el que elhielo se transforma en vapor de agua sin una fase líquida intermedia. La su© Cengage Learning Paraninfo

blimación es fácil de entender si pensamos en cubitos de hielo almacenados en un contenedor en el congelador. Debido a la sublimación, los cubitos de hielo m ás antiguos en la parte inferior del contenedor son mucho más pequeños que los más recientes. El vapor de agua derivado de la sublimación de los glaciares entra en la atmósfera donde puede condensarse y caer de nuevo en forma de lluvia o nieve, pero al final, toda el agua de los glaciares ,regresa a los océanos.

¿Cómo se forman- y mueven los glaciares? ·

·

En el Capítulo 3, mencionamos qué el hielo es cristalino y posee propiedades físicas y químicas características y, por tanto, es un mineral. Por consiguiente, el hielo glaciar es un tipo de roca , pero una que se deforma fácilmente . El hielo glaciar se forma de una manera muy sencilla ("' Figura 14.2).· En cualquier zona en la que caiga más nieve de la que se funde durante las estaciones más cálidas, se produce una acumulación n eta. La nieve reciente tiene alrededor de un 80% de espacio poroso lleno de aire y un 20% de sólido, pero se compacta cuando se acumula, se derrite parcialmente y se vuelve a congelar, convirtiéndose en un tipo de nieve granular llamada firn.

387

GLAC IAR ES

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Hielo glacial

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• Figura 14.2

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A medida que se acumula más nieve , el firn queda sepul~ tado y se compacta y se recristaliza hasta que se convierte en hielo glaciar, que es un 90% sólido (Figura 14.2) . Como ya mencionamos en la Introducción, los glaciares son masas en movimiento de nieve compacta y recristalízada sobre la tierra, pero ¿cómo se mueven? En este punto, es útil recordar algunos términos sobre la deformación del Capítulo 10. Recordemos que el esfuerzo es la fuerza por unidad de superficie y la deformación es un cambio en la forma o volumen, o ambas cosas, de los sólidos. Cuando la nieve y el. hielo alcanzan un grosor crítico de unos .40 m, el esfuerzo sobre el hielo a cierta profundidad es lo suficientemente grande como para inducir el flujo plástico, un tipo de deformación permanente que no implica fractura. Los glaciares se mueven principalmente mediante flujo plástico, pero también pueden deslizarse sobre la superficie subyacente mediante deslizamiento basal(• Figura 14.3). El deslizamiento bas al lo facilita la presencia de agua, que reduce la fricción entre la superficie subyacente y un glaciar. Por tanto, el movimiento total de un glaciar es el resultado de una combinación de flujo plástico. y deslizamiento basal, aunque el .flujo plástico ocurre conti~ nuamente , mientras que el deslizamiento basal varía dependiendo de la estación. En realidad , si un glaciar está sólidamente unido a la superficie de debajo, sólo se mueve mediante flujo plástico.

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• Figura 14.3 Parte de un g laciar mostrando el movimiento mediante una comb inación de fl ujo plástico y deslizamiento basal : El flujo plástico implica deformación interfla en el .hielo, mientras que el desli zam iento basal significa que se desliza por encima de la su p erficie subyacent~. Si un g lacia r está sólidamente un ido ai sustrato, sólo se mueve me.diante fl ujo plástico. ObseíVemos que la parte superior del gladarse mu eve a más distancia en un tiempo determinado que la parte inferior.

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CAPITULO 14

LO S G L /\C l i\ R ES Y L A GLACI AC IÓ N

no están limitados por la topografía. Por tanto, reconocemos dos tipos b ásic os de glaciares: de va lle y continental de casquete, y algunas variaciones de estos dos tipos básicos.

Oué haría Supongamos que es un profesor de ciencias de un instituto que intenta explicar a sus alumnos que el hielo es un mineral y una roca, y cómo un sólido como el hielo puede fluir como un líquido. Además, explica que la parte superior de 40 m más o menos de un glaciar es quebradiza y se fractura, y que el hielo por debajo de esa profundidad sencillamente fluye cuando es sometido a presión. Ahora que sus ·alumnos están muy confusos, ¿cómo explicaría y demostraría que el hielo puede actuar como un sólido y aún así mostrar propiedades de flujo de fluidos? (Pista: haga referencia a parte de las explicaciones del Capítulo ,10.)

Ahora ya tenemos una idea de cómo se forman los glaciares , pero ¿qué controla su distribución? Como es de sospechar, la temperatura y la cantidad de nieve que caiga son fac tores importantes. Por supues to, la temperatura varía con la elevación y la latitud, por lo que esperamos encontrar glaciares en las m ontañas elevadas y en latitudes altas, si las zonas reciben suficiente nieve. Hay muchos glaciares pequeños en la Sierra Nevada de California, pero sólo a alturas superiores a 3.900 m . En realid ad, las montañas altas d e California , Oregón y Washington poseen todas glaciares, porque además de su altura reciben enormes cantidades de nieve. De h echo, Mount Baker, en Washington, tuvo casi 29 m de nieve durante el invierno de 1998-1999, y en muchas partes de estas montañas son comunes nevadas de '1 O m o más. También existen glaciares en las montañas a lo largo de la costa del Pacífico de Can adá, que también recibe una cantidad de nieve considerable y, además, están más al norte. Algunos de los picos más altos de las Montañas Rocosas, tanto en Estados Unidos como en Canadá, tien en también glaciares.

Glaciares de valle Un glaciar de valle, como su n ombre implica, está confin ado a un valle de montaña a través del cual fluye desde elevaciones altas a otras más bajas (• Figura 14.4). Aquí u tilizamos el término glaciar de valle, pero glaciar alpino y glaciar de montaña son sinónimos. M uchos glaciares de valle tienen glaciares tributarios más pequeños que se les unen, igual que los ríos y los arroyos tienen afl uentes, formando así una red de glaciares en un sistema de valles interconectados. La forma de un glaciar de valle está, obviamente, controlada por la forma del valle que ocupa, por lo que estos glaciares son lenguas estre-

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¿QUÉ TIPOS DE GLACIARES EXISTEN?

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odos los glaciares comparten algunas características, pero también varían de diversas maneras. Algunos están confina dos e n valles de montaña o en depresiones en forma de cuenco en las laderas de las montañas y fluyen desde elevaciones más altas a otras más bajas. Otros son mucho más gruesos y se extienden más lejos ; fluyen hacia fuera desde centros de ac umulación y

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• Figura 14.4 Vista de un g laciar de valle en Alaska. Se observan los afluentes del g laciar principal .

ACUMULA C IÓ N Y ABLACIÓ N: EL BALANCE GLA C I A R

chas y largas de hielo en movimiento. Allí donde un glaciar de valle fluye desde un valle a una llanura más amplia y se extiende, o donde dos o más glaciares de valle se unen en la base de una cadena montañosa, forman una capa de hielo más extensa llamada glaciar de piedemonte. Los glaciares de valle son pequeños comparados con los glaciares continentales, pero aun así, pueden tener varios kilómetros de ancho, hasta 200 km de largo y cientos de metros de grosor. Por ejemplo, el glaciar de Bering, en Alaska, tiene unos 200 km de longitud, y el glaciar de Saskatchewan, en Canadá, tiene 5 5 5 m de grosor. La erosión y sedimentación de los glaciares de valle son responsables de gran parte del espectacular paisaje de sitios como el Parque Nacional Grand Tetan, Wyoming; el Parque Nacional Glacier, Montana; y los Parques Nacionales Waterton, Banff y Jasper, en Canadá.

Glaciares continentales o de casquete polar Los glaciares continent~les, también llamados de casquete polar, cubren al menos 50.000 km2 y no están confinados por la topografía (• Figura 14. 5). -Es decir, su forma y movimiento no están controlados por el paisaje subyacente. Los glaciares de valle fluyen pendiente abajo dentro de los confines de un valle, pero los glaciares continentales fluyen hacia el exterior en todas direcciones desde áreas centrales de acumulación en respuesta a variaciones en el grosor del hielo. Actualmente, sólo hay glaciares continentales de casquete en Groenlandia y la Antártida. E n ambas zonas , el hielo tiene más de 3.000 m de grosor e n sus áreas centrales, se hace más fino hacia los márgenes y lo cubre todo excepto las montañas más altas. La extensión aérea d~l glaciar continental de Groenlandia es de alrededor de 1.800.000 km 2 , y en la Antártida, los glaciares alrárticos occide ntal y oriental se unen para formar un hielo continental continuo que cubre más de 12.650.000 km 2 • Durante la era del Pleistoceno, los glaciares éontinentales cubrían grandes p artes de los continentes del Hemisferio Norte. Son responsables de mucha-s, formas de erosión y sedimentación en Canadá y en los estados de Washington a Maine. Aunque los glaciares de valle y continentales se diferencian fácilmente por su tamaño y ubicación, también existen variedades intermedias llamadas domos y campos de hielo. Los domos y campos de hielo son parecidos a los glaciares de casquete polar, aunque son más pequeños, y cubren menos de 50.000 km2 . El domo Penny, de 6.000 km 2 , de la isla Baffín, Canadá, y el campo de hielo Juneau , de 3.900 km 2 , en Alaska y Canadá, son buenos ejemplos. Algunos campos de hielo se forman cuando los gl~ciares de valle crecen, so-

O

389

600 Km

Mar de Weddelf

= = =

Superficie no glaciar Hielo sobre tierra Plataforma de hielo

• Figura 14.5 La capa de hielo de la Antárt ida occidental y la mucho más g rande de la Antártida oriental se unen para formar un casquete p ola r casi continuo con una media de 2.160 m de g rosor y que alcanza un grosor máxim o de 4.000 m_

brepasan las divisorias y pasos entre valles adyacentes y se unen para formar una masa de hielo continua. También se forman en el terreno bastante plano de Islandia y de algunas de las islas del Ártico canadiense .

