TEMAS 20 Superficie de La Tierra

La superficie terrestre 0 0 0 2 e r t s e m i r t o

2

00020

9

7 7 84 8 4 1 1 3 5 5 66 66 8

P.V.P. 1000 PTA. 6,01 EURO

Sumario 2 Dinámica terrestre Raymond Siever

61 Las cordilleras de plegamiento y el ciclo supercontinental

J. Brendan Murphy y R. Damian Nance

14 Protohistoria de la Tierra Derek York

70 Estructura de las cordilleras Peter Molnar

22 La corteza continental B. Clark Burchfiel

36 Evolución de la corteza continental

80 La corteza oceánica Jean Francheteau

S. Ross Taylor y Scott M. McLennan

96 Resolución de la paradoja 43 Retazos litosféricos David G. Howell

54 La erosión, constructora de montañas Nicholas Pinter y Mark T. Brandon

de los terremotos profundos

Harry W. W. Green II

104 La dorsal mesoceánica Kenneth C. Macdonald y Paul J. Fox

Dinámica terrestre

Raymond Siever

La Tierra se define como un sistema de fluidos relacionados, uno de los cuales es la materia viva. Los hay rápidos y lentos, pero el planeta en su conjunto se mantiene en estado de equilibrio

Q

uienes estudian las ciencias geológicas están acostumbrados a trabajar con escalas espaciales y temporales muy diversas. Las dimensiones físicas del objeto del que se ocupan varían desde la escala global de la Tierra entera hasta regiones submicroscópicas, desde volúmenes de materia que se miden en kilómetros cúbicos hasta espacios interatómicos que se miden en angstrom. A menudo un mismo tema de investigación exige el manejo de escalas dispares; piénsese en un terremoto pro vocado por un desliza miento de escasos centímetros a lo largo de una falla, que genera ondas sísmicas que viajan miles de kilómetros por el interior de la Tierra. De modo semejante, las dimensiones temporales usuales se extienden desde episodios de corta duración (terremotos, erupciones volcánicas o impactos de meteoritos) hasta sucesos que transcurren a lo largo de decenas o centenares de años (formación de meandros de un río), miles de años (glaciaciones), millones de años (deriva continental) e incluso miles de millones de años (formación de la actual atmósfera oxigenada). Más aún, un mismo proceso, el de meteorización, por ejemplo, puede abordarse en una amplia gama de escalas temporales: desde los minutos y horas que dura la medición de la velocidad de disolución de un mineral en un experimento de laboratorio hasta los miles de años que necesita la formación de un suelo. Tomados en distintas combinaciones, los parámetros del espacio y del tiempo geológicos definen el objeto del presente número, constituido por la multitud de pequeños y grandes cambios que han acontecido, y que continúan sucediendo, en la historia de la Tierra. Geólogos, oceanógrafos, físicos del aire y naturalistas en general se sienten tentados de vez en cuando a considerar la Tierra como una máquina y hasta como un organismo vivo. La

2

imagen de la máquina incorpora un aspecto importante de la dinámica terrestre: a pesar de los cambios que se observan a muy distintas escalas, la Tierra en su conjunto permanece prácticamente constante. En los últimos tiempos se ha puesto de manifiesto la utilidad de entender las partes principales del globo —núcleo, manto, corteza, océanos y atmósfera— como un complejo sistema interactivo en el que se producen flujos cíclicos de materiales de unos lugares a otros. El modelo mecanicista que considera la Tierra como un vasto sistema de reciclaje tiene su contrapatida en el modelo fisiológico del equilibrio dinámico conocido por homeostasia.

L

a confección de mapas geológicos es quizás uno de los ejemplos más claros de la jerarquía de escalas. Un mapa geológico es un producto que, en términos no geológicos, puede describirse como un gráfico de la posición de las formaciones rocosas de distintas edades en un sistema de coordenadas que representan la superficie terrestre. Al geólogo de campo corresponde el primer paso en la confección del mapa: determinar dos propiedades principales de las rocas en un punto determinado, a saber, la edad y la composición. En los afloramientos típicos no pueden observarse más que relaciones a pequeña escala, que

suelen cubrir distancias de orden métrico. El mapa definitivo de una región, que refleje formaciones apropiadas a su escala, se obtiene tras ensamblar este tipo de observaciones mediante interpolaciones y extrapolaciones, como en cualquier otro tipo de gráficos. Un mapa que cubra una superficie de unos 200 kilómetros cuadrados permite observar valles fluviales y los pliegues y fallas característicos de las rocas. La precisión de las observaciones en el nivel del afloramiento se sacrifica en aras de otros aspectos más generales. Un mapa que cubra una región de varios miles de kilómetros cuadrados no resalta más que aspectos todavía más generales, como mesetas, montañas, llanuras, sistemas fluviales completos, líneas directrices de un valle de fractura, o rift, o la distribución de los lagos glaciares. Cuando el mapa se realiza a escala continental o planetaria se evidencian las estructuras mayores de la superficie continental, sobre todo las grandes cordilleras. El éxito del proceso estriba en conocer qué detalles deben sacrificarse en los mapas a gran escala para destacar las grandes estructuras. Dicho en otras palabras, la esencia de este tipo de análisis geológico consiste en separar la “señal” del “ruido”. Los geólogos han de abordar el problema de la reconciliación de las distintas escalas. Los geólogos estructu-

1. ESTAMPA DE ANTIGUOS LEVANTAMIENTOS, recogida en esta escena pastoril de un grabado tomado de Theory of the Earth, de James Hutton, publicada en el año 1795. Muestra el afloramiento en una margen del río Jed, en el sur de Escocia. Las capas verticales de la parte inferior de la margen se depositaron como sedimentos oceánicos. Luego el metamorfismo las convirtió en esquistos; se deformaron y levantaron, pasando a formar parte de una cordillera montañosa. La capa de materiales mezclados situada justo encima corresponde a derrubios de erosión de su misma edad. Las rocas metamórficas se sumergieron de nuevo y encima de ellas se depositaron bancos horizontales de areniscas sedimentarias. Por último, el conjunto entero volvió a elevarse por encima del nivel del mar y quedó cubierto por nuevos niveles de suelos. James Hutton citó este tipo de ejemplos, extraídos de sus largos viajes, como prueba de la antigüedad de la Tierra y de su actividad dinámica. A este tipo de formaciones se las conoce con el nombre de discordancias angulares en la terminología moderna

TEMAS 20

LA SUPERFICIE TERRESTRE

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rales y los geofísicos tratan de relacionar las colisiones de las placas tectónicas, que levantaron cordilleras como los Alpes o el Himalaya, con los pliegues y fallas a pequeña escala que pueden verse en cualquier paisaje montañoso. Lo que importa es aprender a avanzar en dirección opuesta: de los plegamientos y fallas pequeños hay que deducir cómo fuese una antigua cordillera ya desgastada y cómo pudo formarse por remotos movimientos de placas. También las escalas temporales exigen atenciones especiales. Un río

que fluya a varios centímetros por segundo se mueve aproximadamente a la misma velocidad que un bloque que se deslice por una falla durante un terremoto, pero la distribución de esos dos fenómenos en un intervalo largo de tiempo es completamente distinta. El río fluye aproximadamente a la misma velocidad durante meses o años, mientras que los movimientos de las fallas son episódicos, con intervalos de centenares de años en los que el movimiento es prácticamente nulo. La distinción entre cambios permanentes y episódicos es

asunto de capital importancia en los debates sobre la velocidad de la e volución biológica: la clave estriba en discernir si la escala de tiempo geológico facilitada por las rocas que contienen fósiles es suficientemente precisa para resolver el problema de las diferencias planteadas en los modelos sobre la evolución de las especies que propugnan las teorías “gradualista” y de “equilibrio puntualista”. Generaciones enteras de geólogos se han fundado en un reloj biológico: la secuencia de fósiles que, a través de los cambios producidos por su evo-

INTENSO BOMBARDEO DE METEORITOS ¿ORIGEN DE LA VIDA? ROCAS MAS ANTIGUAS DE LA LUNA

FORMACION DE LA TIERRA

ROCAS MAS ANTIGUAS DE LA TIERRA

APARECEN BACTERIAS Y ALGAS

OXIGENO LIBRE EN

TIEMPO

PRECAMBRICO

ARCAICO

ERA

4600

4500

4000

3500

3000

2500

FORMACION DE DEPOSITOS DE HULLA

APARECEN ORGANISMOS CON CAPARAZON

APARECEN LAS PLANTAS TERRESTRES

APARECEN LOS PECES

APARECEN LOS ARBOLES

ENSAMBLAJE FINAL DE PANG APARECEN LOS REPTILES

ERA

PERIODO

570

500

400

APERTURA DEL MAR DE NORUEGA Y DE LA BAHIA DE BAFFIN

300

SEPARACION DE AUTRALIA Y ANTARTIDA

APARECEN LOS PRIMATES

COLISION DE LA INDIA CON ASIA

APARECEN LOS EQUIDOS

PERIODO

TERCIARIO

PALEOCENO

EPOCA

65

EOCENO

60

55

50

UNION ENTRE NORTEAMERICA Y SUDAMERICA

UTILES DE PIEDRA MAS ANTIGUOS

OLIGOCENO 45

40

35

30

GLACIACIONES EN TODA LA TIERRA HOMO ERECTUS

EPOCA

PL E I STOC E NO

1,8

1,7

1,6

1,5

1,4

1,3

1,2

1,1

1,0

0,9

ANTIGUEDAD (MILLONES DE AÑOS) 2. ESCALA DEL TIEMPO GEOLOGICO, elaborada inicialmente por los naturalistas del siglo XIX , basándose sólo en muestras fósiles, y que ha sido recalibrada mediante las modernas técnicas de datación radiométrica. La línea superior de esta ilustración muestra la totalidad del tiempo geológico, desde el origen de la Tierra, hace unos 4600

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millones de años, hasta hoy. En la segunda línea se amplía el lapso de tiempo, comparativamente breve, del Fanerozoico, en el cual abundan en los registros geológicos los restos de organismos protegidos con caparazón. Las líneas sucesivas amplían dos segmentos de tiempo más cortos. Las tres eras del Fanerozoico (Paleozoico, Mesozoico y

TEMAS 20

0,8

lución, señalan las divisiones principales de la historia geológica. Esta era la única alternativa en el siglo XIX , pero en el siglo XX se ha logrado calibrar este reloj biológico mediante otro medidor del tiempo: el reloj radiactivo, que se basa en los tiempos de desintegración de isótopos radiactivos de carbono, uranio, potasio, rubidio y neodimio. Resulta que la escala de los sucesos datados por uno y otro sistema de relojería puede ser muy distinta, porque muy distinta es la naturaleza de los hechos datados. Trabajar con ambos relojes viene a FORMACION DE UN PRIMITIVO SUPERCONTINENTE

ser como que dos personas intentasen encontrarse a una hora determinada basándose la una en su propio pulso para contar los segundos y disponiendo la otra de un reloj que no tuviera más que la manecilla de las horas.

L

os geólogos relacionan el movimiento aparente del Sol (al que llamamos tiempo diario) con el tiempo de procesos bastante rápidos: tiempo atmosférico, inundaciones, desprendimientos, erupciones volcánicas y terremotos. Para medir procesos extraordinariamente lentos, como la

ROTURA DEL PRIMITIVO SUPERCONTINENTE APARECEN ORGA NISMOS PLURICELULARES

A ATMOSFERA

FANEROZOICO

PROTEROZOICO 2000

A

1500

1000

570

500

0

APERTURA DEL OCEANO ATLANTICO

FORMACION DE LAS ROCOSAS FORMACION DE LOS ALPES APARECEN LAS AVES APARECEN LAS PLANTAS EXTINCION DE Y LOS MAMIFEROS CON FLORES LOS DINOSAURIOS

200

100

65

0

FORMACION DEL HIMALAYA

APERTURA DEL MAR ROJO

AUSTRALOPITHECUS CUATERNARIO

MIOCENO 25

20

PLIOCENO

15

10

5

1,8

0

HOMBRE DE NEANDERTHAL HOMBRE MODERNO

USO DEL FUEGO

HOLOCENO

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

0 0,01

Cenozoico) se dividen a su vez en once períodos. El período Terciario se divide en cinco épocas (Paleoceno, Eoceno, Oligoceno, Mioceno y Plioceno); el período Cuaternario comprende las épocas Pleistoceno y Holoceno, la última de las cuales corresponde a la aparición del hombre moderno. La calibración del reloj geológico mediante dataciones radiactivas es una tarea en la que se sigue trabajando.


evolución de la atmósfera, se fundan sólo en la desintegración radiactiva. Entre ambos tipos de proceso se encuentra la escala del tiempo geológico, donde se inscriben el movimiento de los continentes, la formación de las cordilleras, la inversión del campo magnético terrestre, la evolución de las especies fósiles y el desarrollo de épocas glaciales. El principal punto de referencia de esta escala de tiempo intermedia corresponde a las secuencias específicas de rocas que constituyen el registro más importante de la historia geológica. Al investigar la formación de meandros en un río recurriremos a los documentos históricos de antigüedad suficiente, información que completaremos con el estudio de los restos de terrazas prehistóricas. Pero si se trata de averiguar la evolución a largo plazo de un río, desde que comienza a encajarse en su lecho rocoso hasta que termina ensanchándose en una característica llanura de inundación, no existe más alternativa que consultar los registros geológicos. La elevación del nivel del mar a lo largo de los últimos 10.000 años, desde el retroceso de los glaciares, se manifiesta también en los registros geológicos, que al propio tiempo aportan también información sobre la velocidad de los cambios sufridos por los casquetes glaciares, sus relaciones con el océano y sobre una importante propiedad física del interior de la Tierra. Al retroceder los glaciares la corteza quedó considerablemente descargada en algunas zonas, sufriendo un levantamiento elástico, que se compensó por un flujo de materiales del manto hacia la parte levantada. El conocimiento de la velocidad a que se produj o tal fenómeno ha permitido determinar la viscosidad de los materiales. La historia de la Tierra no sólo se estudia por el placer que reporta. Pensemos, por ejemplo, en las razones económicas: se busca petróleo, gas, depósitos minerales y otros productos útiles que pudieron formarse en un momento y lugar determinados. Pero es la simple curiosidad científica lo que ha movido a muchos geólogos a querer conocer qué sucedió y cuándo sucedió. Se investiga la última época glacial para conocer cómo será la próxima y para descubrir las plausibles condiciones de vida que rodearon a los primeros hombres. Existen, en fin, geólogos empeñados en la búsqueda de pruebas de que la historia de la Tierra no es una mera sucesión aleatoria de fenómenos, sino la representación a largo plazo de los ciclos de una máquina imponente.