ACUMULACIÓN Y ABLACIÓN: EL BALANCE GLACIAR gu al que una cuenta corriente crece y disminuye cuando se ingresan y se extraen fondos , los glaciares se expanden y se contraen en respuesta a la acumulación y a la ablación. Describimos su comportamie nto en términos de un h~lance glaciar, que' es, esencialm ente, una hoja de balance de acumulación }"'ablación. La parte superio~i'l glaciar de valle ~i:na zona de acumulación, donde los aportes exceden a ffit pérdidas y la superficie del glaciar es-táperennemente cubierta de nieve. Por el contrario, el mismo glac~a una¡:ota inferior está en una zona de ablación, dond~s pérdidas por fusión , sublimación y desmembramiento glaciar exceden el índice de acumulación (• Figura 14.6). A finales del invierno, la supe1ficie de un glaciar está completamente cubierta con la nieve acumulada de la temporada. Durante la primavera y .el verano, la nieve

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CAPÍTULO 14

LOS GLACIARES Y LA GLACIACIÓN

Zona de ablación

Zona de acumulación

• Figura 14.6 Respuesta de un glaciar a cambios en el balance. (a) Si las pérd id as en la zo na de ablación (superficie punteada) son iguales a las ad iciones en la zona de acumulación (superficie sombreada), el final del g la ciar permanece inmóvil . (b) Si las ganancias superan a las pérdidas, el final del g laciar avanza. (c) Si las pérd idas superan a las ganancias, el final del glaciar retro cede.

(a)

(b)

(c)

empieza a fundirse, primero a alturas más bajas y después progresivamente hacia alturas superiores del glaciar. La altura a la cual se retira la nieve durante una temporada de ablación se llama límite de firn o de nieve granular (Figura 14.6). Uno puede identificar fácilmente las zonas de acumulación y ablación observando laposición del límite de firn. Las observaciones de un único glaciar revelan que la posición del límite de firn cambia normalmente de año en año. Si no cambia o muestra sólo una pequeña fluctuación, entonces el glaciar tiene un balance equilibrado; es decir, las adiciones en la zona de acumulación están equilibradas con las pérdidas en la zona de ablación, y el extremo distal o final del glaciar permanece inmóvil (Figura l 4.6a). Cuando el límite de firn se mueve hacia abajo, el glaciar tiene un balance positivo; sus adiciones superan las pérdidas, y su final avanza (Figura 14.6b). Si el balance es negativo, el glaciar se retira y su final retrocede hacia arriba por el valle glaciar (Figura 14.6c):

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Aunque el final de un glaciar se esté retirando, el hielo glaciar continúa moviéndose hacia el final mediante el flujo plástico y el deslizamiento basal. Si un balance negativo persiste bastante tiempo, un glaciar se retira y se hace más fino hasta que ya no fluye; entonces, se convierte en un glaciar estancado. Aunque hemos utilizado un glaciar de valÍe como ejemplo, los mismos aspectos del balance controlan el comportamiento de los glaciares de casquete. Por ejemplo, todo el hielo continental de Groenlandia está en la zona de acumulación, pero fluye al océano, donde se produce la ablación.

¿A qué velocidad se mueven los glaciares? En general, los glaciares de valle se mueven más rápido que los de casquete, pero las velocidades de ambos varían de centímetros a decenas de metros al día. Los glaciares

ACUMULACIÓN Y ABLACIÓN> EL BALANCE GLACIAR

de valle que descienden por pendientes pronunciadas fluyen más rápidamente que los glaciares de un tamaño parecido en pendientes más ligeras, suponiendo que las demás variables sean las mismas. El glaciar principal de un sistema de glaciares de valle contiene un volumen de hielo mayor y, por tanto, tiene un caudal y una velocidad de flujo mayor que sus afluentes (Figura 14.4). La temperatura ejerce un control estacional sobre los glaciares de valle porque, aunque el flujo plástico permanece bastante constante durante todo el año, el deslizamiento basal es más importante durante los meses más cálidos, cuando el agua que se derrite es más abundante. La velocidad de flujo también varía dentro del mismo hielo. Por ejemplo, la velocidad d'e l flujo aumenta en la zona de acumulación hasta que se alcanza el límite de firn, a partir de ese punto, la velocidad pasa a ser progresivamente más lenta hacia el final del glaciar. Los glaciares de valle son parecidos a los ríos en que las paredes y el suelo del valle causan resistencia por fricción al flujo, por lo que el hielo en contacto con las paredes y el suelo se mueve más lentamente que el hielo que se encuentra a alguna distancia( • Figura 14.7). Observemos en la Figura 14.7 que la velocidad de flujo aumenta hacia arriba hasta que se alcanzan las últimas decenas de metros de hielo, pero después de ese

391

punto, se produce poco o ningún aumento. Este hielo superior constituye la parte rígida del glaciar que se está moviendo a consecuencia del deslizamiento basal y del flujo plástico de debajo. El hecho de que estos 40 m, más o menos, de hielo de la parte superior se comportan como un sólido quebradizo queda claramente demostrado por las grandes grietas, llamadas «Crevasses», que se desarrollan cuando un glaeiar de valle fluye sobre un escalón en el suelo del valle donde la inclinación aumenta o donde fluye alrededor de una esquina(• Figura 14.8). En cualquier caso, el hielo glaciar se estira (sometido a tensión) y se desarrollan grandes grietas, pero se extienden sólo hacia abajo hasta la zona del flujo plástico. En algunos casos, un glaciar de valle desciende sobre un precipicio tan pronunciado que las grietas rompen el hielo en una mezcla de bloques y pilares, y se desarrolla una cascada de hielo. Una razón por la cual los glaciares de casquete se mueven comparativamente más lentos es que se encuentran en latitudes más altas y están unidos a la superficie subyacente la mayor parte del tiempo. Incluso por debajo del hielo continental antártico se produce algo de deslizamiento basal, pero la mayor parte del movimiento glaciar es por flujo plástico. Sin embargo, algunas partes de los glaciares de casquete se las arreglan para conseguir velocidades de flujo extremadamente altas. Cerca de los márgenes del hielo continental de Groenlandia, el hielo se ve forzado entre montañas en lo que llamamos glaciares de salida. En algunas de estas salidas, las velocidades de flujo superan los 100 m al día. Algunas zonas de flujo rápido, conocidas como corrientes de hielo, en la Antártida occidental, tienen una velocidad de flujo considerablemente mayor que la del hielo glaciar adyacente. Las perforaciones revelaron una capa de sedimentos saturados de agua de 5 m de grosor

• Figura 14.7 La velocidad de flujo de un glaciar de valle varía horizontal y verticalmente . La velocidad más elevada se produce en la parte superior central del glaciar, porque la fricción con las paredes y el sue lo de la depresión raÍentiza el flujo junto a estos límites. La long itud de las flechas de la figura son proporcionales a la velocidad.

:lll_~ig~~~-!~~ _______ _,:_ ____________ -~-----Grietas en glaciares de Alaska.

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392

CAPÍTULO 14

LOS GLAC I ARES Y LA GLACIACIÓ N

por debajo de estas corrientes de hielo, lo que aparentemente facilita el movimiento del hielo que está encima. Algunos geólogos creen que el calor geotérmico del volcanismo activo funde la parte inferior del hielo.

Oleadas glaciares Una oleada glaciar es un episodio corto de flujo acelerado en un glaciar durante el cual la superficie del glaciar se rompe en un laberinto de grietas y su final avanza notablemente. Aunque las oleadas están mejor docum entadas en los glaciares de valle, también tienen lugar en los glaciares de casquete. Durante una oleada, un glaciar puede avanzar varias decenas de metros al día durante semanas o meses, y después volver a su ritmo normal. Los glaciares con oleadas constituyen solamente una pequeñísima proporción de todos los glaciares , y no hay ninguno en Estados Unidos, excluyendo Alaska. Incluso en Canadá, sólo se encuentran en el territorio del Yukón y el las islas Queen Elisabeth. La oleada glaciar más rápida que se haya registrado fue en 1953 en el glaciar Kutiah , en Pakistán; el glaciar avanzó 12 km en tres meses. En 1986, el final del glaciar Hubbard, en Alaska, comenzó a avanzar a unos 10 mal día, y en 1993, el glaciar Bering, de Alaska, avanzó más de 1,5 km en sólo tres semanas. El comienzo de una oleada glaciar viene anunciado por un bulto grueso en la parte superior de un glaciar que empieza a moverse a varias veces la -velocidad normal del glaciar hacia el final. Cuando el bulto alcanza el final, provoca un rápido movimiento y desplazamiento del final de hasta 20 km. Las oleadas están probablemente relacionadas con las velocidades aceleradas del deslizamiento basal más que con un flujo plástico más rápido. Hay una teoría que sostiene que el engrosamiento de la zona de acumulación con el adelgazamiento simultáneo en la zona de ablación aum enta la pendiente del glaciar y explica el flujo acelerado. Sin embargo, otra teo, ría sostiene que la presión sobre los sedimentos blandos debajo de un glaciar hace que los fluidos pasen a través de los sedimentos, permitiendo así que el glaciar suprayacente se deslice de manera más efectiva.

EROSIÓN Y TRANSPORTE GLACIAR . -·------------ - - - - · - - · - - -

os glaciares son sólidos en movimiento que erosionan y transportan enormes cantidades de m ateriales, especialmente sedimentos y suelo no c~nsolidados. Los procesos de erosión más impor-

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tantes son arrasamiento, arranque y abrasión. El arrasamiento, aunque no es un término geológico formal, es bastante a utoexplicativo: un glaciar sencillamente empuja los materiales no consolidados que encuentra en su camino. Este proceso efectivo lo describió acertadamente un observador en N oruega en 1744, durante la Pequeña Edad de H ielo.

Cuando, a veces [el glaciar], empuja hacia adelante, se escucha un gran sonido, como el de un órgano, y empuja por delante de él m asas enormes de suelo, detritos y rocas más grandes que cualquier casa, que después tritura hasta hacerlas tan pequeñas como la arena* El arranque se produce cuando el hielo glaciar se congela en las grietas y ranuras de un saliente de roca firme que al final se suelta. Un a manifestación del arranque es una formación conocida como roche moutonnée, en español, «roca aborregada». Como mostramos en la • Figura 14.9, un glaciar alisa el lado «corriente arriba» de un obstáculo, como por ejemplo una colina pequeña, y arranca fragmentos de roca del lado «corriente abajo» congelándose y soltándose repetidamente del obstáculo. La roca firme sobre la que se mueve el hielo glaciar cargado de sedimentos se erosiona con eficacia mediante la abrasión y, comúnmente, desarrolla una abrasión glaciar, una superficie lisa que brilla con el reflejo de la luz(• Figura 14. lOa). La abrasión también da lugar a estriaciones glaciares, arañazos bastante rectos en la superficie de las rocas (Figura 14.l Ob) . Las estriaciones glaciares tienen rara vez algo más que unos pocos milímetros de profundidad, mientras que las ranuras glaciares son parecidas pero mucho m ás grandes y profundas. La abrasión también pulveriza a conciencia las rocas , de manera que da lugar a un agregado de partículas de tamaño limo y arcilla que tiene la consistencia de la harina, de ahí el nombre de harina de roca. La harina de roca es tan común en las corrientes que se descargan de los glaciares que el agua tiene un asp ecto lechoso. Los glaciares continentales obtienen sedimentos de las montañas que sobresalen a través de ellos y el polvo llevado por el viento se deposita en sus superficies. Por lo demás, obtienen la mayor parte de su s sedimentos de la superficie sobre la que se desplazan y lo transportan en la parte inferior del hielo~ Por el contrario, los glaciares de valle llevan sedimentos en todas las partes del hielo, pero se concentran en la base y a lo largo de los márgenes. Parte del sedimento marginal procede de la abrasión y de la extracción, pero la mayoría lo proporciona los procesos gravitacionales, cuando el suelo, los sedimentos o las rocas caen o se deslizan a la superficie de un glaciar. ~Cita de C . Officer y J. Page, Historias de la Tien·a (Nueva York: Oxford University Press, 1993), pág. 99.