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HACE 700 MILLONES DE AÑOS


ECUADOR




6



PRESENTE

TEMAS 20

S

i la historia de la Tierra es cíclica, ¿cuánto duran estos ciclos y cómo podemos rastrearlos? El ciclo hidrológico sirve de modelo del flujo cíclico de materia entre distintas partes del planeta. El agua se precipita desde una de sus mayores reservas, la atmósfera, sobre continentes y mares. Una parte de la lluvia se almacena temporalmente en el subsuelo y en los lagos. El resto sigue distintos caminos hacia otra de las principales reservas, el mar. La evaporación hacia la atmósfera del agua del mar y de la tierra completa el ciclo. El ciclo hidrológico es global. Si se suma el agua de todos los cursos y de todos los depósitos del mundo calcularemos la cantidad total de agua del sistema y de sus partes principales. Soslayando el análisis de cada uno de los depósitos se elimina la heterogeneidad, a la vez que se descubre que el balance global se mantiene bastante estable de un año a otro. En otras palabras, existe siempre aproximadamente la misma cantidad de agua en la atmósfera, en los océanos, en los casquetes de hielo polar y en los continentes. Ahora bien, para períodos de tiempo inferiores al año, el sistema quizá no resulte tan estable, mientras que el balance global puede variar entre los distintos depósitos si se consideran intervalos de varios años. Pero las propias perturbaciones del sistema ayudan a esclarecer el funcionamiento del ciclo. Las épocas glaciales representaron una de esas desviaciones: el agua oceánica se almacenó en forma de hielo en los glaciares, debiéndose reajustar adecuadamente los intercambios entre una y otra reserva ; de ello resultó un drástico cambio del clima y un descenso del nivel del mar, que dejó al descubierto la mayor parte de las plataformas continentales. Las inacabables discusiones sobre estas grandes perturbaciones se centran en las posibles causas de las desviaciones y en la velocidad a que debieron expandirse los casquetes de hielo o a la que se retrajeron cuando la Tierra retornó a su estado actual, un tanto alejado del glacial. Queda, por supuesto, hielo en los polos y en los glaciares de montaña, lo que nos impide tener pruebas directas de cuál sería el ciclo hidrológico en una

Tales ciclos químicos son distintas Tierra completamente desprovista de hielo. versiones del gran ciclo geológico que El movimiento del dióxido de car- James Hutton, el fundador de la mobono a través de la atmósfera, de los derna geología, enunció hace unos océanos y de los continentes ofrece doscientos años. En la versión origiuna nueva oportunidad de segui- nal de Hutton las rocas se meteorizan miento a largo plazo del flujo de un y forman sedimentos, que luego se enelemento químico desde una región tierran profundamente. Los sedimenterrestre hacia otra. El dióxido de tos convertidos en rocas pueden sucarbono de la atmósfera lo absorben frir más tarde un proceso de metalas plantas en los procesos de fotosín- morfismo, de fusión o de ambas cosas. tesis y las rocas en los de meteoriza- Posteriormente se deforman y se leción. La fotosíntesis fabrica la cuota vantan durante la génesis de las co rterrestre de carbono orgánico, mien- dilleras, para sufrir de nuevo meteotras que la meteorización aporta el rización y reciclaje. A pesar de las carbonato cálcico de las calizas, pro- muchas puntualizaciones y teorías ducto de primera importancia en la que ponen objeciones al ciclo de transformación de las rocas ígneas en Hutton, sus líneas básicas siguen cosedimentos. El carbono se inmovili- incidiendo con la manera que tienen za en los residuos vegetales y anima- los geólogos de representar a una les, así como en el carbonato cálcico Tierra en constante cambio. La corteza continental, archivo de de los caparazones de los moluscos y de otros organismos. A medida que los registros geológicos de los últimos estos materiales quedan enterrados 3800 millones de años, se halla tamen forma de sedimentos y se incorpo- bién involucrada en su propio ciclo de ran a la corteza terrestre, se va ex- destrucción y renovación. Unos 1016 trayendo carbono del depósito super- gramos de productos sólidos y disuelficial. Al mismo tiempo, materiales tos procedentes de la erosión de la suorgánicos y calizas más antiguos se perficie continental son arrastrados erosionan y se meteorizan química- por los ríos, el viento y los glaciares mente. Con la oxidación de la mate- anualmente. La mayor parte de los ria orgánica y la disolución del car- detritus sólidos se depositan en la bonato cálcico el dióxido de carbono plataforma continental, pero una retorna al sistema dinámico, mante- buena parte se pierde en las cuencas niéndose su balance. oceánicas. El retorno se efectúa vía De una manera similar podemos zonas de subducción, donde parte de reconstruir los ciclos de los demás los sedimentos marinos profundos se elementos y de sus isótopos. Conoci- desgajan de la litosfera oceánica al da la velocidad con que los ríos apor- hundirse ésta en el manto. Los seditan calcio disuelto a los océanos mentos oceánicos, que se encuentran (aproximadamente 10 13 moles por frente a los arcos insulares y a lo laraño) y la cantidad total de calcio del go de los bordes continentales, en los océano (unos 1019 moles), se calcula que una fosa oceánica flanquea una que un ion de calcio permanecerá en masa continental, se reincorporan al el océano aproximadamente un mi- continente, lo mismo que las roca s ígllón de años. Este es el tiempo medio neas generadas en las zonas de subque un ion de calcio tarda en combi- ducción. De esta forma las masas connarse con un grupo carbonado y de- tinentales permanecen estables a lo saparecer del depósito al entrar a for- largo del tiempo geológico, a pesar de mar parte de una caliza. El ion de cal- las frecuentes subidas y bajadas del cio acabará enterrado, para en última nivel del mar, que periódicamente instancia llegar quizás a formar par- inundan o dejan al descubierto las te de un silicato de una roca meta- plataformas continentales, e incluso mórfica. O tal vez se hunda hasta mala parte inferior de los mismos contiyores profundidades, introduciéndo- nentes. Los sedimentos y las rocas ígse en el magma, que volverá a la neas que se incorporan al continente superficie, en forma de roca ígnea, se sueldan a él, principalmente en donde el ion de calcio será meteori- forma de cordilleras asociadas a los zado, disuelto y devuelto al océano bordes de placa. Así pues, las cordipor un curso fluvial. lleras antiguas son restos de antiguos reciclajes de los continentes, instados por los movimientos de las placas li3. LA DERIVA CONTINENTAL ha alterado el aspecto del planeta durante casi mil tosféricas. millones de años, como puede verse por las diferencias entre las posiciones actuales de los continentes y las de hace 700 millones de años. El superagregado de los primitivos continentes, o Pangea, se formó hace unos 200 millones de años y luego se separó a un ritmo que, en términos geológicos, fue muy rápido, como puede deducirse de las fechas asignadas a cada una de las “instantáneas” de la serie adjunta.


E

l reciclaje extiende su acción hasta el manto. Los materiales de la corteza se hunden a centenares de kilómetros de profundidad en las zo-

7

nas de subducción, donde convergen las placas. A esas profundidades se mezclan con materiales que nunca han formado parte de la corteza y con otros que alcanzaron la corteza en épocas pasadas. Los geólogos comienzan ya a explicarse cómo se mezclan los materiales terrestres en las condiciones de grandes temperaturas y presiones habituales en el interior. Los isótopos de rubidio y de neodimio son los principales trazadores de estas mezclas; a ellos se debe cuanto sabemos de la relación entre edad y mezcla. Cuando se conozcan los comportamientos del núcleo y del manto a distintas escalas temporales, nos será posible determinar en qué medida entren también ellos en los engrana jes de la gran maquinaria cíclica. La máquina ha funcionado durante miles de millones de años, con algunas violentas perturbaciones, pero ¿cómo surgió? ¿Por qué estadios de equilibrio atravesó hasta alcanzar sus rasgos actuales? Estas son las preguntas que relacionan el fragmenta-

rio registro lítico de la historia primitiva de nuestro planeta, y de otros, con las conclusiones a que llegan las teorías astronómicas sobre la formación de las estrellas y la evolución del sistema solar.

A

unque estemos todavía en una fase de refinamiento de las teorías sobre la formación del sistema solar a partir de una nebulosa de gases y de polvo, comparten todas ellas la idea de que hace unos 4600 millones de años la Tierra alcanzó su tamaño actual por combinación de dos procesos: condensación de materia de la primitiva nebulosa solar y acreción de fragmentos y piezas de otros cuerpos planetarios próximos a ella. La historia temprana de la Tierra se caracterizó por la continua acreción y por una rápida elevación de la temperatura, resultante de la combinación de tres efectos: calentamiento a partir de los elementos radiactivos que abundaban en la primitiva materia condensada, calentamiento a

partir del impacto de materiales que caían sobre la Tierra y calentamiento causado por la contracción del cuerpo planetario recién formado. Se cree hoy que el aumento de temperatura provocó la fusión generalizada y la diferenciación de la masa de la Tierra en núcleo, manto y corteza. Todas esas ideas, propuestas mucho antes de la exploración del sistema solar por naves espaciales, se han depurado a lo largo de lo s últimos años con los estudios de la Luna y de otros planetas. Algo que resulta especialmente válido en relación con la Luna, donde los astronautas recogieron muestras cuya historia quedó “congelada” en un estadio muy primitivo. La Luna, al carecer de atmósfera y océanos, no sufre meteorización química que pudiera obliterar las primeras generaciones de rocas que se formaron. Tampoco ofrece un entorno favorable al desarrollo de la vida, destacando así cuán importante fue para la maquinaria terrestre disponer de una envoltura fluida de gas y

EVAPORACION (40)

EVAPORACION (6)

PRECIPITACION (9) PRECIPITACION (37)

4. CICLO HIDROLOGICO, representado cuantitativamente en este diagrama, ejemplo del flujo cíclico de materiales entre distintas partes de la Tierra. Las cifras son múltiplos de una unidad básica, equivalente a 10.000 kilómetros cúbicos de agua por año. A pesar de ocasionales perturbaciones a corto o largo plazo, el balance global entre las principales reservas mundiales de agua —atmósfera, océanos, continentes y casquetes polares de hielo— es relativamente estable

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ESCORRENTIA Y TEMPORALMENTE EN EL SUBSUELO (3)

de un año para otro. Además de las cantidades indicadas en este gráfico, el agua lleg a también a la superficie de la Tierra a través de las erupciones volcánicas. Esos incrementos, relativamente pequeños, proceden de antigua agua superficial reciclada al interior de la Tierra por su captura en las zonas de subducción, así como de agua “juvenil ”, es decir, parte del agua acumulada en el manto que no había llegado antes a la superficie.

TEMAS 20

de agua. Sin embargo, la composición del gas no era la actual. Nuestra atmósfera primitiva, carente de oxígeno, contenía gases reducidos, como metano y amoníaco. Debe recurrirse a la deducción para establecer cómo funcionó inicialmente la dinámica terrestre, pues no se han conservado montañas ni sedimentos que aporten ninguna muestra de los materiales que se produjeron. Las rocas más antiguas datadas por métodos radiactivos se formaron en parte hace unos 3800 millones de años, que es la edad del metamorfismo de presión y temperatura que presentan una serie de rocas originalmente sedimentarias del sudoeste de Groenlandia. El registro demuestra claramente que los procesos geológicos fundamentales no diferían de los actuales. En estas rocas de Groenlandia pueden reconocerse, en sus formas metamórficas, formaciones ferruginosas y otros tipos de rocas sedimentarias, como areniscas y limos. Las rocas ígneas que se encuentran en el mismo sitio parece que se constituyeron a través del mismo proceso de fusión que puede observarse en la actualidad. La deformación de las cuales es también similar a las deformaciones que se produjeron en tiempos posteriores. Hay algunas diferencias, sin embargo, entre estas rocas primitivas y otras más recientes. A pesar de la ausencia de fósiles en dichas rocas de Groenlandia (quizá por lo mucho que las alteró el metamorfismo), se han encontrado signos de vida primitiva en otras algo más jóvenes. Algunos de los basaltos encontrados en las rocas terrestres más antiguas presentan composiciones que reflejan temperaturas de fusión más elevadas, como si el ritmo al que aumentaba la temperatura con la profundidad de la tierra fuera mucho mayor que en la actualidad, lo que no debe sorprendernos si se tiene en cuenta la primitiva historia térmica. Hace 2500 millones de años existieron además pocas masas de rocas graníticas y sedimentarias del tipo que se forma en las plataformas continentales de aguas someras.

E

stas diferencias apuntan hacia una Tierra cuya temperatura interna era más elevada, cuyos atmósfera y océanos eran deficitarios en oxígeno y cuyas masas terrestres se hallaban aisladas, formando pequeñas áreas, y no amplios continentes. A pesar de ello, las composiciones medias de las rocas y sus semejanzas de un lugar a otro demuestran que el


5. CICLO LITOLOGICO, propuesto por Hutton hace casi doscient os años y que sigue constituyendo la base de la interpretación geológica de l os cambios que ocurren en nuestro planeta. En la versión de Hutton, las rocas se meteorizan y se convierten en sedimentos, que quedan enterrados. Después de su enterramiento profundo, las rocas sufren un proceso de metamorfismo o de fusión, tras lo cual se deforman y levantan en las cordilleras. Tornan luego a atravesar procesos de meteorización y reciclaje. La teoría moderna de la tectónica de placas vien e a ser, hasta cierto punto, una modificación del ciclo de Hutton.

proceso de reciclaje funcionó en todo mente por algas, hongos y bacterias, momento con el ritmo y al modo que las rocas del Precámbrico se meteoriopera hoy. Indudablemente sufrió zaron formando suelos y la formación cambios graduales y existen registros de depósitos lacustres y fluviales tude cambios episódicos bruscos. La pri- vo lugar de modo muy semej ante al mera glaciación de la Tierra de la que actual, aunque la velocidad a que se quedan pruebas se produjo a princi- formaron pudo ser menor. El interior pios del Precámbrico. Un cambio más del planeta debió de asentarse de masignificativo del ciclo ocurrió hace nera parecida a su estado presente y unos 2500 millones de años, cuando algunas regiones del manto empezaparece que se asistió a un súbito ron a diferenciarse por fusión parcial, aumento de la producción de granito empobreciéndose en determinados y se formaron amplias plataformas elementos con respecto al conjunto continentales. Ya avanzado el Pre- del manto. Queda pendiente de resolcámbrico, hará unos 1000 millones de ver el problema de si la tectónica de años, el proceso empezó a desarro- placas era por entonces la principal llarse por unos cauces mucho más forma de pérdida de calor. El magnepróximos a los nuestros. Aumentó la tismo de las rocas antiguas evidencia cantidad de oxígeno de la atmósfera la deriva de continentes y las inveral crecer en número y eficacia los or- siones de la polaridad del campo magganismos fotosintéticos y se aceleró nético terrestre, por lo que la dinamo la marcha hacia formas de vida más que genera el campo magnético en el complejas. A pesar de que la superfi- interior del núcleo debió de hallarse cie de la Tierra estaba poblada única- en funcionamiento. Quizá las placas

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eran demasiado delgadas para actuar engullidos por las zonas de subduccomo en la actualidad, o su tamaño ción y destruidos por metamorfismo medio era más pequeño. Nuestro co- o por fusión. nocimiento geológico del Precámbrico, demasiado fragmentario, no perasándose en el funcionamiento mite dar respuesta segura a todas esactual de la Tierra, se infiere cótas cuestiones. mo será en tiempos futuros. En virLa mayoría de los geólogos que tra- tud de la continua disminución del bajaron en los dos últimos siglos ha- aporte inicial de elementos radiactibrían coincidido en que el mayor de vos, bajará la temperatura de su intodos los cambios correspondería al terior; la transferencia de calor por límite entre el Precámbrico y el Cám- simple conducción sustituirá lentabrico, que señala el inicio del Fane- mente a la actual forma predominanrozoico: la parte “conocida” del regis- te de transferencia, que es la convectro geológico. Fue entonces cuando ción. A medida que la Tierra se enevolucionaron los organismos con fríe, las placas rígidas de la corteza conchas; sus fósiles permiten datar exterior aumentarán de espesor y las rocas con mayor precisión y cons- acabarán probablemente por inmovitruir la escala estratigráfica del tiem- lizarse. Los “puntos calientes” donde po. Comparado con el Precámbrico, se originan centros volcánicos se enexisten muchas más zonas donde es- friarán y se solidificarán. Sin fuerzas tas rocas más jóvenes se hallan ex- internas capaces de levantar cordillepuestas en forma no metamórfica, lo ras y de desplazar los continentes, que facilita deducir el curs o de la his- predominarán los procesos externos toria geológica a partir de ese instan- que actúan en la superficie, allanante. Este cambio, fechado hace unos do la mayoría de los accidentes del re570 millones de años, resultó mucho lieve para formar planicies situadas más importante para la vida sobre el ligeramente por encima del nivel del planeta que para la mayoría de las mar. Los sedimentos procedentes de restantes piezas de la maquinaria, la erosión se extenderán por la supe rque por entonces había llegado ya a ficie de la tierra y por el fondo de los un estado de madurez. Las partes océanos, sin que se vean interrumpimás afectadas por el desarrollo evo- dos por rocas profundas afloradas halutivo de los organismos superiores cia la superficie. Un nuevo e quilibrio fueron las situadas en la superficie, de los elementos químicos basado en donde se dejan sentir los efectos quí- un sistema tectónico estático provomicos de los procesos vivos. La at- cará cambios en las composiciones de mósfera alcanzó aproximadamente la atmósfera y del mar, llegándose fisu nivel actual de oxígeno, los depó- nalmente, cuando se haya aplanado sitos de calizas comenzaron a llenar- el terreno y cese la sedimentación, a se de caparazones de los organismos un nuevo estadio de equilibrio basamarinos de aguas someras y los ciclo s do casi exclusivamente en el balance químicos del dióxido de carbono, del entre fotosíntesis y respiración de los oxígeno, del fósforo y del nitrógeno seres vivos. pasaron, no sin brusquedad, a su esEquilibrio y masa total de materia tado actual. biológica que pudieran variar signifiDesde entonces las velocidades de cativamente. En efecto, las reservas formación y las cantidades globales de nutrientes del océano y de la atde sedimentos controlados por los or- mósfera no se relacionarían más que ganismos han estado determinadas con la delgada piel de la superficie por la evolución de éstos. Las plan- terrestre. Basta esta somera descriptas vasculares aparecieron hace unos ción del futuro funcionamiento de la 400 millones de años, extendiéndose Tierra para mostrar hasta qué punto por doquier los depósitos de carbón. sus procesos son dependientes de los Las plantas con flores evolucionaron de su interior. Pero nadie está seguhace unos 120 millones de años, ro de cómo predecir cuantitativamenmientras que las algas silíceas (dia- te este tipo de perturbaciones, según tomeas) y los foraminíferos pelágicos demuestran las experiencias contemse desarrollaron hace unos 130 millo- poráneas con el ciclo del dióxido de nes de años, empezando a formar los carbono. abundantes lodos silíceos y carbonaace casi un siglo desde que Svantados del fondo oceánico. La mayor parte de la sedimentación biológica te A. Arrhenius, el gran químiderivó hacia el mar abierto, conocién- co sueco, llamara la atención sobre los dose su evolución sólo en lo relativo efectos del dióxido de carbono sobre a los últimos 150 millones de años. el clima y su posible relación con las Los residuos más antiguos de la ex- glaciaciones. De entonces acá muchos pansión del fondo oceánico han sido investigadores se han preocupado por

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el continuo aumento de dióxido de carbono en la atmósfera, provocado por el consumo de combustibles fósiles. Puesto que las emisiones de dióxido de carbono han ido creciendo drásticamente a lo largo de la segunda mitad del siglo XX y, en otro orden de cosas, se ha avanzado en el conocimiento del ciclo del carbono, hemos llegado al punto en que múltiples organismos nacionales y supranacionales se aprestan a determinar qué cambios climáticos pueden producirse y cuáles puedan ser sus efectos. Los cambios relativamente pequeños que el hombre ha introducido en la maquinaria terrestre pudieran tener consecuencias insospechadas. Extenso es el planeta, pero puede bastar el comportamiento irresponsable de una sola de sus especies biológicas para alterar gravemente su equilibrio. Para estimar la incidencia del aumento del dióxido de carbono en la atmósfera deben tomarse en consideración todos sus flujos y reservas. El ser humano, mediante la extracción de carbón y de petróleo, ha cambiado sólo un flujo, acelerando en varios órdenes de magnitud la velocidad de retorno del carbono a la superficie con respecto a la era preindustrial. Para predecir las consecuencias hemos de recorrer el sistema entero de cambios que se producen. Una mayor cantidad de dióxido de carbono puede producir un ligero aumento de la temperatura en virtud del efecto de “invernadero”. Ello elevará la disolución de carbonato cálcico del océano y ejercerá cambios imperceptibles en el balance de meteorización y sedimentación de rocas carbonatadas y silícicas. El recalentamiento de la atmósfera fundirá parte del hielo de los polos y glaciares, subirá el nivel del mar y, muy probablemente, provocará una variación de los cinturones climáticos. El recuerdo de esa lista constituye un mero punto de arranque antes de ponderar las innumerables ramificaciones que tendría un único cambio en la dirección del flujo del sistema. En tamaña complejidad hallamos la razón de que la estimación de los efectos definitivos resulte tan ardua. La quema de los combustibles fósiles es sólo la más reciente de las perturbaciones de la maquinaria terrestre. La historia geológica constituye, en cierto modo, una sucesión de múltiples cambios pequeños del balance, locales unos, otros globales, que han caracterizado a un mecanismo que se distingue por funcionar con suavidad. Cuanto más de cerca se contempla un sistema complejo, más claramente pueden detectarse fluctuaciones en su

TEMAS 20

funcionamiento. Entre los millares de fluctuaciones que generan el ruido de fondo —pequeñas variaciones del ni vel del mar, de l a velocidad de separación de los continentes y de la velocidad de erosión, entre otros— puede

observarse la señal de grandes episodios, poco frecuentes y a menudo catastróficos. A finales del Mioceno, hace unos 11 millones de años, la con ver gen cia de las placa s Afr ica na y Europea cerró la entrada del Medite-

rráneo. El mar se secó y se depositó una potente capa de evaporitas, principalmente sal y yeso. Poco después los movimientos de las placas reabrieron la comunicación entre el Atlántico y el Mediterráneo, de modo que és-

DORSAL MESOCEANICA CORTEZA OCEANICA

CORTEZA CONTINENTAL

R I O R E P U S T O N A M

R I O R F E N I T O N A M ZONA DE SUBDUCCION

R I O R T E ) X O E I D O U L E L I Q C ( U N R I O R T E ) I N D O O L I L E S O C U ( N

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RADIO (MILES DE KILOMETROS)

6. MOVIMIENTOS A GRAN ESCALA de las principales partes de la Tierra; se indican mediante flechas en este diagrama, forzosamente muy esquemático. Las corrientes de convección inducidas por el calor del núcleo exterior, fluido, producen un efecto de dinamo, responsable del campo geomagnético. Las corrientes de convección del manto superior provocan el movimiento de las placas tectónicas. El vulcanismo transporta material fundido hacia la superficie en las dorsales meso-


ceánicas, así como en otros lugares. El material sólido es devuelto hacia el interior del manto en las zonas de subducción. El grado de mezcla que se produce entre el manto superior y el manto inferior es aún objeto de debate; en este caso se ha optado por un modelo con corrientes de convección separadas. Las mezclas de materiales entre el manto inferior y el núcleo exterior pertenecen todavía al terreno de las hipótesis.

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te volvió a llenarse de agua. Una inmensa catarata debió de formarse durante cierto tiempo, cuando el agua del Atlántico llenó la cuenca mediterránea. A pesar de lo espectacular que debió de ser para la región, probablemente tuvo un efecto insignificante sobre el ciclo global; la cantidad de agua evaporada y de sal sustraídas al océano debió de ser irrelevante comparada con el inmenso volumen de agua total.

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positados en los continentes se han erosionado y los depositados en el mar han sido engullidos por las zonas de subducción. Esta situación anómala acabó pronto, retornándose a las condiciones normales por la propia inestabilidad del gran supercontinente, que empezó a escindirse en varias masas continentales, abriéndose los océanos Atlántico e Indico. Los mares cubrieron parte de los continentes, disolviendo los depósitos salinos y permitiendo de nuevo el desarrollo de la vida en las plataformas continentales. El episodio demuestra la capacidad del sistema para autoajustarse y para volver a funcionar suavemente tras una brusca sacudida.

cuerpo meteorítico. Entre las consecuencias que podrían haberse derivado de la colisión (con un cuerpo de un peso probablemente superior a 1018 gramos) podrían figurar la formación de nubes de polvo, que velaría n la luz solar, enfriando súbitamente la atmósfera y los océanos, la alteración de la composición química de la atmósfera y la deposición de un nivel de arcillas enriquecidas en ciertos metales raros, como el iridio. Tales cambios se supone que provocaron la extinción de muchas especies marinas de vegetales y animales y la de los dinosaurios en tierra firme. Con independencia de la validez que esta hipótesis tenga para explicar las asociaciones geoquímicas y biológicas que se dieron en los límites entre el Cretácico y el Terciario, los geólogos aceptan que la colisión con cuerpos celestes del tipo de los asteroides ha sido un fenómeno reiterado e importante de la historia de la Tierra desde su formación, hace 4600 millones de años. Grandes impactos que podrían haberse repetido cada 100 millones de años aproximadamente. La mayoría de ellos han dejado pocos rastros, tal es la eficacia del proceso erosivo en unas cuantas decenas de millones de años; algunos abrieron profundas cicatrices circulares.