ER O S I ÓN Y TRA N SPO RT E GLAC I AR

393

(a)

• Figura 14.9 (a) Origen de un a roca aborregada. Cuando el hielo se mu eve sobre una co li na, alisa el la do «corriente arrib a» mediante ab ra sión y da forma al lado «corriente abajo» mediante extracci ón. (b) Una roca aborreg ada en Montana.

(b)

Erosión provocada por /os glaciares de valle La erosión provocada por los glaciares de valle ha dado lugar a algunos de los paisajes más inspiradores del mun do. M u chas cadenas montañosas son pintorescas desde

(a)

un principio, pero cuando los glaciares de valle las modifican, adoptan un aspecto único de picos y crestas angulo sas en medio de amplios valles. Varios parqi..{es nacionales y monumentos en el oeste de Estados Unidos y Canadá deben su atractivo pintoresco a la erosión provocada por los glaciares de valle. Las formas erosivas

(b)

• Figura 14.10 Cuando el hiel o ca rg ado de sedimentos se m ueve so bre las rocas, las erosiona y les da un aspe cto lustroso con oc ido. como abrasi ón glaciar (a), como en este gneis en M ich ig an. La abrasión glaciar también se p uede ver en (b), lo mismo q ue los arañazos rectos llamados estriaciones g laciares. La roca es basa lto del Monumento Naciona l Devil's Postpile; Ca lifornia.

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394

CAPÍTULO 14

LOS GLACIARES Y LA GLACIACIÓ N

que resultan de la glaciación de valle son fácilmente reconocibles y nos permiten apreciar el tremendo poder erosivo del hielo en movimiento (• Figura 14.11).

Valles glaciares en forma de U. Una de las características más distintivas de los glaciares de valle es la formación de un valle glaciar en forma de U (Figura 14.1 lc). Los valles de montaña erosionados por las corrientes deagua tienen normalmente forma de V en corte transversal; es decir, tienen paredes que ·descienden hasta un fondo estrecho (véase «Los glaciares de· valle y la erosión» en las· páginas 396 y 397). Por el contrario, los valles erosionados por los glaciares profundizan, se ensanchan y se ponen rectos, de modo que tienen paredes muy escarpadas o verticales , pero fondos amplios y bastante llanos; por tanto, presentan un perfil en forma de U. Muchos valles glaciares contienen espolones truncados triangulares, que son crestas truncadas o estranguladas que se extienden hacia el valle preglaciar (Figura 14.l lc). Durante el Pleistoceno, cuando los glaciares eran más extensos ; el nivel del mar estaba 130 m más bajo que en la actualidad, por lo .que los glaciares que desembocaban en el mar erosionaban sus valles a profundidades mucho mayores. que ahora. Cuando los glaciares se fundieron a finales del Pleistoceno, el nivel del m ar subió y el océano llenó los extremos inferiores de los valles glaciares, por lo que ahora son entrantes largos y de paredes pronunciadas llamados fiordos. El nivel delmar más bajo durante el Pleistoceno no. fue respon sable de la formación de todos los fiordos. A diferencia de las corrientes de agua, los glaciares pueden erosionar a una distancia considerable por debajo del nivel del mar. En realidad, un glaciar de 500 m de grosor puede permanecer en contacto con el fondo del mar y erosionarlo de manera efectiva a una profundidad de unos 450 m antes de que los efectos de flotabilidad del agua hagan que el hielo glaciar flote. La profundidad de algunos fiordos es impresionante; algunos en Noruega y en el sur de Chile tienen unos 1.300 m de- profundidad. Valles colgados. Las cascadas se forman de diversas maneras, pero algunas de las más altas y espectaculares del mundo se encuentran en áreas de glaciación recientes. Por ejemplo, varias cascadas del Parque Nacional de Yosemite, California, caen desde un valle colgado, que es un valle tributario cuyo cauce está a un nivel más alto que el del valle principal (véase «Los glaciares de valle y la erosión» en las páginas 396 y 397). Como nos muestra la Figura 14.11 , el glaciar del valle principal erosiona enérgicamente, mientras que los glaciares más pequeños de los valles tributarios son menos capaces de erosionar. Cuando los glaciares· desaparecen, los valles tributarios más ·pequeños permanecen en forma de valles colgados: Por consiguiente, las corrien© Cengage Learning Paraninfo

(a)

(b) Arista

Circo

(c)

• Figura 14.11 Form as erosivas producidas por glaci ares de va ll e. (a) Un área montañosa antes de la glaciación. (b) El mismo área durante la extensión máxima de los g laciares de valle. (e) Despu és de la g laciación.

tes que fluyen a través de los valles colgados caen por precipicios pronunciados o verticales.

Circos glaciares, aristas y horns. Puede que las formaciones de erosión más espectaculares en áreas de glaciación de valles se encuentren en los extremos superiores de los valles glaciares y a lo largo de las divisorias que separan los valles glaciares adyacentes. Los glaciares de valle se forman y salen de depresiones en forma de cuenco, con paredes pronunciadas llamadas circos glaciares en el extremo superior de su recorrido (Figura 14.1 lc).

D E PÓS ITOS GLACI A R ES

Los circos glaciares tienen, normalmente, paredes escarpadas en tres de sus lados, pero un lado se abre a un valle glaciar. El origen de los circos no está del todo claro, pero estas depresiones se forman, aparentemente, por la erosión de una depresión preexistente en la ladera de una montaña. A medida que la nieve y el hielo se acumulan en la depresión, las cuñas de hielo y el arranque la agrandan hasta que adopta la forma típica de circo. La abrasión, el arranque y varios procesos gravitacionales profundizan en las laderas de la montaña mediante erosión remontante y los circos se hacen más anchos y profundos. Por tanto, una combinación de procesos pueden transformar una pequeña depresión en la ladera de una montaña en un gran circo glaciar; el más grande que se conoce es el circo Walcott en la Antártida, que tiene 16 km de ancho y 3 km de profundidad. Muchos circos glaciares tienen un borde o umbral que indica que el hielo glaciar no sólo se mueve hacia fuera, sino que también rota, erosionando una depresión bordeada de rocas. Normalmente, estas depresiones contienen un lago pequeño conocido como lago de montaña, tarn o ibón (véase «Los glaciares de valle y la erosión» en las páginas 396 y 397). El hecho de que los circos se expandan lateralmente y por erosión remontante explica el origen de otros dos rasgos erosivos característicos, las aristas y los horns. Las aristas, crestas dentadas y estrechas, se forman de dos maneras. En muchos casos, los circos glaciares se forman en los lados opuestos de una cresta y la erosión remontante reduce la cresta hasta que sólo queda un fragmen. to delgado de roca (Figura 14. 11 ). El mismo efecto resulta cuando la erosión en dos valles glaciares paralelos reduce la cresta intermedia a una delgada espina de roca. Los más majestuosos de todos los picos de las montañas son los horns; estos picos piramidales de paredes empinadas se forman por la erosión remontante de los circos. Para que se forme un horn, el pico de una montaña debe tener al menos tre~ circos en sus flancos, todos ellos con erosión remontan te (Figura 14.11 c). Excelentes ejemplos de horns son el Monte Assiniboine, en las Rocosas canadienses, el Grand Teton, en Wyoming, y el más famoso de todos, el Matterhorn, en Suiza.

Los glaciares de casquete y las formas erosivas Las superficies erosionadas por los glaciares de casquete tienden a ser lisas y redondeadas porque estos glaciares biselan y erosionan áreas altas que se proyectan en el hielo. En lugar de producir las formas angulosas 'y agudas típicas de la glaciación de valle, los glaciares de casquete producen un paisaje de topografía bastante llana interrumpida por colinas redondeadas. Estas áreas . tie-

395

nen drenaje desordenado (véase la Figura 12.ISe), numerosos lagos y pantanos, relieve bajo, extensos afloramientos de roca firme y poco o ningún suelo. Se las llama llanuras de erosión glaciar. En una gran parte de Canadá, particularmente la gran región del Escudo Canadiense, la glaciación continental ha arrancado el suelo y los sedimentos superficiales no c.onsolidados para revelar extensos afloramientos de roca firme pulida y estriada. Afloramientos de roca firme parecidos, aunque más pequeños, son también abundantes en el norte de Estados Unidos, de Maine a Minnesota.

DEPÓSITOS GLACIARES· anta los glaciares de valle como.los continentales , erosionan y transportan de manera efectiva, pero al final depositan su carga de sedimentos en forma de derrubio glaciar, un término general para todos los d epósitos resultado de una actividad glaeiar. Po~ demos encontrar una amplia capa de· derrubio glaciar del Pleistoceno en la frontera norte de Estados Unidos y partes adyacentes de Canadá. Hay depósitos similares pero más pequeños allí donde existieron glaciares de valle o donde permanecen activos. Puede que el·aspecto de estos depósitos no sea tan inspirador-como algunas de las formaciones producidas por la erosión glaciar, pero son importantes como reservas de agua subterránea y, en muchas zonas, se explotan para extraer arena y grava. En realidad, la arena y grava glaciares constituyen una gran pa"rte de la economía de extracción de minerales de va~ ríos estados y provincias. Todo derrubio glaciar ha sido transportado desde su origen y posteriormente deposita" do en algún otro sitio. · Los numerosos fragmentos de roea y rocas erosio-· nadas depositadas por la glaciación dispersas por toda la superficie que, obviamente, no proceden del área en la que ahora descansan se llaman bloques erráticos (• Figura 14.12). Un buen ejemplo es la famosa piedra decorativa de Michigan conocida como «puddingstone», compuesta de cuarcita con fragmentos visibles de jaspe rojo, que procede de los afloramientos de roca de Ontario, Canadá. Los geólogos definen dos. tipos de derrubios .glaciares, till y derrubios glaciares estratificados. El till está formado por sedimentos depositados directamente por el hielo glaciar. Estos depósitos no están seleccionados por tamaño de partícula ni dens!dad, y no muestran distribución en capas o. estratificación. El till de los glaciares de valle y de casquete es parecido, pero el de los glaciares de casqu ete es mucho más extenso y, normalmente, ha sido transportado más lejos.