n otro momento de la historia de la Tierra la deposición de sal formó parte de un ciclo mucho más generalizado, familiar a todos los geólogos por su relación con la extinción de muchas especies biológicas y por la casi completa desaparición de los mares continentales. El final de la era as glaciaciones representan otro Paleozoica, esto es, el límite entre el tipo de perturbaciones, que afecPérmico y el Triásico, hace unos 225 tan principalmente a la superficie y millones de años, se caracterizó por a los niveles someros de la Tierra. El el ensamblaje total del superconti- planeta ha atravesado varias de ellas nente Pangea, rodeado por el supero- a lo largo de su historia: dos veces, céano Panthalassa. Durante cerca de por lo menos, durante el Precámbri200 millones de años los movimientos co, una vez a principios del Paleozoide las placas fueron ensamblando co, otra a finales del mismo Paleozoigradualmente distintos fragmentos co y en varias ocasiones a lo largo del de continentes en una única masa Pleistoceno, que concluyó hace unos continental. La evaporación de los 10.000 años. Estos episodios bien pugolfos y bahías resultantes de los do desencadenarlos la deriva contiocéanos clausurados y la de las tierras nental, al situarse un continente soáridas provocaron la sustracción de bre una de las regiones polares, prograndes cantidades de sal de los océa- vocan do cam bio s en la cir cul aci ón nos, disminuyendo significativamen- oceánica. Quizás exista también cierracias al conocimiento de las interconexiones del vasto y complete el contenido de sal del mar abierto ta relación con una oscilación más y puede que variando su circulación, amplia de lo normal en el nivel de jo sistema terrestre, los geólogos van regulada por la densidad. dióxido de carbono. Las variaciones trazando relaciones entre subsistemas Al unirse los continentes, su perí- de la periodicidad de la órbita terres- y exploran nuevos aspectos. Los oceametro total se redujo. Los continen- tre alrededor del Sol produjeron osci- nógrafos recurren a la química, a la tes se hallaban dominados por impor- laciones en el avance y retroceso del biología y a la geología marinas, esta tantes cordilleras, que se formaron al hielo dentro de cada época glacial. Es- última desde las dorsales mesoceánientrar en colisión unos continentes tas oscilaciones, denominadas ciclos cas hasta los arcos insulares volcánicon otros durante el ensamblaje. de Milankovitch, se consideran hoy cos, para describir el océano como un Puesto que los movimientos de las responsables de los estadios glaciales sistema global. Se trata, por otro laplacas quedaron prácticamente res- e interglaciales de las épocas glacia- do, del único camino a seguir si se tringidos a la corteza oceánica, las ve- les más recientes. Después de cada quiere desvelar las interacciones exislocidades de expansión de las placas glaciación, la Tierra volvió a su esta- tentes entre el océano, el ciclo del cary de las dorsales medioceánicas dis- do preglacial, habiendo sufrido rela- bono y el invernadero de dióxido de minuyeron, provocando el ensancha- tivamente pocos cambios, dejando carbono. Unidos a geólogos y paleonmiento de las cuencas oceánicas. Con- atrás unos pocos depósitos glaciales tólogos están cartografiando la histosecuencia de todos esos efectos fue la y surcos y estrías en las rocas por don- ria oceánica, en particular el período drástica disminución del área de las de se infiltró el hielo. relativo a la última época glacial. Preplataformas continentales, la dismiNo hace mucho que los geólogos se decir cómo funciona la parte superfinución de la población mundial de or- han aprestado a evaluar las altera- cial del sistema, provista de energía ganismos habitantes en las aguas po- ciones del balance terrestre provoca- por las radiaciones solares, es cometico profundas y una mayor variabili- das por causas extraterrestres. En dido de geólogos, oceanógrafos, climatódad de los regímenes climáticos. La versos luga res donde hace uno s 65 logos y biólogos. La fiabilidad de esas Tierra sufrió otro período glacial y se millones de años se depositaron sedi- predicciones depende del diseño de sentaron las bases para una rápida mentos durante la transición entre el modelos del sistema que sean más evolución de nuevas especies y para Cretácico y el Terciario, se ha encon- sensibles e incluyan un mayor númela extinción de antiguas. Muchas de trado una delgada capa de arcilla en- ro de factores, así como de la posibiliestas aseveraciones se mueven en el riquecida en iridio. Luis W. Alvarez, dad de comprobarlos mediante obserterreno de las hipótesis, por escasear Walter S. Alvarez, Frank Asaro y He- vaciones. Los geofísicos que trabajan la información relativa a esas épocas. len V. Mitchel propusieron que la caen la dinámica del motor térmico inLa mayor parte de los sedimentos de- pa se debía al impacto de un gran terior se empeñan en la correlación de

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G

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TEMAS 20

su estructura y constitución, tal como la ponen de manifiesto las ondas sísmicas, con su constitución química y mineralógica, deducida de los experimentos de laboratorio sobre rocas a grandes temperaturas y presiones. Los estudios sobre las relaciones isotópicas de las rocas formadas en el interior y arrastradas hasta la superficie proporcionan información acerca de los mecanismos de mezcla que operan en el manto. Las investigaciones centradas en la dinámica de convección en los sólidos deformados plásticamente a alta presión deducen la evolución posible de los procesos de mezcla. El núcleo, el manto y la corteza ya no se contemplan cual dominios aislados, sino como partes de un amplio sistema que se influyen recíprocamente y cuyas propiedades y dinámica representan mediante modelos geofísicos, geoquímicos y petrólogos.

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os geólogos hace tiempo que percibieron las manifestaciones exteriores de los procesos internos del planeta, a través del vulcanismo, la orogénesis, los flujos de calor y el geomagnetismo. Están empezando a comprender cómo la meteorización química y la diferenciación de los materiales del interior, conforme llegan a la superficie, tornan a reaccionar en las profundidades conforme el material alterado vuelve a hundirse en el manto por la subducción. Hay, pues, un acoplamiento de la máquina de superficie con la del interior. La progresiva conexión de los distintos subsistemas del planeta nos irá acercando a la imagen que tenemos de un organismo evolucionado: un sistema complejo, que no cabe reducir a un esquema simplificado de fuerzas elementales o de grandes masas, pues en él reina una maravillosa y rica diversidad, que se nos ofrece directamente en la superficie e intuimos en su interior.

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA DE LA DERIVA DE LOS C ONTINENTES A LA TECTÓNICA DE PLACAS. A. Hallam. Editorial Labor (Colección Labor, n. o 208); Barcelona, 1976. ICE A GES: SOLVING THE MYSTERY. John Imbrie y Katherine Palmer Imbrie. Enslow Publishers, 1979. LANGUAGE OF THE EARTH. Dirigido por Frank H. T. Rhodes y Richard O. Siever. Pergamon Press, 1981. EARTH. Frank Press y Raymond Siever. W. H. Freeman and Company, 1982.


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Protohistoria de la Tierra

Derek York

Las técnicas de datación radiactiva iluminan vastos períodos de la historia geológica y dejan ver las fases primitivas de la evolución de la Tierra

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a datación radiactiva propor- fuertes y débiles, pero todos ellos se ciona un poderoso instrumen- basan en la determinación de la conto para medir el tiempo geoló- centración relativa de un isótopo ragico. Ha revelado el ritmo general de diactivo y del isótopo subsiguiente, o la evolución de la Tierra y ha permi- núcleo hijo, en el cual se transforma tido cifrar la edad de nuestro plane- por desintegración. Cada isótopo rata entre cuatro mil y cuatro mil qui- diactivo termina por convertirse en nientos millones de años. No obstan- un producto de desintegración final te, las fases primitivas de la historia y estable; conociendo la velocidad de terrestre, en las que el planeta adqui- dicha transformación nuclear (medirió su gran núcleo de hierro y los li- ble con gran precisión en el laborato vianos y móviles continentes, se han rio) puede inferirse el tiempo que han resistido a una investigación fácil de- estado acumulándose productos de bido a los numerosos procesos que rei- desintegración en la roca. Esta infornician el reloj radiactivo. A medida mación, acompañada de otras prueque los continentes derivan sobre la bas, revela mucho sobre la historia superficie, el lecho oceánico que los geológica. separa se recicla en el fondo ígneo, y surgen plegamientos montañosos allá n la búsqueda de los restos condonde los continentes colisionan. La tinentales más antiguos, se inardiente materia subyacente invade ves tigan ant e todo los isótopos del las rocas continentales y puede irrum- uranio. Este termina por desintepir al exterior, liberando lava que re- grarse en plomo, razón por la cual la cubre la superficie. La erosión, por correspondiente técnica de datación fin, aplana las montañas y arrastra se denomina método del uranio-plohasta las fosas oceánicas los sedimen- mo. Su gran ventaja proviene de que tos, donde también ellos retornan al suele poder extraerse de los cristales manto. de circón muestras de uranio y de ploUtilizando técnicas de creciente re- mo de tamaño suficiente para ser finamiento, los geólogos están extra- analizadas. Estos cristales aparecen yendo de rocas antes mudas una ju- muy a menudo en las rocas granítigosa narración de los primeros pasos cas y metamórficas, así como en volde la historia terrestre. El examen de cánicas y en material sedimentario minerales arcaicos revela cuándo apa- procedente de alguna de aquellas clarecieron los primeros continentes y ses de rocas. Los circones son, adecuál era su extensión. También se más, muy resistentes al calor y a la descubren pruebas de que la tectóni- intemperie, de modo que pueden soca de placas se ha comportado a lo lar- brevivir intactos en rocas que hayan go de casi toda la vida de la Tierra de experimentado uno o más episodios manera muy semejante a la actual, metamórficos. en contra de lo que sostenían ciertas Una posible dificultad del método teorías. Los recientes descubrimien- de datación de uranio-plomo estriba tos aportan detalles, durante tanto en lo siguiente: al estar las rocas sotiempo en el misterio, de los años for- metidas a calentamiento y compremativos en que nuestro planeta ad- sión sumamente intensos pueden perquirió sus rasgos característicos. der parte importante de su plomo, con Para descubrir pistas sobre la na- lo cual vuelven a iniciar el reloj raturaleza de la Tierra en su juventud, diactivo. En 1956, George W. Wethelos geofísicos se valen de un conjun- rill, de la Institución Carnegie de Wato de métodos de datación radiactiva. shington, mostró una manera de salPresentan éstos diferentes puntos var este obstáculo. Su procedimiento

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1. GNEIS DE ACASTA, grupo de rocas metamórficas en el norte del Canadá;

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se basa en la existencia de dos isóto- las muestras sin perturbar, y que rante episodios metamórficos. Su mépos radiactivos del uranio, el uranio por tanto sean relojes perfectos, todo da buen resultado porque los 238 y el uranio 235. Cada uno de ellos caerían sobre una curva continua plomos 206 y 207 son químicamente sigue su propia secuencia de desinte- que Wetherill llamó curva de con- idénticos, con lo cual habrían escapagración: el uranio 238 termina en plo- cordia. (La curva se limita a refle- do de las rocas fracciones idénticas mo 206, y el uranio 235, en plomo 207. jar que el uranio 235 y el 238 se desde uno y otro isótopo. Al me dir e insPor consiguiente, puede estimarse la integran a un ritmo continuo y pre- cribir los cocientes de concentración edad de cualquier mineral que con- vis ibl e.) entre uranio y plomo en esas rocas, tenga uranio a partir de esas dos Wetherill halló luego algo más. De- los puntos correspondientes a las difuentes. terminó, mediante la representación versas muestras caen sobre una recWetherill midió las dos relaciones de los cocientes de concentración, la ta situada por debajo de la curva de de abundancia uranio-plomo de mu- edad común de un grupo de muestras concordia. Los puntos extremos en chísimas muestras y representó una de roca, aun cuando éstas hubieran que esta recta corta a la curva de conen función de la otra. En la gráfica, perdido gran parte de su plomo du- cordia representan el momento de

constituyen la parte intacta más antigua que se conoce de la superficie terrestre. La datación radiactiva fija en casi


4000 millones de años su edad, señal de que al poco de la formación de la Tierra ya existían materiales continentales.

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La datación por uranio-plomo

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os circones contienen dos isótopos radiactivos del uranio: el uranio 235, que se desintegra en plomo 207, y el uranio 238, que lo hace en plomo 206, algo menos pesado. En circones sin perturbar, la comparación gráfica de las dos concentraciones de uranio-plomo dibuja la curva de concordia, cuyos puntos indican la edad de cada muestra considerada. Los datos obtenidos para circones que sufrieron un episodio metamórfico, y por tanto perdieron parte de su plomo, caerán sobre una recta que corta a la curva de concordia en dos puntos ( arriba ). El punto superior representa el momento en que las rocas cristalizaron originariamente; el más bajo señala el instante del metamorfismo. Los circones del monte Narryer, en Australia, muestran todos señales de perturbación ( centro ). Juzgando por sus posiciones en la curva de concordia, los circones más antiguos del monte Narryer parecen tener entre 4100 y 4200 millones de años de antigüedad; los demás forman tres familias de 3100, 3300 y 3750 años de antigüedad. Basándose en un razonamiento similar, los circones de los gneiss de Acasta habrían cristalizado hace unos 3960 millones de años ( abajo ). EJEMPLO DE CURVA DE CONCORDIA

1,0

4,5 4,0

8 3 2 0,8 O I N A R 0,6 U / 6 0 2 O 0,4 M O L P

3,5

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MOMENTO DE CRISTALIZACION

3,0 2,5

EDAD (MILES DE MILLONES DE AÑOS)

2,0 1,5

0,2 MOMENTO DEL METAMORFISMO 0

0

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30

40

50

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CIRCONES DEL MONTE NARRYER

1,0

4,0

8 3 2 0,8 O I N A R U 0,6 / 6 0 2 O 0,4 M O L P

3,0 CIRCONES ALTERADOS

2,0

CIRCONES MAS ANTIGUOS

0,2 0

0

10

20

30

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3,0

2,0 NUCLEOS DE CIRCON

0,2

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4,0

8 3 2 0,8 O I N A R 0,6 U / 6 0 2 O 0,4 M O L P

0

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CIRCONES DE ACASTA

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0

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30 40 PLOMO 207/URANIO 235

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cristalización y el momento de metamorfismo. Puede resultar difícil la aplicación a los circones del método uranio-plomo, ya que los cristales de circón sue len tener una estructura laminar, con un núcleo original recubierto de depósitos minerales posteriores. En los años setenta, Thomas E. Krogh, del Real Museo de Ontario en Toronto, mostró la manera de raspar circones para separar sus núcleos; señaló asimismo que las relaciones uranio-plomo de las muestras a menudo caen sobre la curva de concordia de Wetherill. Krogh llegó a la conclusión de que la parte interior de los circones no había sufrido alteraciones químicas, por lo que todavía registraba el tiempo transcurrido desde la primera cristalización del mineral.

60

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urante los años ochenta, William Compston y Steve Clement, de la Universidad Nacional Australiana en Canberra, avanzaron un paso más en la datación de circones. Abandonaron la práctica habitual de analizar de entrada el núcleo entero y se aprestaron a estudiar la composición y de ahí la edad del circón en multitud de puntos. Para ello construyeron un dispositivo capaz de lanzar sobre una muestra un haz muy focalizado de átomos de oxígeno ionizados, o cargados eléctricamente. (El haz medía 25 micrometros de anchura.) Compston y Clement llamaron a su instrumento SHRIMP (camarón), iniciales de Super High-Resolution Ion Micro-Probe, microsonda iónica de superalta resolución. Apuntando el SHRIMP a un punto de la cara interior de un cristal de circón cortado en dos mitades, los iones vaporizan los átomos de uranio y plomo que surgen de ese punto; dichos átomos atraviesan después un espectrómetro de masas, para su separación y recuento. A partir de 1983 el SHRIMP ofreció nueva y valiosa información sobre la edad de la corteza terrestre. Derek O. Froude, de la Universidad Nacional Australiana, que colaboraba con Compston y otros, fue probando cristales de circón en cuarcitas, o areniscas metamórficas del monte Narryer, en Australia occidental. Anteriores trabajos habían revelado que esta región contiene rocas de unos 3600 millones de años de antigüedad. El grupo de Froude analizó vein te cris tale s de circón extraíd os de una muestra de roca. Cuatro de ellos dieron relaciones plomo a uranio que indicaban edades de 4100 a 4200 millones de años.

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Hasta entonces las más antiguas En 1989, Samuel A. Bowring, enmuestras de materia terrestre cono- tonces en la Universidad de Washingcidas, tomadas del sudoeste de Groen- ton, junto con Ian S. Williams, de la landia, habían sido datadas por Ste- Nacional Australiana, y el propio phen Moorbath y su equipo de la Uni- Compston, demostraron la existencia versidad de Oxford, en 3800 millones de rocas intactas casi tan antiguas code años. Los 16 circones restantes die- mo los circones australianos. Para ron unas relaciones isotópicas agru- ello aplicaron el SHRIMP a circones padas en torno de tres rectas que corde los gneis de Acasta, zona de rocas taban a la curva de concordia en eda- metamórficas situada al sudeste del des de unos 3750, 3300 y 3100 lago Gran Oso en los Territorios del millones de años respectivamente. Noroeste canadiense. Bowring y sus De ello dedujo Froude que los cir- colegas habían empleado con anteriocones de 4100 a 4200 millones de ridad la técnica de abrasión de Krogh años, así como las muestras de 3750 para determinar que ciertos circones millones de años, se formaron mucho de los gneis de Acasta tenían más de antes de incorporarse a las rocas se- 3800 millones de años, y sospechaban dimentarias circundantes. Los circo- que dentro de los circones individuanes se habían desprendido por ero- les se escondía la prueba de antigüesión de su roca madre y fueron a pa- dades todavía mayores, cosa que tal rar a sedimentos que más tarde, vez pudiera compro barse por medio sometidos a calentamiento y presión del SHRIMP. Con esa idea, Bowring muy extremados, se convirtieron en voló hacia Canberra lleva ndo circolas cuarcitas del monte Narryer. Los nes procedentes de dos muestras de circones más jóvenes, de 3300 y 3100 rocas de Acasta. millones de años, comenzaron probaSe exploraron allá un total de 82 blemente a formarse durante el pe- puntos en 53 circones, obteniendo de ríodo de metamorfismo. Como los cir- las dos muestras unas relaciones cones se encuentran en proporción uranio-plomo que sobre el diagrama muchísimo mayor en las rocas conti- de Wetherill se abrían en abanico, nentales que en las oceánicas, el des- próximas a la curva de concordia. cubrimiento de los australianos ava- Una de ellas se situaba entre 3600 y la la idea de que hace más de 4000 3960 millones de años, y la otra enmillones de años ya existía al menos tre 3800 y 3960 millones de años. alguna materia continental. Por des- Bowring y sus colegas sacaron en gracia, los circones parecen ser las conclusión que los circones más anúnicas reliquias supervivientes de tiguos registraban la edad de cristaesas venerables rocas. lización original de las rocas. La dis-

2. LA BUSQUEDA DE LAS ROCAS MAS ANTIGUAS llevó a Samuel A. Bowring (izquierda) a los gneis de Acasta. Bowring y sus colaboradores recogieron circones de esas rocas (derecha) y los pulieron para exponer su estructura interna. Midie-


persión de los datos obtenidos parece indicar que los circones sufrieron al menos dos episodios metamórficos: uno dentro de los primeros centenares de millones de años después de la cristalización y otro ocurrido hace unos dos mil millones de años. Si tal interpretación es correcta, el gneis de Acasta es el resto metamórfico de roca sólida intacta más antiguo que se conoce en la superficie terrestre. Los geólogos han identificado otras rocas, casi tan antiguas, en Groenlandia, Labrador y Australia occidental. Lance P. Black, del Departamento de Recursos Minerales en Canberra, y otros expertos descubrieron posteriormente, también mediante el SHRIMP, circones de 3870 millones de años en la Antártida. Tras los anteriores resultados caben pocas dudas de que existieran al menos pequeñas extensiones de rocas continentales sobre la superficie terrestre en los primeros 700 millones de años de su historia. Impresiona, además, la increíble escasez de rocas con más de cuatro mil millone s de años de edad en la corteza. La tectónica de placas no basta por sí sola para explicar la rareza de tales rocas. Quizá la Tierra poseyera una extensa corteza primigenia, luego destruida y vuelta a mezclar con los materiales del interior por el impacto de meteoritos gigantes, restos de la formación de planetas. Tal rotura habría sido favorecida por una convección in-

ron después la relación de plomo a urani o en varios puntos de los circones para encontrar las partes más antiguas. Los hoyuelos fueron producidos por haces de iones para vaporizar los trozos de cristales de circón que se analizaron.

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Láser para iluminar el pasado BOMBARDEO DEL MATERIAL CON NEUTRONES

POTASIO

POTASIO 40

ARGON 39

E

l calentamiento escalonado por láser ofrece una manera eficaz de medir la edad y la historia térmica de una muestra de mineral. Dentro de este enfoque, la edad se mide por el grado de desintegración del potasio radiactivo en argón 40. En un primer paso, la muestra se bombardea con neutrones, que transforman parte del potasio en argón 39 (izquierda). Un intenso haz láser calienta la muestra y hace que se desprendan los dos isótopos de argón; un espectrómetro de masas mide la concentración exacta de uno y otro. A medida que aumenta el calor del láser, se desprende cada vez más argón (etapas 1-4, centro); en cada etapa se obtiene una edad a partir 1

HAZ LASER

ARGON 39

2

3

ESPECTROMETRO DE MASAS

tensa, creada por el enorme calor interno del planeta recién formado, que desgajaría bloques de rocas continentales y ahondaría los sedimentos en las ardientes profundidades. Por otro lado, los indicios geoquímicos dan pruebas crecientes de que, cuatro mil millones de años atrás, la cantidad total de corteza continental era minúscula. Las concentraciones relativas de isótopos de neodimio, estroncio y plomo encontradas en las cortezas continentales y oceánicas respaldan semejante conclusión. Hace unos 3800 millones de años, el manto terrestre comenzó a separarse en componentes más densos y más ligeros, liberando así el material del cual se formaron los bloques continentales. Al parecer, los continentes han seguido en rápida expansión hasta hace unos 2500 millones de años. ómo era la dinámica interna de la Tierra durante esa época de continentes en continuo crecimiento? Mi grupo de Toronto, en colaboración con Alfred Kröner, de la Universidad Gutenberg en Maguncia, y Michael O. McWilliams, de la Uni versidad de Stanford, ha abordado esta cuestión, para lo cual estimamos la magnitud de la deriva continental primitiva. Los geofísicos pueden seguir los movimientos continentales recientes por medio del registro magnético que conserva el fondo oceánico. Estos fondos sobreviven sólo unos 200 millones de años, tras lo cual se hunden de nuevo en el manto terres-

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ARGON 40 D A D E

¿C

4

MESETA DE EDAD

0 FRACCION DE 1 ARGON DESPRENDIDA

tre por las márgenes oceánicas, tal como sucede a lo largo de la fosa del Pacífico frente a Asia. Determinar los movimientos de los continentes hace más de 2000 millones de años requiere ampliar los instrumentos de la geocronología para incluir las mediciones del magnetismo interno de una roca. Cuando se arrojan lavas por erupción o cuando los granitos se forman en las capas externas de la Tierra, los óxidos de hierro presentes en la roca quedan imantados en la dirección del campo magnético terrestre en aquel lugar: se comportan como diminutos imanes que se orientan hacia el polo Norte. La medida de la dirección del campo que ha quedado solidificada en la roca revela a qué distancia estaba del polo magnético al enfriarse. Estudiando el magnetismo de las rocas de distintas edades se puede, en principio, conocer cuánto se ha acercado el continente al polo o alejado del mismo a lo largo del tiempo. Por desgracia, si una roca se calienta por encima de una temperatura crítica, pierde su dirección magnética original y vuelve a imantarse la próxima vez que se enfría, con una nueva dirección que puede ser totalmente distinta de la original si el continente ha derivado de manera apreciable en latitud durante los años transcurridos. Sin embargo, si el calentamiento de la roca no ha sido tan intenso, parte de la orientación del magnetismo original subsiste. En ese caso, los geofísicos pueden extraer de

la roca un registro de dos antiguas posiciones del polo: una en la época de la cristalización o enfriamiento inicial y la otra en la del calentamiento metamórfico. Dado que todas las rocas precámbricas conocidas han sufrido algún episodio de calentamiento, resulta esencial descifrar el registro magnético auténtico de una roca para desvelar su historia térmica.

U

n valioso método de datación radiactiva denominado técnica del potasio-argón a veces permite a los investigadores tanto determinar la edad de las rocas magnetizadas como apreciar si han sufrido recalentamiento durante su vida y en qué medida. El potasio-40, un isótopo raro cuyo período radiactivo es de 1300 millones de años, se desintegra produciendo argón-40, versión pesada del gas noble argón. Partiendo de la acumulación de argón-40 en los minerales que contienen potasio, se puede establecer cuánto tiempo hace que el mineral se solidificó. La datación mediante el potasio-argón ha ayudado a los especialistas en geocronología a perfilar la escala temporal de la evolución biológica durante los últimos 500 millones de años. Pero ha demostrado ser menos adecuada para explorar la historia más remota de la Tierra, puesto que el argón tiende a escapar de los minerales durante las épocas de calentamiento metamórfico. Para revelar las edades de cristalización de las rocas más antiguas es más eficaz el método del

TEMAS 20

de la relación de argón 40 a argón 39. Las edades pequeñas obtenidas a bajas temperaturas indican que se perdió parte del argón durante la historia de la muestra; la meseta de edades, a temperaturas superiores, debe reflejar la verdadera edad de la muestra. A la derecha, el calentamiento escalonado por láser de cuatro granos de hornblenda tomados del granito de Mbabane en Swazilandia revela que tienen 2700 millones de años, en muy buen acuerdo con la edad deducida de las medidas de uranio-plomo. Analizando las lavas de komatiitas de la misma región se descubre que su primer enfriamiento ocurrió hace 3500 millones de años. 3,6

) S O Ñ A E3,0 A D D A S E C I N 2,6 D O N I L L I D A M D E E D2,0 S E L I M (

0

3,6

GRANITO DE MBABANE

LAVAS DE KOMATIITA

3,0

M

EDAD URANIO-PLOMO

0

0,2

0,4

0,6

0,8

FRACCION DE ARGON DESPRENDIDA

1

2,6

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

FRACCION DE ARGON DESPRENDIDA

uranio-plomo, junto con un procedi- table y antiquísima. El referido cinmiento algo menos usual que se basa turón de rocas verdes contiene numeen isótopos del rubidio y estroncio. rosas rocas volcánicas enterradas baLa facilidad con que puede pertur- jo sedimentos posteriores. Otras rocas barse el reloj de potasio-argón ofrece graníticas, más jóvenes, han forzado en compensación la ventaja de per- su afloramiento a través de las capas mitir desentrañar la historia térmi- de rocas verdes más antiguas. ca de una roca, información que a su vez da sentido a la historia magnétiis colaboradores y yo hemos buscado indicios de deriva tecca de esa roca. Los geocronólogos han estudiado muchas clases diferentes tónica ocurrida hace más de 2000 mide minerales para determinar la fa- llones de años, realizando detallados cilidad con que desprenden el argón análisis magnéticos y llevando a caocluido al ser calentados. La horn- bo la datación, por las técnicas de poblenda, mineral muy corriente, ha tasio-argón y uranio-plomo, de circomostrado ser muy resistente a la pér- nes obtenidos de dos muestras de dida de argón: habitualmente, hace granito del cratón de Kaapvaal. En falta calentarla mucho (por encima Maguncia, Kröner aplicó el método de unos 500 grados Celsius) para que del uranio-plomo a cristales de cirdeje escapar parte del argón. Los mi- cón procedentes de lavas del cratón, nerales moscovita y biotita, dos for- y demostró que habían cristalizado mas de la mica, son algo menos resis- hace unos 3500 millones de años, lo tentes al calor: pueden ser a lterados que concordaba bastante con anteriopor temperaturas comprendidas en- res mediciones tomadas en la Unitre 250 y 350 grados. En el otro ex- ve rs idad de Camb ridg e. Ta mb ié n tremo, el mineral feldespato da seña- descubrió que los granitos de la reles de pérdida de argón por debajo de gión de Nelshootge del cratón de Kalos 200 grados. apvaal cristalizaron hace 3200 milloLos investigadores que buscan in- nes de años; los granitos de la vecidicaciones de deriva continental du- na región de Mbabane se solidificaron rante la primera mitad de la historia por primera vez hace 2690 millones de la Tierra han concentrado gran de años. parte de su atención en una serie de Paul W. Layer, Margarita López rocas notablemente bien conservadas Martínez y yo emprendimos en mi laen el cinturón de rocas verdes anti- boratorio de la Universidad de Toronguas de la Tierra de la Montaña de to dataciones por el método del potaBarberton, en la frontera entre Sudá- sio-argón con el fin de examinar la frica y Swazilandia. Las rocas forman historia térmica de las rocas como priparte del cratón de Kaapvaal, una mer paso para interpretar su archivo sección de la corteza continental es- magnético. Para ello utilizamos una