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Los glaciares de valle erosionan eficazmente y causan algunas formas fácilmente reconocibles. Allí donde Jos glaciares se mueven por valles de montañas, éstos se hacen más profundos y anchos, dándoles un perfil en U distintivo. Los picos y las cumbres que se'·alzan por encima de los glaciares de valle también se erosionan, y se tornan irregulares y angulosos. Gran parte del paisaje espectacular de Grand Tetan National Park, Wyoming; Yosemite National Park, California, y Glacier National Park, Montana, es el resultado de la erosión debida a los glaciares de valle. A decir verdad, aún -permanecen activos en algunas de las montañas del oeste de Norteamérica, especialmente en Alaska y Canadá.

Parte del sudoeste de Groenlandia (derecha), donde los glaciares de valle confluían para formar una capa de hielo. Si estos glaciares se derriten algunas formaciones , como las de la Figura 14.11 c estarían presentes. El Teton Range, en Wyoming (superior) , adquirió sus puntas angulosas y crestas y los amplios valles redondeados, en general, como resultado de la erosión debida a los glaciares de valle.

Valles glaciares en forma de U. El valle glaciar de arriba está en el norte de Montana, mientras que el de arriba a la derecha está al sur de Alemania. El lago está encajonado detrás de un depósito glaciar conocido como morrena terminal. El valle glaciar de pared muy inclinada de Noruega (derecha) se extiende por debajo C'lel nivel del mar, formando lo que se denormit'la un fiordo.

La depresión en forma de tazón en el monte Wheeler, en Great Basin National Park, Nevada, es un circo glaciar. Tiene paredes empinadas en tres lados y se abre a un valle glaciar.

El lago Helen, sobre el pico Lassen, en el Lassen Volcanic National Park, California, es un pequeño lago de montaña, es decir, un lago de un circo glaciar.

Las cataratas de Nevada, en el Yosemite National Park, California, caen desde 181 m de altura sobre un valle colgado. El valle, en primer plano, es un inmenso valle glaciar en forma de

El Matterhorn o Cervino (superior), en Suiza, es un bien conocido horn. Esta vista del Jungfrau (izquierda), en Suiza, muestra dos glaciares pequeños, una cabecera de circo glaciar y una arista.

CAPITULO 14

LOS GLACIARES Y L A GLA CIACIÓN

Formas compuestas de ti// Las formas compuestas de till incluyen varios tipos de morrenas y colinas alargadas llamadas drumlins.

• Figura 14.12 -·------------------

-

Bloques erráticos glaciares en Hammond, Nueva York.

Al contrario que el till, los derrubios glaciares estratificados tienen capas e, invariablemente, muestran algún grado de selección. En realidad, los derrubios glaciares e;tratfficados son capas de arena y grava que se acumularon en cauces de corrientes anastomosadas. En el Capítulo 12 mencionamos que las corrientes originadas por el deshielo de los glaciares son normalmente anastomosadas, porque reciben m ás sedimentos de los que pueden transportar de manera efectiva.

Morrenas fina/es. El final de cualquier glaciar puede estabilizarse en una posición durante un período de tiempo, quizá unos pocos años o incluso décadas . La estabilización del frente del hielo no significa que el glaciar h aya dejado de fluir, sólo que tiene un balance equilib'r ado. Cuando un frente de hielo está inmóvil, el glaciar sigue moviéndose y los sedimentos transportados dentro o sobre el hielo se vierten como una pila de escombros en el final del glaciar. Estos depósitos son las morrenas finales, que siguen creciendo mientras el frente de hielo permanezca inmóvil (• Figura 14 .13). Las morrenas finales de los glaciares de valle son normalmente crestas de till en forma de media luna que se extienden por el valle ocupado por el glaciar. Las de los glaciares de casquete son análogas al frente del hielo pero mucho más extensas. Después de un período de estabilización, un glaciar puede avanzar o retroceder, dependiendo de los cambios en su balance. Si avanza, el frente del hielo anula y modifica su mGrrena anterior. Pero si tiene un balance negativo, el frente del hielo retrocede hacia la zona de acumulación. Cuando el frente del hielo retrocede, el till se deposita al ser liberado del hielo que se funde y forma

(b) Fin del retroceso del glaciar

(a) Máxima extensión del glaciar

• Figura 14.13

- - - - ·- -

----

(a) El origen de una morrena final. (b) Un glaciar retrocede y su final se estabiliza en una nueva posición, y se deposita otra morrena final. Las morrenas f inales se denominan morrenas term inales o de retroceso, dependiendo de su posición.

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DEPÓS I T OS G L AC I A R E S

una capa de morrena de fondo (Figura 14.13b). Lamorrena de fondo tiene una topografía ondulada e irregular, mientras que la morrena final consiste en.acumulaeiones de sedimentos e n forma de crestas alargadas . Después de que un glaciar haya retrocedido durante algún tiempo, su final puede volver. a estabilizarse, y deposita otra morrena final. Como el frente del hielo ha retrocedido, estas morrenas se llaman morrenas de retroceso (Figura 14.13b). Durante el Pleistoceno, los glaciares de casquete de la región central del continente se exte ndieron h acia el sur hasta. la zona m e ridional d e Ohio, Indiana e Illinois. Sus morren as finales más distales, que m arcan la máxima extensión de los glaciares, llevan el nombre especial de morrena terminal . (los glaciares de valle también depositan morrenas terminales) (• Figura 14.14). A medida que los glaciares retrocedieron de las posiciones en las que h abían depositado sus morren as terminales, detuvieron temporalmente. su retirada numerosas veces y depositaron docenas de morrenas de retroceso.

Morrenas laterales y centrales. Como ya h emos visto, los glaciares de valle transportan una cantidad

399

considerable de sedimentos a lo largo de sus márgenes. Gran parte de este sedimento es erosion ado y arran cado d e las paredes del valle, pero un a cantidad significativa cae o se desliza sobre la superficie del glaciar m edia nte los procesos gravitacionales. E n cualquier caso, cuando un glaciar se funde, estos sedimentos se depositan en forma de largas crestas de till, llamadas morrenas laterales, a lo largo del m argen del glaciar (• Figura 14.15). C u and o dos morrenas laterales se unen, como c u ando un glaciar tributario desemboca en un glaciar más grande, se forma una morrena central (Figu ra 14.15 ). Aunque las morrenas centrales se identifican por su posición en un glaciar de valle, e n realidad se forman por la unión de dos morrenas laterales. Generalm ente, podemos determinar cuántos aflu entes tiene un glaciar de valle por el número de morrenas centrales.

Drumlins. En much as zonas en las que los glaciares continentales depositaron till, éste ha sido transforrpado en colinas alargadas conocidas como drumlins. Algunos drumlins tienen hasta 50 m de altura y 1 km de longit4d; pero la mayoría son mucho más pequeños. Lateralmen te,

(a)

• Figura 14.14 (a) Una morrena fin al deposit ada p or un glaciar de valle. Esta m orrena f inal en particular es t ambién una morrena t erminal, porque es la más alejada d el orig en d el g laci ar. .(b) Primer p lano d e una mo rrena final. Observemos q ue el d epósito no está seleccionad o p or tamaño de pa rtícula y no m uestra cap as o estratificación.

(b)

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L O S GL A C I A R E S Y LA GLA C I AC I ÓN

C APITU L O 14

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• Figura 14.15

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(a) Mo rrenas lateral y central en un g laciar en A laska. Observemos q ue allí d onde se unen dos g laciares trib uta rio s, d os morrenas latera les se unen para formar una morren a cent ral. (b) Las d os crest as p aralelas q ue se exti enden desde est e valle d e m onta ña son morrenas lat erales.

un drumlin parece una cuchara invertida con el extremo empinado en el lado desde el que el hielo glaciar avanzó y el extremo opuesto con una ligera p e ndiente señalando-la dirección del movimiento del hielo . Una hipótesis para el origen de los drumlins sostiene que se forman en' la zona de flujo plástico cuando _el hielo glaciar modifica el till e n colinas aerodinámicas. Según otra hipótesis, los drumlins se forman cuando enormes inundaciones de agu a del deshielo de los glaciares modifican los dep ósitos de ti!!. Los drumlins rara vez se produce n como colinas únicas aisladas ; normalmente se encuentran en cam pos de drumlins que contie nen cie ntos o miles d e drumlins. Encontramos campos d e drumlins en varios estados de Estados Unidos y e n Ontario, Canad á, p ero pued e que e l mejor eje mplo es té c e rc a d e P almyra, Nue va York.

Formas compuestas de derrubios glaciares estratificados Los derrubios glaciares estratificados se encuentran en áreas tanto de glaciación de valle como de casque te, pero como sería de esperar, son m ás extensos en la glaciación de casquete.

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Llanuras aluviales y trenes de valle. Los glaciares descargan agua fundida cargada de sedimentos la mayor p arte del tiempo, excep to quizá durante los meses más fríos. E ste agua fundida forma una serie d e corrientes anastomosadas que salen e n forma radial desde el frente de los glaciares con tinentales sobre una región a mplia. Estas corrie ntes recibe n tanto s sedim entos que gran parte se depositan en los cauces en forma de barras de arena y grava . El vasto m a n to de sedimentos que se forma de este m odo se lla m a lla nura aluvial (• Figura 14.16). Los glaciares de valle ta mbié n descargan en ormes cantidades de agu a fundida y, como los glaciares de casquete, tie n en corrientes an astom osadas que parten de ellos. Sin embargo, estas corrientes están limitadas a las p ar tes inferiores de sus depresiones, y sus largos y estrechos depósitos de derrubios estratificados se conocen como trenes de valle (• Figuras 14.16 y l 4 . l 7a). N ormalmente, las llanuras aluviales y los trenes de valle contien en numerosas depresion es circulares u ovales, muchas de las cuales con tien en lagos pequeñ os. Estas dep resiones son denom inadas kettles, que se fo rm an cuando un glaciar de valle o de casquete en retroceso deja un bloque de hielo qu e posteriormen te queda parcial o comple tam ente sepultado (Figuras 14.1 6 y

DEPÓ S I TOS GL AC I A RE S

14. l 7b). Cuando el bloque de hielo al final se funde , deja una depresión; si la depresión se extiende por debajo del nivel freático , se convierte en la sede de un pequeño lago. Algunas llanuras de aluvión tienen tantas depresiones glaciares que se llaman llanuras de aluviales marcadas.

Kames y eskers. Los kames son colinas cónicas de hasta 50 m de altura compuestas de derrubios glaciares es tratificados (Figuras 14.16 y 14. l 7c) . Muchos kames se forman cuando una corrie nte deposita sedimentos en una depresión en la superficie de un glaciar; cuando el hielo se funde, el depósito se asienta en la superficie. Los kames también se forman en cavidades dentro o por debajo del hielo estancado.

401

Los eskers son cordones largos y sinuosos de derrubios glaciares estratificados, muchos de las cuales serpentean y tienen afluentes (Figuras 14.16 y 14.17d). Algunos eskers miden h asta 100 m de altura y pueden extenderse a más de 100 km. La mayoría de los eskers están en áreas una vez cubiertas de glaciares de casquete, pero también podemos encontrarlos por debajo de los glaciares de valle. La selección y estratificación de los sedimentos de los eskers indican claramente la sedimentación por parte de las corrientes de agua. Las propiedades de eskers antiguos y las observaciones de los glaciares actuales indican que se forman en túneles por debajo del hielo estancado (Figura 14.16).

Depósitos de lago glaciar

... Morrena final

(a)

Druml ins

Existen numerosos lagos en las zonas de glaciación. Algunos se formaron cuando los glaciares hicieron depresiones mediante la erosión, otros se encuentran donde el drenaje de una corriente fue bloqueado y otros son el resultado de la acumulación de agua detrás de las morrenas o en los kettles. Sea cual sea el modo en que se formaron, los lagos glaciares, como todos los lagos, son áreas de sedimentación. Los depósitos pueden llegar a ellos y depositarse en forma de pequeños deltas, pero de especial interés son los depósitos de grano fino. Normalmente, los depósitos limo-arcillosos de los lagos glaciares tienen láminas finas (capas de menos de 1 cm de grosor) y están formados por capas claras y oscuras alternas. Cada par de láminas claras y oscuras constituye una varva (• Figura 14.1 8), que representa un e_pisodio anual de sedimentación. La capa clara se forma durante la primavera y el verano y está compuesta de limo y ~rcilla; la capa oscura se forma durante el invierno cuando las partículas más pequeñas de arcilla y la materia orgánica dejan de estar en suspensión cuando el lago se congela. El número de varvas indica h ace cuántos años existió un lago glaciar.

Oué haría

(b)

• Figura 14.16 Dos etapas en el origen de kettles, kames, eskers, drum li ns y llanuras aluviales: (a) durante la glaciación y (b) después de la glacia ción.

Durante una visita al Pacífico noroeste, observa que una corrienté ha formado un desfiladero. En la parte inferior del desfiladero hay una proyección de roca firme parecida a la de la Figura 14.9b. Por encima de esta roca firme hay una secuencia de capas alternantes y finas (2-4 mm de grosor) de materiales de grano muy fino claros y oscuros (limo y arcilla) con unas pocas rocas erosionadas que miden 10-15 cm de ancho . En la parte superior del desfiladero hay un depósito limoarcilloso, arena y grava que no presenta ni capas ni selección. ¿Cómo descifraría la historia geológica de estos depósitos?

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CAPÍTUL O 14

LOS GLACIARES Y LA GLACI AC IÓ N

• Figura 14.17 (a) Un tren de va lle en Alaska formado de derrubios glaciares estratificados. (b) Un kettle en una morrena en A laska . (c) Esta colina pequeña en Wisconsin es un kame. (d) Este cordón sinuoso cerca de Dahlen, Dakota del Norte, es un esker.

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1

1

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(a)

(b)

(e)

(d)

Otro rasgo distintivo de los lagos glaciares que contienen varvas son los clastos abandonados (Figura 14.18). Son fragmentos de grava, o incluso mayores, incluidos en los depósitos de grano muy fino. La mayoría fueron probablemente transportadas hasta los lagos por icebergs que se fundieron y liberaron el sedimento contenido en el hielo.

¿QUÉ PROVOCA LAS EDADES DE .HIELO? ntendemos bien cómo se forma un glaciar individual: si cae · más nieve de la que se funde durante la estación cálida, se produce una ac u-

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mulación neta; la nieve profundiza cada vez más y a cierta profundidad se convierte en hielo glaciar. Y, como ya hemos visto anteriormente, el flujo empieza cuando se alcanza el grosor crítico de 40 m. Por tanto, sabemos cómo se forman los glaciares, algo de su dinámica y cómo afectan a la superficie de la Tierra, pero no hemos tratado dos cuestiones: (1) ¿Qué provoca los episodios de glaciación a gran escala? y (2) ¿Por qué ha habido tan pocos episodios de glaciación generalizada? Los glaciares no sólo estuvieron mucho más extendidos durante la era del Pleistoceno, sino que también se expandieron y redujeron varias veces. (Véase el Capítulo 23, «La Tierra del Cenozoico y la historia de la vida», para más información sobre los glaciares del Pleistoceno). Sólo se reconocen unos pocos períodos de glaciación en el registro geológico, cada uno de ellos separado de los otros por largos intervalos de clima moderado. Estos cam-

¿QU É PR OVOCA LAS EDA D ES DE · HIELO ?

• Figura 14.18 ... ---·---

--·

..

Varvas glaciares co n un clasto abandonado.

bios climáticos a largo plazo probablemente son resultado de cambios geográficos lentos relacionados con la actividad tectónica de las placas. Las placas en movimiento llevan los continentes a latitudes altas donde pueden existir los glaciares, siempre que reciban suficiente precipitación en forma de nieve. Las colisiones de las placas, la posterior elevación de amplias áreas muy por encima del nivel del m ar y los pa trones variables de circulación oceánica y atmosférica provocados por el cambio de forma y posición de las placas, también contribuyen al cambio clim ático a largo plazo. Una teoría que explique las edades de hielo debe tratar el hecho de que durante la Edad de Hielo del Pleistoceno (de 1,6 millones a 10.000 años atrás) p eríodos interglaciares más cálidos separaron varios intervalos de expansión glaciar. Se han reconocido al menos cuatro episodios de glaciación importantes en Norteamérica, y en Europa se produjeron seis o siete avances y retrocesos glaciares. Estos acontecimientos climáticos a plazo intermedio tuvieron lugar en escalas de tiempo de decenas a cientos de miles de años. La naturaleza cíclica de este episodio más reciente de glaciación lleva tiempo siendo un problema a la hora de formular una teoría global del cambio climático.

La teoría de Milankovitch Una hipótesis particularmente interesante para los acontecimientos climáticos a plazo intermedio fue postulada

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por el astrónomo yugoslavo Milutin Milankovitch durant~ los años veinte. Pr~puso que las irregularidades menores en la rotación y órbita de la Tierra son suficientes para alterar la cantidad de radiación_ solar que recibe el planeta en cu alquier latitud determinada y que, por tanto, pueden afectar a los cambios climáticos. La que ahora llamamos teoría de Milankovitch, fue inicialmente ignorada, pero ha recibido u n interés renovado durante los últimos 25 años . M ilankovitch atribuyó la llegada de la Edad de Hielo del Pleistoceno a variaciones en tres parámetros de la órbita de la Tierra (• Figura 14.19) . El primero es la excentricidad orbitai, ~ue es el grado en el que la órbita se aparta de un círculo perfecto. Los cálculos indican un ciclo aproximado de 100.000 años entre períodos de excentricidad máxima. Esto se corresponde estrechamente con 20 ciclos climá ticos de frío-calor que se produjeron durante el Pleistoceno. El segundo p arámetro es el ángulo entre el eje de la Tierra y una línea perpendicular con el plano de su órbita alrededor del Sol. Este ángulo se mueve alrededor de 1 ,5 grados desde su valor actual de 23,5 grados durante un ciclo de 4 1.000 años. El tercer parámetro es la precesión de equinoccios, que hace que la posición de los equinoccios y los solsticios se mueva lentamente alrededor de la órbita elíptica de la Tierra en un ciclo de 23.000 años. Los cam~ios continuos de estos tres parámetros hacen que la cantidad de calor solar que se recibe en cualquier latitud varíe ligeramente a lo largo del tiempo. Sin embargo , el calor total recibido por el planeta cambia poco. M ilankovitch propuso, y ahora muchos científicos están de acuerdo, que la interacción de es tos tres parámetros proporciona el mecanism o de desencadenamiento de los episodios glaciares-interglaciares del Pleistoceno.

Acontecimientos climáticos a corto plazo Los acontecimientos climáticos con duraciones de varios siglos, como por ejemplo la Peq ueña Edad de Hielo, son demasiado cortos p ara que sean d·e bidos a la tectónica de las placas o a los ciclos de M ilankovitch. Se han propuesto varias hipótesis, incluidas las variaciones en la energía solar y el volcanismo . Las variaciones e n la energía solar podrían ser resultado de cambios en el interior del mis mo Sol o de cualquier cosa que reduzca la cantidad de energía que la Tierra recibe del Sol. Lo último podría ser de bido a que el sistema solar pase a través de nubes de polvo y gas interestelar o que algunas sustancias de la atmósfera reflejen la radiación solar de vuelta a espacio. Sin emb argo, los registros que se guardan de los últim os 80 años, indican que durante ese tiempo l a cantidad de ra-

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CAPÍTULO 14

LOS GLA.CIARES Y LA GLACI AC IÓ N

(a) Eje dentro de 11.000 años Eje en la actuali~~-5,~imadamente

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diación solar ha variado sólo ligeramente. Por tanto, aunque las variaciones en la energía solar pueden influir en los acontecimientos climáticos a corto plazo, dicha correlación no ha sido demostrada. Durante las grandes erupciones volcánicas, tremendas cantidades de cenizas y gases son arrojados a la atmósfera, donde reflejan la radiación solar entrante reduciendo así las temperaturas atmosféricas. Recordemos del Capítulo 5, que pequeñas gotitas de gases de azufre permanecen en la atmósfera durante años y pueden tener un efecto significativo sobre el clima. Se han producido varios acontecimientos volcánicos a gran escala, como la erupción del Tambora en 1815, y se sabe que han tenido efectos climáticos. Sin embargo, aún no se ha establecido ninguna relación entre los períodos de actividad volcánica y los períodos de glaciación.