M


ingeniosa variante del referido método, denominada datación argón-argón, que originariamente había propuesto Craig M. Merrihue, de la Uni versidad de California en Berkeley. En el enfoque de Merrihue, se irradia una muestra de roca con neutrones procedentes de un reactor nuclear, transmutando parte del potasio en argón 39. La muestra se funde luego en una cámara de vacío, desprendiendo argón 39 y argón 40. En lugar de medir por separado las concentraciones de potasio y de argón en la muestra, sólo se requiere una observación de los dos isótopos de argón para deducir la edad de esa muestra. errihue comprendió que su técnica podía proporcionar información vital sobre la historia térmica de la roca en estudio. Sugirió que, en vez de fundir todo el mineral irradiado de golpe, se calentase escalonadamente la muestra y se midiera la relación de argón 40 a argón 39 —deduciendo de ella la edad correspondiente— para cada temperatura. Si en cada medición se obtuviera la misma edad, sería razonable suponer que la muestra hubiese sufrido escasa perturbación térmica durante su historia. El hecho de que las edades medidas empezaran siendo bajas para temperaturas no muy elevadas y luego ascendieran hasta una meseta de mayores edades para temperaturas más altas, significaría que parte del argón 40 se habría desprendido del mineral durante uno o varios episodios de calentamiento. La edad de la meseta tiene en cuenta todo el argón 40 que se ha desprendido bajo un fuerte calentamiento, y debe por tanto dar una buena indicación del tiempo en el que por primera vez se solidificó la roca y se puso en marcha el reloj de potasio-argón. En Toronto, mis colaboradores y yo aplicamos el método de calentamiento escalonado a los granitos de Nelshootge y Mbabane, así como a lavas relacionadas con la roca volcánica cuya edad había medido Kröner por el método del circón. Hicimos uso de otra innovación: una técnica de calentamiento por láser que desarrollé en colaboración con Chris M. Hall y Yotaro Yanase. George H. Megrue, de la Institución Smithsoniana, había iniciado una técnica similar en los años setenta, demostrando que era posible medir por argón-argón la edad de un mineral, vaporizando parte de la muestra con un láser pulsante. Su método no tuvo amplia aceptación entonces, dada la incapacidad de modular la potencia del láser para calen-

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80oN 72oN 60oN

LAVAS DE KOMATIITA

D o U 30 N T I T A L

0o

AFRICA MODERNA CRATON DE KAAPVAAL (ANTIGUA MASA CONTINENTAL)

GRANITO DE NELSHOOGTE

COMPLEJO DE USUSHWANA

GRANITO DE MBABANE

30oS

3500 MILLONES

3200 MILLONES 2900 MILLONES EDAD (AÑOS ANTES DEL PRESENTE)

3. LA ANTIGUA DERIVA CONTINENTAL queda registrada por los campos magnéticos congelados en cuatro clases de rocas del cratón de Kaapvaal, región de la corteza continental estable y extremadamente antigua (el continente africano, mostrado como referencia, no existía en su forma

tar la muestra escalonadamente, en incrementos bien definidos.

M

odificando la técnica de Megrue, nuestro grupo logró utilizar un láser de haz continuo para obtener un espectro de edades preciso partiendo de un solo grano de roca. Comenzamos exponiendo un trocito de mineral a un haz láser de baja potencia durante 30 segundos; analizamos el argón desprendido mediante un espectrómetro de masas. Aumentamos después la potencia del haz láser en sucesivos incrementos, y en cada uno de ellos dedujimos la edad correspondiente. Cuando el mineral se funde, se ha alcanzado la temperatura de cristalización, y el espectro de edades queda completo. La combinación del calentamiento por láser y el análisis de argón-argón está proporcionando una información de finísima exactitud acerca de la edad y los antecedentes térmicos de las rocas antiguas. Esa información nos ha permitido reconstruir una historia sin precedentes de la deriva continental, tal como ocurrió hace miles de millones de años. Empezamos examinando la historia del granito de Mbabane. Layer y McWilliams habían descubierto que esta roca contiene una imagen magnética del polo, indicativa de que la roca se solidificó en algún lugar próximo al ecuador terrestre. Un análisis ulterior demostró que el granito de Mbabane adquirió su orientación magnética cuando la roca se enfrió desde unos 600 a unos 500 grados Celsius. La datación por láser mediante el método del argón-argón de cuatro

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2700 MILLONES

moderna). Las rocas imanadas operan a modo de brújulas y revelan la orientación del cratón y la latitud en el momento de cristalizar las rocas. El cratón de Kaapvaal derivó a una velocidad bastante similar al ritmo actual de la tectónica de placas.

cristales de hornblenda en roca de Kröner había demostrado que el granito, que realizó mi grupo de To- granito de Nelshootge tiene 3210 mironto, produjo un espectro de edades llones de años de antigüedad. El que presentaba una ancha meseta en análisis por láser de cristales de hor2690 millones de años, esencialmen- nblenda en el granito sugirió que la te idéntica a la edad deducida por roca adquirió su imanación en una Kröner mediante el uranio-plomo pa- época temprana de su historia, al ra los circones de alrededor. La estre- menos hace 3180 millones de años. cha concordancia entre las dos técni- Al examin ex aminar ar la orie ntación ntac ión del d el ca mcas de datación implica que las horn- po magnético del granito, hallamos blendas, y con ellas la totalidad del que también éste parecía haberse granito, nunca habían sido calenta- formado a 90 grados de distancia andas a temperaturas superiores a 500 gular del polo, es decir, en el ecuagrados tras haberse enfriado por pri- dor. Sin embargo, la dirección del pomera vez. Llegamos a la conclusión lo norte registrada en el granito de de que la posición del polo magnético Nelshootge se aparta en muchos gradetectada en el granito quedó regis- dos de la posición congelada en el trada cuando las rocas se enfriaron y granito de Mbabane, por lo que el se solidificaron inicialmente hace cratón de Kaapvaal debe de haber 2690 millones de años, época en la girado notablemente durante los que el granito de Mbabane estaba en años que median entre ambos insel ecuador. tantes. Layer y sus colegas habían lograPor último, pasamos a examinar do ya deducir que otro grupo de ro- la roca de Barberton más antigua de cas ígneas, hoy situado a 12 kilóme- nuestra colección, unos fragmentos tros del granito de Mbabane, dista- de lavas ricas en magnesio denomiba algo más de 30 grados del ecuador nadas komatiítas. En las rocas volhace 2875 millones de años. Si esas cánicas relacionadas con esas lavas dos formaciones han mantenido se encuentran circones que datan de siempre su proximidad, el área del casi 3500 millones de años atrás. Dacratón de Kaapvaal debe de haber vid J. Dunlo p y Chris J. Hale, Hale , d de e la derivado unos 30 grados de latitud Universidad de Toronto, consiguieentre los 2875 y 2690 millones de ron recuperar un débil campo magaños pasados. Tal movimiento impli- nético congelado en las komatiítas, ca una velocidad de deriva aproxima- el cual indicaba que las rocas estada de 1,5 centímetros por año, com- ban sólo a 18 grados del polo en su parable a la velocidad con la que primer enfriamiento, y de ningún Norteamérica se ha ido alejando de modo próximas al ecuador. Este desla dorsal atlántica central durante cubrimiento, sin embargo, no tenía los últimos 100 millones de años. Ca- una interpretación clara. Evidentebe preguntarse si la tectónica de pla- mente, las lavas han estado someticas se producía al mismo ritmo en das a calentamiento y presión muy épocas todavía más remotas. intensos a raíz de su formación; por

TEMAS 20

consiguiente conservan pocos, si alguno, de sus minerales originales, con lo que la imanación observada por Dunlop y Hale podía ser mucho más reciente que los mencionados 3500 millones de años.

P

ara dirimir la cuestión, López Martínez, entonces estudiante graduada en mi laboratorio, realizó mediciones mediante el argón-argón para determinar la edad de las muestras de komatiíta. Con gran sorpresa suya —y mía— las edades que obtu vo no se diferenciaban de de las halladas por Kröner al estudiar los circones en las lavas. Los circones datan la cristalización inicial de las lavas, mientras que el análisis por argón-argón mide la edad de la tremolita, mineral formado durante el metamorfismo. La única manera de dar sentido a los resultados de López Martínez es que el episodio metamórfico que creó la tremolita tuviera lugar casi inmediatamente después de la primera erupción de lava. Si es así, la posición del polo en las komatiítas de Barberton constituye un registro genuino de la posición de la roca hace unos 3500 millones de años. Ensamblando todas las indicaciones anteriores se consigue una historia de la deriva del cratón de Kaapvaal, que abarca 800 millones de años y se inicia hace 3500 millones de años. En aquella época, el cratón estaba cerca del polo. Alrededor de 3180 millones de años atrás, se había corrido hacia el ecuador. Después, el cratón se desplazó más de 3000 kilómetros hacia el polo, de manera que hace 2875 millone s de años se encontraba al menos a 30 grados del ecuador. Unos 2690 millones de años atrás, el cratón había vuelto a derivar hacia el ecuador, pero su orientación era sensiblemente diferente de la que había tenido 490 millones de años antes. De nuestro trabajo se infiere que el cratón de Kaapvaal ya derivaba 3500 millones de años atrás a una velocidad pareja a la que lo hacen los modernos continentes. Cabe suponer que otros fragmentos continentales se comportaban de la misma manera. Debe hacerse hincapié en que, pese a los muchos avances en metodología e instrumentación, instrumentación, los estudios de trazas magnéticas dejan todavía amplio margen al error. No obstante, los métodos de datación del uranio-plomo y del argón-argón, combinados con los estudios paleomagnéticos, han contribuido notablemente a mejorar nuestro conocimiento de la primitiva historia dinámica de la Tierra.


El éxito de nuestra investigación de las komatiítas del Barberton nos hizo preguntarnos si las más antiguas rocas conocidas, los gneis de Acasta, no incorporarían una instantánea de su posición respecto al polo magnético hace 3960 millones de años. Lamentablemente, no parece así. En mi laboratorio, Hall realizó dataciones provisionales por argón-argón de cristales de hornblenda procedentes de una de las muestras de Bowring. Sus resultados muestran que los relojes de argón-argón de las rocas se volvieron a poner en hora por un brote de actividad tectónica hace 1800 millones de años. Cualesquiera trazas magnéticas que existieran hace 3960 millones de años habrían sido borradas por completo. Pese a ello, subsiste la esperanza. Tal vez las ulteriores mediciones de rocas procedentes de la misma región del norte del Canadá puedan al fin proporcionar un pequeño fragmento que haya escapado al intenso recalentamiento ocurrido durante los episodios de formación de montañas. El registro magnético encontrado en una roca tal tendría un valor incalculable para descifrar la evolución de la Tierra. La prueba de que la Tierra poseía un campo magnético apreciable en fecha tan temprana sería una señal evidente de que había desarrollado ya un núcleo metálico importante, paso clave en la transformación de un planeta infantil en un mundo complicado y bien ordenado.