(b)

• Figura 14.19

Condiciones actuales Julio

(c) Condiciones dentro de 11.000 años aproximadamente Julio

(d)

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Las irregularidades menores en la rotación y órbita de la Tierra pueden afectar a los cambios climáticos. (a) La órbita de la Tierra varía de ser casi un círculo (izquierda) a un elipse (derecha) y de vuelta a un círculo en unos 100.000 años. (b) La Tierra se mueve al rededor de ~u órbita mientras gira sobre su eje, que está inclinado respecto al plano de su órbita alrededor del Sol en 23,5 grados y señala hacia la Estrella Polar. El eje de rotación de la Tierra se mueve lentamente y traza la trayectoria de un cono en el espacio. (c) Actualmente, la Tierra está más cerca del Sol en enero, cua ndo el Hemisferio Norte experimenta el invierno. (d) En unos 11.000 años, debido a la precesión, la Tierra estará más cerca del Sol en ju lio, cuando sea vera no en el Hemisferio Norte .

RE SUMEN D EL CA PÍTULO

405

GEO

RECAPITULACION Resumen del capítulo Actualmente, los glaciares cubren alrededor de un 10% de la superficie terrestre y contienen un 2 , 15% de todo el agua de la Tierra. Un glaciar se forma cuando la nieve invernal supera el deshielo estival y, por tanto, se acumula año tras año. La nieve se compacta y se convierte en hielo glaciar, y cuando el hielo tiene un grosor de unos 40 m , la presión h ace que fluya. Los glaciares se mueven por flujo plástico y por deslizamiento basal. Los glaciares de valle están confinados en valles de montaña y fluyen desde elevaciones más altas a otras más bajas, mientras que los glaciares continentales o de casqu ete cubren amplias áreas y fluyen h acia fuera en todas direcciones desde una zona de acumulación. El comportamiento de un glaciar depende de su balance, que es la relación entre la acumulación y la ablación. Sí un glaciar tiene un balance equilibrado, su parte final permanece inmóvil; un balan ce positivo o negativo hacen que el final avance o retroceda, respectivamente. Los glaciares se mueven a distintas velocidades, dependiendo de la pendiente, el caudal y la estación. Los glaciares de valle tienden a fluir m ás rápidamente que los glaciares continentales.

La erosión de montañas por parte de los glaciares de valle da lugar a formaciones angulosas y agudas, como circos glaciares, aristas y horns. Los valles glaciares en forma de U, los fiordos y los valles colgados son también producto de la glaciación de valle. Los glaciares continentales erosionan y biselan zonas altas, produciendo un p aisaje liso y redondeado conocido como llanura de erosión glacial. Las formas de sedimentación incluyen las morr~nas, que son acumulaciones de tíll en forma de crestas. Los diversos tipos de morrenas son terminal, de retroceso, lateral y central. Los drumlins están compuestos de till que fue transformado aparentemente en colinas aerodinámicas por los glaciares continen tales o las inundaciones. Los derrubios glaciares estratificados de las llanuras aluviales y los trenes de valle consisten en arena y grava depositada por corrientes de agua fundida procedente de los glaciares. Los cordon es conocidos como eskers y las colinas cónicas, lla madas kames, están también compuestas por derrubios glaciares estratificados. Los grandes intervalos glaciares separados por decenas o cientos de millones de años probablemente se produjeron como resultado del cambio de posición de las placas tectónicas, que a su vez provocó cambios en los patrones de circulación oceán ica y atmosférica.

Los glaciares erosion an y transportan de manera efectiva porque son sólidos en movimiento. Son p articularmente efectivos erosionando suelo y sedimentos no consolidado~ , y pueden transportar sedimentos de cualquier tamaño que reciban.

Actu almente, la teoría de Milankovitch tien e una aceptación muy amplia como explicación de los intervalos glaciares-interglaciares.

Los glaciares continentales transportan la mayor parte de sus sedimentos en la parte inferior del hielo, mientras que los glaciares de valle pueden llevar sedimentos en todas las partes del hielo.

Las razones de los cambios climáticos a corto plazo, como la Pequeña Edad de Hielo, no están muy claras. Dos causas propuestas son los cambios en la cantidad de energía solar recibida por la Tierra y el volcanismo.

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CAPITULO 14

LOS G L AC I ARES Y L A GL AC I AC I Ó N

Términos clave abrasión (pág. 392) abrasión glaciar (pág. 392) arista (pág. 395) balance glaciar (pág. 389) bloque errático (pág. 395) casquete polar (pág. 389) campos de hielo (pág. 389) circo glaciar (pág. 394) derrubio glaciar (pág. 395) derrubios glaciares estratificados (pág. 398) deslizamiento basal (pág. 387) domos (pág. 389) drumlin (pág. 399)

esker (pág. 401) fiordo (pág. 394) firn o hielo granular (pág. 386) flujo plástico (pág. 387) glaciar (pág. 385) glaciar continental o de casquete (pág. 389) glaciar de valle (pág. 388) hielo glaciar (pág. 387) horn (pág. 395) kame (pág. 401) llanura aluvial (pág. 400) morrena central (pág. 399) morrena de fondo (pág. 399)

morrena de retroceso (pág. 399) morrena final (pág. 398) morrena lateral (pág. 399) morrena terminal (pág. 399) oleada glaciar (pág. 392) teoría de Milankovitch (pág. 403) till (pág. 395) tren de valle (pág. 400) valle colgado (pág. 394) valle glaciar en forma de U (pág. 394) zona de ablación (pág. 389) zona de acumulación (pág. 389)

Cuestiones de repaso l.

2.

3.

¿Cuál de las siguientes afirmaciones es correcta?: a .___ un circo glaciar se forma cuando dos glaciares de valle se unen; b. _ _encontramos depósitos glaciares de la Edad de Hielo en zonas tan al sur como Alabama; c. _ _la mayor parte del norte de Europa estaba cubierta por el hielo glaciar durante la Pequeña Edad de Hielo; d. _ _muchos de los glaciares de valle de Estados Unidos están en los Apalaches; e. _ __ menos de un 1% de todo el hielo glaciar se encuentra fuera de la Antártida y de Groenlandia. Sí un glaciar deposita una morrena terminal y después retrocede y deposita otra morrena, esta última se llama morrena_ _ a. _ _lateral; b'. ___central; c. ___de retroceso; d. _ _ óptíma; e. _ _aluvión. Una arista es un(a): a. _ _cresta en forma de cuc_h íllo entre valles glaciares;

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b. _ __ depósíto de arena y grava no seleccionada; c. ___píco en forma de pirámide erosionado por los glaciares continentales; d. ___ tipo de glaciar que se encuentra en los valles .de montaña; e. ___llanura de aluvión con numerosos kettles. 4.

Cuando la nieve recién caída se compacta, se funde parcialmente y se vuelve a congelar, forma un hielo granular llamado: a. _ __ kame; b._ _ till; c. ___fírn; d. _ _ derrubios ; e. ___ circo glaciar.

5.

Los glaciares se mueven principalmente por: a. _ _ oleadas; b. _ _ deslizamiento basal; c. ___ compresión lateral; d. _ _flujo plástico ; e. ___abrasión .

6.

Una depresión en forma de cuenco en la ladera de una montaña en el extremo superior de un valle glaciar es un(a): a. _ _ tren de valle;

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b. _ __ circo glaciar; c. _ __esker; d. _ _ drumlin; e. _ __ bloque errático. 7.

8.

9.

1O.

11.

Durante la Edad de Hielo o era del _ _, los glaciares cubrían alrededor de un ___ de la superficie la Tierra: a. ___Cretácico/75%; b. _ _ Proterozoico/l 0 %; c ._ _Paleozoico/5 0%; d. _ _Pleistoceno/30%; e. _ _Mesozoico/15%. Si un glaciar tiene un balance equilibrado : a. ___deja de moverse; b. _ __ su final permanece inmóvil; c. ___su ritmo de ablación supera su índice de acumulación; d. ___la longitud del glaciar disminuye; e. ___ya no se forman grietas. Una llanura erosionada por el hielo es un(a): a. _ __paisaje apagado resultado de la erosión por parte de un glaciar continental; b. ___área con muchos circos, horns y aristas; c.___área extensa cubierta de depósitos de aluvión; d. _ __ región en la que se encuentran normalmente drumlins y eskers; e. _ __tipo de depósito formado por capas alternas de arcilla oscuras y claras. Las dos zonas que actualmente tienen glaciares continentales son: a. ___el Parque Nacional Glacier, Montana, y el Parque Nacional de Waterton, Canadá; b. _ _ el Monte Baker, Washington, y la Sierra Nevada de California; c. _ _ la Antártida y Groenlandia; d. ___Escandinavia y Canadá; e. _ _ Islandia y la isla Baffin. Cuando al menos tres glaciares erosionan un único pico de montaña, se forma un pico en forma de pirámide llamado: a. ___horn; b.___derrubios; c. ___esker; d. _ __ estriación; e._ _ fiordo.

407

12.

Una roca erosionada transportada glaciarme_n te y que ahora descansa lejos de su origen es un(a): a. _ _firn; b. ___bloque errático; c ._ _morrena; d. ___varva; e. _ __ cadilito.

13.

¿Cómo es posible que los glaciares erosionen por debajo del nivel del mar mientras que las corrientes no pueden?

14.

Un glaciar de valle tiene una superficie de corte transversal de 400.000 m 2 y una velocidad de flujo de 2 m/día. ¿Cuánto tardará un km 3 de hielo en pasar por un punto determinado?

15.

En sus viajes se encuentra un afloramiento de roca al borde de la carretera que está compuesto de capas alternas de fango laminado claro y oscuro, con unas cuantas rocas que miden de 20 a 40 cm de ancho. Explique la secuencia de eventos responsables de la sedimentación.

16.

Varios de los volcanes de la Sierra de las Cascadas, de California, Oregón y Washington, tienen glaciares. ¿Qué dos factores explican. los glaciares de estas montañas?

1 7.

Explique en términos de balance glaciar cómo un glaciar que una vez estuvo activo se estanca.

18.

¿Qué clases de evidencias indicarían que una zona ahora libre de hielo estuvo una vez cubierta por un glaciar continental?

19.

¿Qué son el deslizamiento basal y el flujo plástico, qué causa cada uno de ellos y cómo varían según la estación?

20.

¿Cómo explica la teoría de Milankovitch la llegada de los episodios de glaciación del Pleistoceno?

2 1.

¿Qué es el límite de firn de un glaciar y cómo se relaciona su posición con el balance de un glaciar?

22.

¿Qué son los valles colgados y cómo se originan?

23.

¿Cómo se forman las morrenas terminales y de retroceso?

24.

¿Cómo se origina el hielo glaciar y por qué se considera una roca?

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La obra del viento y de los desiertos

CAPÍTULO 15

ESQUEMA DEL CAPITULO .I'

Introducción ¿Cómo transporta sedimentos el viento? ¿Cómo erosiona el viento los accidentes geográficos? GEOLOGÍA EN LUGARES INESPERADOS: Llevado por el viento ¿Cuáles son los diferentes tipos de depósitos del viento? • ¿Cómo se distribuyen los cinturones de presión de aire y los patrones de viento globales? ¿Dónde aparecen los desiertos? • ¿Cuáles son las características de los desiertos? ¿Qué tipos de formas encontramos en los desiertos? • Geo-Recapitulación

La comunidad saharaui de El Gedida, en la parte occidental de Egipto, está siendo sepultada lentamente por el avance de la arena. Fuente: George Gerste r!The Nationa l Audubon Society/Photo Researchers

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CAPITULO 15

LA OBR A D E L VI EN TO Y DE L OS DESI E RT OS

Introducción urante las últimas décadas, los desiertos han ido avanzando sobre millones de acres de tierra productiva, destruyendo praderas, tierras de cultivo e incluso pueblos (véase la foto al inicio del capítulo). Esta expansión, estimada en 70.000 km 2 al año, se ha cobrado un alto prec io en sufrimiento humano. Debido al incesante avance de los desiertos, cientos de miles de personas han muerto de hambre o se han visto forzadas a emigrar como «refugiados medioambientales» de sus hogares a campamentos, donde la mayoría están muy mal nutridas. Esta expansión de los desiertos sobre tierras anteriormente productivas se llama desertización, y es un problema importante en muchos países. La mayoría de las regiones que sufren la desertización se encuentran a lo largo de los márgenes de los desiertos existentes ; donde un ecosistema en delicado equilibrio sirve como barrera entre el desierto por un lado y un entorno más húmedo por el otro. Su potencial para adaptarse a la s crecientes presiones medioambientales de causas naturales así como provocadas por la actividad humana es limitado. Ordinariamente, las regiones desérticas se expanden y contraen gradualmente en respuesta a procesos naturales, como el cambio climático, pero gran parte de la desertización actual ha sido acelerada por el hombre. En muchas áreas, se ha eliminado la vegetación natural para extender los cultivos hacia bordes cada vez más secos para mantener a la población creciente. Como la hierba es la vegetación natural dominante en la mayoría de las zonas periféricas, la ganadería es una actividad económica habitual. Sin emba rgo, el número cada vez mayor de ganado en muchas zonas ha superado con mucho la capacidad de la tierra para mantenerlo. En consecuencia, el manto de vegetación que protege el suelo ha disminuido, haciendo que el suelo se disgrege y que el viento y el agua se lo ll eve, lo que da lugar a un aumento de desertización. Una zona particularmente golpeada por la desertización es el Sahel de África (un cinturón de 300-1.100 km de ancho, situado al sur del Sahara). Como la sequía es común en el Sahel, la región sólo puede soportar una población limitada de personas y de ganado. Por desgracia, las crecientes poblaciones de personas y animales y una agricultura más intensa han aumentado las demandas de las tierras. Al experimentar también sequías periódicas, esta región ha sufrido enormemente cuando los cultivos han fracasado y el ganado ha consumido de manera excesiva la vegetación natural, dando lugar a miles de muertos, gente desplazada y la invasión del Sahara. La tragedia del Sahel y las sequías prolongadas de otras zonas situadas al borde de los desiertos nos recuerdan el delicado equilibrio de los ecosistemas en estas regiones. Un a vez que la frágil cobertura del suelo ha sido eliminada por la erosión, hacen falta siglos para que se forme sue lo nuevo (véase el Capítulo 6).

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Oué haría Le han pedido que testifique ante un comité del congreso encargado de determinar si la National Science Foundation debería continuar subvencionando la investigación dedicada al estudio de los cambios climáticos durante la era Cenozoica . Su especialidad son los accidentes geográficos del desierto y la formación de los desiertos. ¿Qué argumentos utilizaría para convencer al comité de que continúen subvencionando la investigación paleoclimática?

Hay muchas razones importantes para estudiar los desiertos y los procesos responsables de su formación. En primer lugar, los desiertos cubren grandes regiones de la superficie de la Tierra. Más de un 40% de Australia es desierto y el Sahara ocupa una gran parte del norte de África. Aunque generalmente los desiertos están escasamente poblados, algunas regiones desérticas están experimentando una afluencia de gente, com o por ejemplo Las Vegas, Nevada, la zona desértica del sur de California y varias zonas de Arizona. Muchos de estos sitios ya tien en problemas con el crecim iento de pobla ción. Además, con el actual debate sobre el calentamiento globa l, es importante comprender cómo funcionan los procesos del desierto y cómo afectan los cambios climáticos globales a los distintos sistemas y subsistemas de la Tierra. Al comprender cómo funciona la desertización, la gente puede tomar medidas para eliminar o reducir la destrucción realizada, particularmente en términos de sufrimiento humano. El estudio de las causas subyacentes del cambio climático examinando las regiones desérticas antiguas puede hacernos entender la posible duración y gravedad de cambios climáticos presentes y futuros. Esto puede tener importantes repercusiones en las decisiones sobre si el enterramiento de residuos nucleares en un desierto, como Yucca Mountain , Nevada, es tan seguro como dicen algunos y en bien de nuestro propio interés como sociedad. Hace más de 6.000 años, el Sahara era una sabana fértil que mantenía una fauna y flora variada, incluidos seres humanos. Entonces, el clima cambió y la zona se convirtió en un desierto. ¿Cómo sucedió esto? ¿Cambiará de nuevo esta región en el futuro? Éstas son algunas de las preguntas que los geocientíficos esperan poder contestar estudiando los desiertos. Y, por último, muchos agentes y procesos que han dado forma a los desiertos parecen no estar limitados a nuestro planeta. Muchas cara cterísticas encontradas en Marte, especialmente como se ven en las imágenes transmitidas por los «rovers» Spirit y Opportunity, son, aparentemente, resultado de los mismos procesos del viento que funcionan en la Tierra.

¿CÓMO TRAN SP O RTA SEDIMENTOS EL- VI E i'\TO?

¿CÓMO TRANSPORTA SEDIMENTOS EL VIENTO? 1 viento es un fluido turbulento y, por tanto, transporta sedimentos casi del mismo modo que las corrientes de agua. Aunque el viento normalmente flu ye a una velocidad superior al agua, tiene una densidad menor y, por consiguiente, sólo puede llevar partículas de tamaño limo y arcilla como carga en suspensión. La arena y las partículas más grandes se desplazan por el suelo como carga de fondo.

Carga de fondo Los sedimentos demasiado grandes o pesados como para ser transportados en suspensión por el agua o el viento se desplazan como carga de fondo. por saltación o rodando y deslizándose. Como ya vimos en el Capítulo 12, la saltación es el proceso por el cual una porción de la carga de fondo se mueve botando intermitentemente a lo largo del cauce de una corriente. La saltación también se produce en la tierra. El viento hace rodar los granos de arena y levanta y lleva algunos granos a lo largo de distancias cortas antes de que vuelvan a caer a la superficie. Cuando los granos de arena descienden y caen a la superficie, golpean otros granos, haciendo que boten mediante la saltación (• Figura 15 .1). Los experimentos en túneles de viento muestran que una vez que los granos de arena empiezan a moverse, siguen haciéndolo, aunque el viento vaya por debajo de la velocidad n ecesaria para empezar a moverlos. Esto ocurre porque una vez que comienza la saltación, provoca una reacción en cadena de colisiones entre granos de arena que mantiene a los granos en movimiento constante. La arena en saltación normalmente se mueve cerca de la superficie, e incluso, cuando los vientos son fuer-

Viento

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4II

tes, los granos rara vez se elevan más de un metro. Si los vientos son muy fuertes , estos granos golpeados por el viento pueden provocar una intensa abrasión. La arena puede eliminar la pintura de un coche en un corto período de tiempo y su parabrisas quedará completamente esmerilado y translúcido.

Carga en suspensión Las partículas de tamaño limo y arcilla constituyen la mayor parte de la carga en suspensión del viento . Aunque estas partículas son mucho más pequeñas y ligeras que las partículas de tamaño aren a, el viento normalmente mueve primero estas últimas. La razón de este fenómeno es que hay una capa · delgada de aire inmóvil junto al suelo donde p erman ecen, tal cual están, las partículas p equeñas de limo y arcilla. Sin embargo, los granos de aren a m ás grandes se sitúan en la zona de aire turbulento, donde pueden moverse. A m enos que se perturbe la capa de aire inmóvil, las partículas de limo y arcilla p erm a necen en el suelo, proporcionando una superficie lisa. Podemos observar este fenóméno en una carretera de tierra en un día de viento. A m enos que pase un vehículo por la carretera, poco polvo se levanta aunque haya viento. C u a ndo un vehículo.se mueve sobre la carretera, rompe la capa de aire en calma y altera la capa lisa de polvo, que es levantada .por el viento y forma una nube de polvo tras la estela del vehículo . De forma similar, cuando se perturba una capa de sedimentos, el viento recoge fácilme nte las partículas de tamaño limo y arcilla y las transporta en su spensión, creando nubes de polvo o incluso tormen tas de polvo. Una vez que estas partículas pequeñas han subido a la atmósfera, pueden ser transportadas a miles de kilómetros desde su origen. Por ejemplo, grandes cantidades de polvo fino del suroeste de Estados Unidos fue trasladado hacia el este y cayó sobre N ueva Inglaterra duran te el Dust Bowl de los años treinta.

Superficie de arena suelta ·

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• Figura 15.1 La mayor parte de la arena se mueve cerca de la superficie del suelo por sa ltación. El viento recoge los granos de arena y los transporta a corta distancia antes de q ue vuelvan a caer al suelo, donde normalment e golpean otros granos, haciendo que boten y se m uevan en la dirección del viento.