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La corteza continental

B. Clark Burchfiel

Mucho más antigua antigua que la oceánica, la integran integran materiales que en ocasiones se remontan a 4000 millones de años. Pero P ero está en constante renovación renovación merced a los ciclos tectónicos, tectónicos, el vulcanismo, la erosión y la sedimentación

H

ace algo más de dos siglos que los geólogos vienen prestando atención a la composición y a la estructura de los continentes para documentar la historia de la Tierra. Es un proyecto que intimida. La corteza que subyace a los océanos se crea rápidamente, permanece intacta y apenas deformada la mayor parte de su breve vida y se destruye de nuevo muy deprisa. La edad de la corteza más antigua de las cuencas oceánicas no llega a los 200 millones de años. La corteza que forma los continentes se crea y se modifica a través de múltiples procesos físicos y químicos; a menudo sufre varias fases de deformación y de reelaboración que dan lugar a estructuras de complicadas características; racterística s; cinturones de rocas deformadas, que cubren centenares de kilómetros de anchura y miles de kilómetros de longitud, resultan afectados por intrusiones de rocas ígneas y quedan recubiertos localmente por una fina capa de rocas sedimentarias más jóvenes. Además la corteza continental resiste mucho mejor que la oceánica los procesos destructivos. Las porciones más antiguas de los continentes tienen alrededor de 3800 millones de años, lo que significa que la corteza continental alberga un registro complejo y fragmentario de los procesos evolutivos y dinámicos que han operado durante el 85 por ciento de los 4600 millones de años de historia de la Tierra. La corteza continental se extiende bajo los continentes y sus márgenes y por regiones poco profundas de los océanos. En total ocupa alrededor del 45 por ciento de la superficie del planeta y constituye alrededor del 0,3 por ciento de su masa. Se distingue de la corteza oceánica y del manto subyacente por sus propiedades físicas y su composición química. Los límites laterales entre la corteza oceá-

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nica y la corteza continental están manto difieren de las que se hallan mal definidos, ya que no sólo están en la corteza; tienen menos silicio y recubiertos por el agua de los océa- mayor proporción de hierro y de magnos, sino también, en la mayoría de nesio. los lugares, por una gruesa secuencia de materiales sedimentarios. Los or el estudio sísmico de la disdatos sísmicos, magnéticos y gravicontin con tin uid uidad ad de Mohor Mo horovi ovic cˇi c´ sa métricos indican que el límite tiene bemos que la corteza oceánica mide menos de diez kilómetros de anchu- entre cinco y ocho kilómetros de grora en algunos sitios y varias decenas sor, mientras que la continental vade kilómetros en otros. Los estudios ría entre 10 kilómetros y más de 70. sobre la composición de las rocas de En una primera aproximación puede las cortezas oceánica y continental y decirse que la corteza se comporta cola correlación entre las composicio- mo si estuviera flotando sobre el mannes de las rocas y las velocidades sís- to. La corteza oceánica es relativamicas revelan que la corteza oceáni- mente delgada y densa (de 3,0 a 3,1 ca se caracteriza por una composi- gramos por centímetro cúbico), razón ción basáltica, mientras que la por la que las zonas de la superficie corteza continental es un conglome- terrestre bajo las cuales se encuentra rado de rocas ígneas, metamórficas corteza oceánica suelen quedar por y sedimentarias, con mayor abun- debajo del nivel del mar, a profundidancia de determinados elementos: dades del orden de 2500 a 6500 mepotasio, uranio, torio y silicio, entre tros. La corteza continental es más otros. gruesa y notablemente menos densa El límite vertical entre el manto y (2,7 a 2,8 gramos por centímetro cúla corteza (tanto oceánica como con- bico), de ahí que las regiones de la sutinental) se denomina discontinuidad perficie terrestre formadas por cortede Mohorovicˇ ic´ y más comú nmen te za continental se encuentren cerca Moho. Es una zona de un grosor in- del nivel del mar o por encima del ferior al kilómetro en algunos luga- mismo. Las partes más gruesas de la res y de varios kilómetros en otros, corteza continental subyacen, nordonde la velocidad de las ondas sís- malmente, a las regiones que alcanmicas de compresión aumenta desde zan alturas mayores, así las cadenas alrededor de 6,8 kilómetros por se- de montañas del Himalaya y de los And es. Rec Recípro ípro cam cament ent e, las par partes tes gundo, en la corteza, hasta 8,1 en el Andes. manto. El aumento de la velocidad de más delgadas de la corteza continentransmisión de las ondas sísmicas se tal suelen hallarse bajo el nivel del debe en gran parte al cambio de la mar, en los márgenes continentales composición del medio. Las rocas del del Atlántico por citar un ejemplo.

P

1. CINTURON PLEGADO DE LABRADOR, LABRADOR, en una imagen Landsat tomada sobre el norte de la provincia canadiense del Quebec. Revela la evolución seguida por la corteza continental: el cinturón era inicialmente una cadena de montañas, elevada por la colisión de dos continentes hace 1800 millones de años. Desde entonces las montañas se han erosionado, quedando expuestas las rocas más prof undas, principalmente metamórficas e ígneas, que la colisión deformó en gran cantidad de pliegues. Las subsiguientes colisiones entre placas han remodelado los continentes, no obstante lo cual el cint urón recuerda a los que se están formando p or la actividad tectónica que se produce en los márgenes continentales.

TEMAS 20


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En las cadenas mesoceánicas y en algunas áreas de los continentes, donde se registra un activo vulcanismo y la corteza está sometida a estiramiento, se encuentran excepciones importantes a esta distribución. Los mate-

riales calientes del manto inferior ascienden en tales lugares hasta niveles más superficiales, produciendo un calentamiento del manto superior y rebajando su densidad. La flotabilidad resultante produce una fuerza ascen-

sional que eleva la superficie terrestre. La provincia Basin and Range, al oeste de los Estados Unidos, constituye un ejemplo claro de este hecho. La corteza, delgada, no impide una superficie terrestre elevada.

2. DISTRIBUCION MUNDIAL DE LOS CINTURONES de rocas deformadas durante diferentes períodos geológicos, que constituyen la mayor parte de la corteza continental. En algunos lugares los cinturones aparecen recubiertos por rocas sedimentarias o volcánicas o por hielo (rayado en negro ). Incluso en esos casos los sondeos y otros métodos de exploración confirman la existencia de cinturones profundos. Los cinturones son complejos: registran varios episodios de deformación y suelen contener rocas procedentes de otros cinturo-

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TEMAS 20

Otras excepciones se encuentran en áreas con importantes relieves topográficos, en las que la corteza se dirige hacia abajo en una distancia horizontal corta, usualmente del orden de 200 kilómetros. La corteza y el man-

to superiores se deforman igual que una lámina elástica para soportar el peso que ocasiona la elevada topografía. Se forman entonces depresiones alargadas que se rellenan de sedimentos hasta un máximo de ocho ki-

nes. Los colores indican la edad de los principales episodios de deformación. Rocas de similar composición continental se encuentran bajo los márgenes continentales y parte de las pequeñas mesetas y plataformas marinas ( azul claro ). Los arcos volcánicos ( naranja ), construidos sobre corteza oceánica, forman un tipo de corteza que puede suturarse a un continente cuando dos placas chocan


lómetros de profundidad en las cercanías de grandes cadenas montañosas, aunque no de todas. Bajo estas depresiones alargadas descubrimos una corteza de espesor normal; lo único que sucede es que la corteza se ha do-

entre sí o cuando una de ellas se desliza bajo otra. También se conservan en los continentes rocas y estructuras procedentes de la divergencia de dos placas. Son ejemplo de ello las fosas activas, como las del Africa oriental, otras más antiguas, como la de Oslo, en Escandinavia, y las de Athapuscow y Batburst, Canad á (de más de 2000 millone s de años de edad) ( gri s ).

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blado hacia abajo a fin de soportar el El segundo grupo constituye la mapeso de las montañas. yor parte de la corteza continental. Los materiales que forman la cor- Su gran variedad litológica le confieteza continental se clasifican, por lo re una heterogeneidad que contrasta general, en dos grupos fundamenta- con la relativa homogeneidad de la les: por una parte, las acumulaciones corteza oceánica. Todos los cinturode rocas sedimentarias y volcánicas nes del segundo grupo emplearon en escasamente deformadas que ocupan su evolución varios cientos de milloextensas áreas y, por otra, largos cin- nes de años y las edades de cinturoturones deformados de rocas sedi- nes adyacentes pueden diferir en cenmentarias, ígneas y metamórficas. tenares de millones de años, o incluEstos cinturones se denominan cin- so mil millones de años; así pues, turones orogénicos, término que pro- cada cinturón representa un fragmencede del griego oros, montaña. El pri- to diferente de la historia de la Tierra. mer grupo no se encuentra en todas A menudo los cinturones más jóvenes las regiones continentales, pero don- quedan oblicuos con respecto a los de aparece siempre recubre al segun- más antiguos, en cuyo caso los más do. En la parte central de los Estados jóvenes los truncan. En otros lugares, Unidos forma una fina capa no supe- los cinturones de diferente edad corior a unos pocos kilómetros de gro- rren paralelos. sor. En otras zonas, a lo largo de los márgenes continentales y en depren examen detallado de los matesiones lineales, circulares o irregulariales que forman los cinturones res de los continentes, forma acumu- indica que algunos de los más antilaciones de materiales que superan guos son similares a los constituidos los diez kilómetros de grosor. en épocas geológicas más recientes.

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3. A TRAVES DEL EQUILIBRIO ISOSTATICO se nos describe la relación de la corteza continental con el manto subyacente. La corteza, más ligera, se comporta como si flotara; por eso las regiones de gran elevación, como las cadenas montañosas, suelen ser lugares donde la corteza ofrece un notable grosor. En esta figura se muestran dos excepciones. En el dibujo superior, la corteza de una cadena de montañas se ha flexionado hacia abajo cual si de una lámina elástica que

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También se parecen a los que produce hoy la actividad tectónica. Este hecho ofrece la posibilidad de que el estudio de las formaciones de rocas modernas y de su actual deformación facilite la comprensión de los procesos responsables de la formación de los cinturones orogénicos más antiguos, que constituyen la mayor parte de la corteza continental. El recurso a la teoría de la tectónica de placas resulta aquí decisivo: proporciona un marco donde relacionar los conjuntos de rocas y su deformación con las interacciones entre las placas que componen la corteza entera. De hecho, la teoría se desarrolló sobre todo a partir de los datos extraídos de los océanos; su aplicación al estudio de la corteza continental se ha efectuado con datos de variada procedencia. La comprensión del desarrollo continental se basa en una versión modificada de los conceptos de tectónica de placas. El marco teórico en que se encuadra la tectónica de placas es simple:

soporta un peso se tratara. Donde se ha producido la inflexión, que ha sido llenada por rocas sedimentarias (color ), la corteza es más gruesa de lo que cabría esperar por la elevación de la superficie. En el dibujo inferior, que muestra la parte occidental de Estados Unidos, una zona del manto está caldeada, y por tanto es menos densa de lo usual (color ). Su tendencia a ascender alza la corteza por encima de lo que le corresponde.

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la parte más externa de la Tierra, la litosfera, se divide en seis placas principales y en varias más pequeñas, que se mueven unas respecto de las otras a velocidades que van desde unos pocos centímetros por año hasta veinte centímetros o más. Las placas están formadas por corteza oceánica y continental, junto con parte del manto subyacente; la discontinuidad de Mohorovicˇic´ se encuentra en su interior. Las placas suelen considerarse cuerpos rígidos, de ahí que la mayoría de sus influjos recíprocos se produzcan a lo largo de sus bordes, que pueden ser zonas de intensa deformación. Dichos bordes de placa pueden clasificarse en tres tipos principales: divergentes, transformantes y con vergentes. En los bordes divergentes se crea nueva corteza oceánica; en los transformantes se produce un desplazamiento horizontal entre las dos placas, paralelamente a sus límites; en los convergentes una de las placas se sumerge en el manto. Generalmente la corteza continental no sufre esta subducción, debido, sobre todo, a que “flota” sobre el manto.

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ay que modificar en varios puntos importantes este esquema básico si queremos poner en claro la evolución de la corteza continental. En primer lugar, la corteza continental que participa en las interacciones entre placas no se comporta a menudo como una pieza rígida. Por tanto, en la parte superior de la litosfera, los movimientos de las placas pueden quedar total o parcialmente absorbidos por deformaciones del interior de la corteza continental. Buena parte de ellas puede atribuirse a fuerzas que se originan en los bordes de las placas; los límites de placas, que generalmente son estrechos y bien definidos en la corteza oceánica, resultan amplios y difusos en los continentes. Los límites entre la placa Eurasiática y la placa India, por ejemplo, alcanzan más de 2000 kilómetros de anchura allí donde la corteza continental de la una entra en contacto con la de la otra. En segundo lugar, la corteza continental dista mucho de ser uniforme en sus propiedades mecánicas, ya que está formada por cinturones de rocas antiguas y por otras estructuras preexistentes, que pueden determinar la localización de nuevos episodios de deformación. Por tanto, una zona de deformación que se extienda hacia el interior del continente puede dar lugar a la formación de estructuras tan fuertemente influidas por las anisotropías de la corteza que sean difíci-


4. BORDE DE PLACA DIVERGENTE, donde las placas se separan produciendo la extensión y el adelgazamiento de la corteza continental. Inicialmente (arriba) en la corteza superior se forman sistemas de fallas. A menudo los bloques fallados giran al hundirse. No se conoce con precisión la extensión que se produce en los niveles más inferiores. La subsidencia (centro) ocasiona la acumulación de rocas sedimentarias continentales o marinas de aguas someras (colores intermedios) y la ascensión de rocas ígneas ( gris oscuro). Si las placas continúan divergiendo (abajo) se diferencian dos continentes, formándose corteza oceánica nueva entre ellos. El margen adelgazado de cada continente cede a medida que se separa de la zona de divergencia; queda entonces cubierto por rocas sedimentarias no falladas (color claro).

les de relacionar con la actividad tectónica en el borde de la placa . En una zona de deformación de tales características es difícil definir un borde de placa: toda la zona funciona como tal. En general, las rocas más antiguas y las estructuras de los continentes han sido sometidas a lo largo del tiempo a la actividad de sucesivos sistemas de borde de placa, razón por la cual el registro contenido en sus materiales es a menudo fragmentario y difícil de interpretar. Bajo estas circunstancias, el estudio de los modernos sistemas de borde de placa puede enseñarnos su evolución y, mediante ello, cómo lo hicieron también los má s antiguos. Varios ejemplos de estos tres tipos de límite entre placa pueden servir de introducción a estructuras más complicadas, que resultan de la superposición de varios episodios tectónicos. La separación entre dos placas a lo largo de un borde de placa divergente que atraviesa la litosfera continen-

tal comienza cuando la corteza y el manto litosférico subyacente sufren un proceso de extensión y de atenuación. Se desarrollan fallas que afectan a la corteza, siguiendo zonas largas y estrechas en cuyo interior los materiales fracturados de la corteza sufren una subsidencia diferencial, formándose grandes bloques basculados. Como la parte superior del manto participa de esta extensión, se produce un ascenso de materiales de zonas inferiores del mismo (del nivel más dúctil y más caliente, la astenosfera), lo que incrementa el fluj o de calor a través de la litosfera. Resultado de ello es la fusión parcial del manto y un vulcanismo característico de rocas basálticas que a menudo es alcalino (es decir, en el que abundan el sodio y el potasio). A veces la divergencia termina tras una separación de pocas decenas de kilómetros; estas zonas de corteza continental adelgazada dan lugar a fosas en el interior de los continentes.