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412

CAP I TULO 15

LA OBRA DEL V IENTO Y DE LOS DESIERTOS

¿CÓMO EROSIONA EL VIENTO LOS ACCIDENTES GEOGRÁFICOS? unque la acción del viento produce muchas características erosionales distintivas y es un agente de selección extremadamente eficiente, las corrientes de agua son las responsables de la mayoría de los accidentes geográficos erosionales de las regiones áridas, aunque los cauces n ormalmente están secos. El viento erosiona el material de dos maneras : abrasión y deflación.

Oué haría Como experto en procesos desérticos, se le ha asignado el trabajo de enseñar a la primera tripulación de astronautas que va a explorar Marte todo lo que hay que saber sobre los desiertos y sus accidentes geográficos. La razón es que muchas características marcianas muestran evidencias de haberse formado como resultado de los procesos eólicos, y muchos accidentes geográficos son iguales a los que podemos encontrar en los desiertos de la Tierra. Describa cómo enseñaría a los astronautas a reconocer las características formadas por el viento y dónde los llevaría para enseñarles los tipos de formaciones que pueden encontrarse en Marte.

Abrasión La abrasión implica el impacto de los granos de arena en proceso de saltación sobre un objeto y es análogo al pulido por chorros de arena. Normalmente, los efectos de la abrasión son de poca importancia porque la arena, el agente de abrasión más común , rara vez se levanta más de u n metro por encima de la superficie. En lugar de crear rasgos erosionales importantes, la abrasión del viento normalmente modifica los rasgos existentes grabando, picando, alisando o p uliendo . No obstante, la abrasión del viento puede producir muchas características de aspecto extraño y forma singular(• Figura 15.2) . Los ventifactos son un producto común de la abrasión del vi~nto; son piedras cuyas superficies han sido pulidas, picadas o marcadas con surcos o facetas (• Figura 15.3).

Si el viento sopla desde diferentes direcciones, o si la piedra se mueve, el ventifacto tendrá múltiples facetas. Los ventifactos son más comunes en los desiertos, aunque se pueden formar en cualquier sitio donde las piedras estén expuestas a granos de arena en proceso de saltación, como en playas de regiones húmedas y algunas llanuras de aluvión . Los yardangs son formaciones más grandes que los ventifactos y también se producen por la erosión del viento(• Figura 15.4). Son crestas aerodinámicas y alargadas que parecen el casco de un barco al revés. N ormalmente, los yardangs se encuentran en grupos alineados en paralelo a los vientos dominantes. Probablemente se forman por la erosión diferencial en la que depresiones, paralelas a la dirección del viento, se tallan a partir de un bloque de roca, dejando crestas alargadas y

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• Figura 15.2 La abrasión del viento ha fo rmado estas estructuras erosionan do el ·· aflorami ento de caliza en el desierto Líbico, Egipto.

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CAPITULO 19

HI STO RI A D E LA VIDA Y DE L A TIERR A E N E L PR EC ÁM BRI CO

(a)

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900-1.200Ma

D

1.600 - 1750 Ma

D

1.750 - 1.800 Ma

D

1.800 - 2.000 Ma

D

2.500 - 3.000 Ma

(b)

• Figura 19.8 Evol ución proterozoica de Laurentia. (a) Du ra nte el Proterozoico Inferior, los cratones del Arcaico se suturaron a lo largo de cinturones de d eformaci ón llamad os orógenos . (b) Laurentia creci ó a lo largo de su margen sur por acreción de los o róg enos Centra l Plains, Yavap ai y Mazatzal. (e) Se produjo un episodio final de acreción p roterozo ica du rante la orog en ia Grenv illi ense. Fuente: Reimpreso de K. C. Condie, P/ate Tectonics and Crusta/ Evolution, 4th edition, p. 65 (Fig. 2.26), copyri ght © 1997 Butterworth-Heinemann. Reimpreso co n permiso de Elsevier.

nas rocas constituyen una asociación arenisca-carbonato-lutita, un grupo de rocas características de los márgenes continentales pasivos que se hicieron comunes y generalizadas durante el Proterozoico . Siguiendo a la amalgama de cratones del Proterozoico Inferior, se prod ujo una acreción con siderable por

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(e)

el margen sur de Laurentia. Entre 1.800 y 1.600 millones de años a trás , la acrecíón continuó e n el que ahora es el suroeste y el centro de los Estados Unidos al sutu rarse cinturones m ás jóvenes al cratón, formando los orógenos Yavapai y M azatzal-Pecos (Figura 19.Sb). El efecto neto fue la acreción de un cinturón de corteza

HI STO RI A D E Li\ TIERR A D URANTE EL P R OTEROZO I CO

continental de más de 1.000 km. a lo largo del margen sur de Laurentia. No hubo acreción continental importante e ntre 1.600 y 1.300 millon es de años atrás, pero se produjo una actividad ígnea extensa no relacionada con actividad orogénica (• Figura l 9.9a y Tabla 19.3). Laurentia no aumentó su área, porque el m agma simplemente se emplazó o erupcionó sobre la corteza continental previamente existente. Las rocas, principalmente pluton es graníticos, y gran cantidad de coladas de riolita y cenizas están profundamente enterradas en muchas áreas, pero están expu estas en la parte este de Canadá, Groenlandia y el escudo Báltico de Escandinavia. El origen de estas rocas del Proterozoico Medio está en debate, pero de acuerdo con una hipótesis fueron el resultado de la aparición a gran escala de magma por debajo de un supercontinente. Otro acontecimiento importante en la evolución de Laurentia, la orogenia Grenvilliense en el este de Estados Unidos y Canadá, tuvo lugar entre 1.300 y 1.000 millones de años atrás (Figura 19.Sc). Encontramos rocas grenvillienses en Escandinavia, Groenlandia y la región

• Granito con ilmenita • Granito con magnetita 0 Granito de dos micas ') Anortosita 1.4 Edad en miles de millones de años del plutonismo granítico

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de losApalaches del este de Norteamérica (Figura 19 .9b). Algunos geólogos piensan qu e estas rocas grenvillienses registran la apertura y cierre de una cu enca oceánica, así que quizá fueron depositadas en un margen continental p asivo. Pero otros son de la opinión de que la deformación Grenvilliense tuvo lugar en una cuenca intracratónica. Sea cu al sea la causa, representa el episodio final de la acreción continental proterozoica de Lauren tia. Una característica que tiene lugar duran te el Proterozoico es el desarrollo de abundantes enjambres de diques de tamaños muy diversos, lo que se in terpreta como la existencia de fuerzas extensionales de carácter global en los cratones (rifting). Contemporáneo con la deformación Grenvilliense hubo un episodio exten sional e n Laurentia qu e tuvo como resultado el origen del Rift continental (Figu ra 19.Sc). Este gran rasgo morfológico tien e dos ramas que se extienden al sur desde la región del Lago Superior. Corta las rocas del Arcaico y del Proterozoico pero está en terrada por rocas más jóven es excepto cerca del Lago Superior, donde sus rocas sedimentarias e ígneas están bien expuestas .

Anortosita y granito con ilmenita

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' las procarióticas, células que carecen de núcleo y otras ]'estructuras internas típicas de las células eucarióticas ~ más avanzadas (lo explicamos en una sección posterior). ~ Podemos caracterizar estos primeros organismos o 10µm como unicelulares, anaeróbicos y procariontes heterotróficos (• Figura 19 .20). Es más, se reproducían ase• Figura 19.20 xualmente. Su fuente de energía era probablemente Fotomicrografía y reco nstrucci ón esquemática de un procarionte trifosfato de adenosina (ATP), que puede ser sintetizado fósil de 3.300 a 3.500 m illones de años atrás del Grupo de gases simples y fosfato, así que sin duda estaba disWarrawoona, Oeste de Australia.

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LA V ID A : SU ORIGE N Y S U H I STORIA T EMPRANA

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procarióticas. No hay duda de que existieron miles de variedades, pero no había organismos más familiares , como los animales y las plantas. Antes de la aparición de las células capaces de una reproducción sexual, la evolución era un proceso comparativamente lento, dada la baja diversidad orgánica. Pero hace unos 2. l 00 millones de años, aparecieron células que se reproducían sexualmente y el ritmo de la evolución se aceleró notablemente.

petirían por los mismos recursos y las reservas se habrían agotado. Por lo tanto, se desarrolló un proceso metabólico más sofisticado, probablemente la fermentación, un proceso anaeróbico durante el cual las moléculas como los azúcares se dividen y liberan dióxido de carbono, alcohol y energía. De hecho, la mayoría de los procariotes vivos practican la fermentación. Por supuesto, la naturaleza de las primeras células es una especulación, pero podemos asegurar que elevento más significativo de la historia de la vida del Arcaico fue el desarrollo del proceso autotrófico de la fotosíntesis. Estas células más avanzadas eran todavía anaeróbicas y procarióticas, pero como autótrofos ya no dependían de una fuente externa de moléculas orgánicas preformadas para sus nutrientes. Los fósiles arcaicos de la Figura 19.20 pertenecen al reino Manera, que actualmente está representado por bacterias y cianobacterias.

Aparece un nuevo tipo de células. El origen de las células eucarióticas m arca uno de los eventos más im~ portantes de la historia de la vida (Tabla 19.3 ). Estas células son mucho más grandes que las procarióticas; tienen un núcleo rodeado por una membrana q ue contien e el material genético y la mayoría se reproduce sexualmente (• Figura 19.2 l ). Y la mayoría de los eucariontes , es decir, organismos compuestos de células eu carióticas, son multicelulares y aeróbicos , así que no pudieron haber existido hasta que hubo cierta cantidad de oxígeno libre en la atmósfera. Nadie duda de que los eucariontes existían en el Proterozoico Medio y se está haciendo cada vez más evi-

La vida en el Proterozoico El Proterozoico Inferior, como el Arcaico, se caracteriza principalmente por una biota de bacterias unicelulares y

• Figura 19.21 U)

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_. las partes pri111cipales del cuerpo de un trilobite.

Los apéndices de los trilobites raramente se han conservad0. Sin embargo, a partir de especímenes cuyas partes blandas se han conservado como una impresión, los paleontólogos saben que debajo de cada segmento torácico Modelo de anatomía dorsal

"E ~ z

había un apéndice con dos partes, que se componía de una rama exterior que tenía una branquia usada para la

(arriba) y ventral (derecha) del

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respiración, y Ufla rama interior o pata compuesta de

trilobite del _