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Algunos de los ejemplos más recientes y todavía activos son el valle del Rin y las fosas asociadas en la Europa central, las fosas de Africa oriental y las del Río Grande, en el sudoeste de

los Estados Unidos. Ejemplos más antiguos son la fosa de Oslo, en el sur de Escandinavia, con sus 280 millones de años de edad, la fosa de Keweenawan, en el centro de los Estados

Unidos, de unos 1000 millones de años, y las fosas de Athapuscow y Bathurst, en el noroeste del Canadá, con una edad superior a los 2000 millones de años. En otros casos la divergencia continúa. El adelgazamiento de la corteza adquiere entonces mayores proporciones. Este proceso culmina con la separación en dos de la corteza continental y la formación de una nueva cuenca oceánica, bajo la cual se encuentra una extensión creciente de corteza oceánica. Cada margen de la corteza continental se separa del otro a partir de la región de divergencia. El manto superior, caliente, se separa con él. Andando el tiempo, éste se enfría y contrae, provocando la subsidencia de la corteza. A la vez, las fallas que acompañan el estiramiento y la atenuación de la corteza cesan en su actividad. Comienzan a acumularse rocas sedimentarias de respetable grosor sobre la corteza subsidente y adelgazada. También se acumulan sobre la zona de transición entre las cortezas continental y oceánica, formándose un margen continental característico (llamado margen continental pasivo) que flanquea bastantes cuencas oceánicas.

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5. BORDE DE PLACA TRANSFORMANTE, donde las placas se deslizan horizontalmente una respecto de la otra. Vale de ejemplo la zona de falla del mar Muerto, en el Oriente Medio. La corteza que queda al este de la falla avanza hacia el norte con respecto a la corteza situada al oeste, desplazamiento relativo que alcanza los 105 kilómetros en la parte sur de la zona y ha abierto golfos y mares, como el propio mar Muerto. Además, parte de la corteza se ha acortado, formando los pliegues de las montañas de Palmira.

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l perfil de un margen afectado por una tectónica de fractura ilustra su historia evolutiva. La corteza continental, adelgazada y fallada, aparece recubierta de una secuencia de rocas volcánicas y sedimentarias depositadas durante la fase inicial de divergencia en valles de fractura fallados. Estos materiales están recubiertos a su vez por una gruesa capa de rocas sedimentarias, no fracturadas, depositadas durante la posterior fase de subsidencia, más gradual. Los márgenes atlánticos de la costa oriental de los Estados Unidos y la costa occidental de Africa son ejemplos bien estudiados de márgenes divergentes. Generalmente dichos márgenes presentan elevados gradientes de temperatura durante los primeros estadios de su evolución, lo que les convierte en puntos favorables para que la maduración de la materia orgánica origine depósitos de petróleo y gas natural. Al producirse la divergencia de dos masas continentales cerca de un antiguo margen continental, se separan y arrastran fragmentos del continente, formándose pequeñas plataformas de corteza continental sumergidas parcial o totalmente en los océanos y rodeadas de corteza oceánica. Tal es el caso del Lord Howe Rise (cuya parte más elevada es Nueva Zelanda), en el sudoeste del Pacífico,

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6. BORDE DE PLACA CONVERGENTE, en el que chocan dos placas. Está marcado por una secuencia característica de estructuras en la placa superior. En la configuración más usual, la litosfera oceánica (corteza y manto superior) subduce bajo la litosfera continental. Los fragmentos de la corteza oceánica y las rocas sedimentarias arrancados de la placa que subduce forman un prisma de acreción y un umbral exterior del arco. Aparece a continuación una cuenca mar-

ginal, que acumula sedimentos procedentes de las elevaciones adyacentes, y luego un arco volcánico, la estructura más característica que resulta de la subducción. Parte del magma que asciende desde la zona de subducción solidifica en la corteza. La región posterior del arco, tras los volcanes, puede mostrar convergencia (fracturación o plegamiento de la corteza continental) o divergencia (adelgazamiento cortical y subsidencia).

y el de parte de las plataformas de damente 100 millones de años. El des- te causa un estiramiento de la corteKerguelen y las Mascareñas, en el plazamiento horizontal a lo largo de za, que se atenúa y cede. Ejemplos de océano Indico. la falla se cifra hoy en 400 kilómetros, estas, así llamadas, “cuencas de estiEn los bordes de placa transfor- pero el movimiento entre las placas ramiento” ( pull-apart basins) a lo larmantes, donde las placas se despla- no se ha limitado al desplazamiento. go de la falla son el mar Muerto, el zan lateral y horizontalmente una con Los materiales y las estructuras crea- mar de Galilea y el golfo de Aqaba. Al respecto a la otra, a lo largo de fallas das por la actividad de un borde de norte del mar de Galilea, la zona de verticales o subverticales, ni se forma placa más antiguo han sido objeto de fractura se tuerce hacia el este, procorteza ni se destruye. El desplaza- rotación e inflexión, registrando un duciendo un resultado opuesto al anmiento horizontal a lo largo del bor- total de alrededor de 1200 kilómetros terior: la compresión y el engrosade puede alcanzar centenares e inclu- de movimiento diferencial. Puede ob- miento de la corteza, que ha dado luso miles de kilómetros. Cuando el bor- servarse que el movimiento fue pura- gar a las elevaciones del haz de de de placa atraviesa la corteza mente transformante hasta hace unos pliegues de Palmira. De esta manera, continental, el desplazamiento puede 40 millones de años y luego se hizo parte del movimiento hacia el norte distribuirse en una zona de fracturas oblicuo, con componentes transfor- de la placa Arábiga respecto a Europa de varios centenares de kilómetros de mantes y de compresión. La compre- ha sido absorbido por convergencia y anchura. Se desplazan lateralmente sión ha producido un engrosamiento acortamiento en el interior de la corcinturones de plegamiento preexis- de la corteza y ha elevado una cade- teza continental. tentes y parte de ellos pueden sufrir na de altas montañas: los Alpes de Los sistemas de borde de placa conrotaciones que rompen su continui- Nueva Zelanda. vergente generan la mayor parte de dad original. Ramificaciones e inla corteza continental. Es el más comflexiones de las fallas pueden produa zona de fractura del mar Muer- plicado de los tres tipos de borde de cir en determinados puntos regiones to, en Oriente Medio, es un sis- placa y el que produce deformaciones de divergencia o de convergencia en- tema transformante que conecta un de la corteza continental que afectan tre las dos placas. borde de placa divergente del mar Ro- a regiones más amplias. En la confiHe aquí dos ejemplos. La falla Al- jo con otro converge nte de las monta- guración habitual de un borde de plapina de Nueva Zelanda se integra en ñas de Taurus, en Turquía meridio- ca convergente, una placa de litosfeun sistema transformante a lo largo nal. En algunos sitios la zona de frac- ra oceánica subduce (se hunde) bajo del borde entre la placa Pacífica y la tura se inflexiona hacia el oeste, pa- otra placa de litosfera oceánica o conplaca India. Atraviesa un fragmento sando a ser oblicua a la dirección del tinental. A medida que aumenta la de corteza continental que fue arras- movimiento transformante; se forman distancia a la zona de subducción, la trado desde Australia hace aproxima- así pequeñas regiones en las que és- placa superior presenta una serie de

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rasgos geológicos: en primer lugar, un prisma de acreción formado por rocas sedimentarias y fragmentos de la corteza oceánica arrancados de la parte superior de la placa hundida, que se pliegan y fracturan; luego, una zona topográficamente elevada (un umbral externo del arco) formada por las partes más elevadas del prisma de acreción; a continuación, una cuenca marginal, que acumula sedimentos que provienen de las elevaciones adyacentes; y finalmente, un arco volcánico, la estructura más característica, alimentado por magma que asciende desde la placa subducida y desde el manto que se encuentra sobre ella. Si la placa superior que no sufre subducción está constituida por litosfera oceánica, las estructuras formadas reciben el nombre de arco insular. Si está compuesta por litosfera continental, crea un arco volcánico de margen continental.

de 800 kilómetros tras la zona de subducción. En las zonas convergentes se añade a la corteza material nuevo procedente del manto. En particular, la subducción de la litosfera oceánica transporta parte de los sedimentos del fondo y de la parte superior de la corteza oceánicos hacia el interior del manto. Los sedimentos y la corteza contienen agua, que rebaja la temperatura de fusión de ciertos componentes del material subducido. También reduce la temperatura de fusión de ciertos componentes del manto de la placa suprayacente. En pocas palabras, la subducción de la litosfera oceánica ocasiona una fusión parcial en profundidad. El material ígneo fundido se eleva e intruye en las rocas suprayacentes, donde puede enfriarse y cristalizar formando plutones: grandes masas ígneas subterráneas. Puede también alcanzar la superficie en forma de lava y etrás del arco volcánico, la placa de productos volcánicos de explosión, superior puede sufrir extensión como pumita y cenizas. Está enriqueo compresión. Y también comportar- cido en los elementos comunes en la se con bastante pasividad. Si la pla- corteza continental; por tanto, la fuca sufre extensión pueden erigirse es- sión parcial fomenta la diferenciación tructuras similares a las vistas en los química de la parte más externa de bordes de placas divergentes. Una la Tierra. amplia zona en extensión puede adelLos estudios geoquímicos de los progazar la litosfera y la corteza, for- ductos ígneos muestran que han atramándose depresiones como la del mar vesado una historia compleja y con vaEgeo, en el Mediterráneo oriental. Si rios estadios antes de llegar a la situala extensión de la corteza tras el ar- ción actual. En unos casos las rocas co continúa hasta que se forma una ígneas se han contaminado por contacnueva corteza oceánica, aparecerá un to con rocas más antiguas de la cortemar marginal. Este se encontrará en- za, por lo que no todo su volumen retre la parte principal de la masa con- presenta material nuevo derivado del tinental y el fragmento de corteza manto. De hecho algunas rocas ígneas continental afectado por la fractura- provienen enteramente de la fusión de ción, así el mar del Japón, entre Asia corteza continental; no añaden, pues, y las islas del Japón. Si la placa su- volumen a la corteza. Queda por estaperior está sometida a compresión, blecer qué proporción de material añase formarán cinturones plegados y fa- dido a los continentes a través de las llados que acomoden el acortamien- intrusiones ígneas es nuevo y qué proto y el engrosamiento de la corteza porción procede del reciclaje. tras el arco volcánico. En los Andes Las intrusiones ígneas incremenexisten estructuras semejantes a más tan la temperatura de la corteza in-

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7. COLISION CONTINENTAL que elevó las cadenas de montañas del este de Europa y los Balcanes. En esencia, la placa Africana y la Europea convergieron, y dicha convergencia acortó y engrosó a Europa, fracturando sus materiales en escamas y apilándolas unas sobre otras. El mapa muestra las diferentes edades de las fallas. Los triangulitos de las fallas señalan el lado cabalgante. El apilamiento tiene una simetría bilateral: las escamas cabalgantes se han desplazado hacia el norte en la mitad norte del mapa y hacia el sur en la mitad meridional. En la cuenca Panónica, la corteza se ha estirado, adelgazado y hundido; de ahí que el apilamiento de escamas aparezca cubierto de rocas sedimentarias ( gris). Las líneas discontinuas indican afloramientos de rocas más profundas. El corte muestra la complejidad del apilamiento; los colores empleados en él nos sirven para identificar distintos niveles de rocas. Las escamas están muy deformadas: ningún nivel concreto puede seguirse en toda la extensión del cinturón deformado producto de la convergencia.

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8. DEFORMACION FRAGIL característica de las rocas de los niveles superficiales de un cinturón deformado por convergencia entre placas. Escamas de materiales tienden a cabalgar unas sobre las otras en decenas o centenares de kilómetros. Esta fotografía de las montañas Spring, en el sur de Nevada, muestra unas calizas del Cámbrico (colores oscuros ) que tienen de 500 a 550 millones de años de edad, cabalgadas de derecha a izquierda sobre areniscas del Jurásico, de colores más claros, que tienen una edad de 175 a 200 millones de años. Marca el contacto un plano de cabalgamiento de unos 30 kilómetros de longitud.

ferior, aumento que disminuye la fra- como la mayor parte de la corteza gilidad de las rocas y facilita su de- continental. Sin embargo, los arcos formación dúctil. Las estructuras de insulares, al igual que la corteza conesa parte dúctil de la corteza pueden tinental, tienden a resistirse a la así dibujar pliegues grandes y com- subducción. Así la eliminación (por plicados. Las rocas preexistentes pue- subducción) de la corteza oceánica den además recristalizarse dando lu- entre un arco insular y un continengar a rocas con nuevas asociaciones te que se encuentran en placas que minerales. La deformación y la recris- convergen ocasiona la sutura entre talización desdibujan, cuando no obli- ambas placas. El movimiento de conteran, los tipos de rocas y las carac- vergencia durante la colisión puede terísticas deformacionales preexis- ser perpendicular u oblicuo al límite tentes, por lo que resulta difícil convergente y tener un componente dilucidar el origen y la evolución de de movimiento transformante. Cuanlas rocas más antiguas cuando la ero- do el movimiento es oblicuo, la deforsión las expone en la superficie de la mación del sistema en colisión preTierra. En general las regiones de la senta las características de los borcorteza continental deformadas dúc- d e s d e p l a c a c o n v e r g e n t e s y tilmente ascienden de manera gra- transformantes. dual y se mueven lateralmente hacia regiones deformadas frágilmente, os acontecimientos tectónicos de donde la temperatura ha permaneciPapúa Nueva Guinea ejemplifido más baja. can la evolución tectónica producida La convergencia de las placas con- por la colisión de arcos insulares y duce inevitablemente a colisiones en- continentes. La convergencia de las tre arcos insulares y continentales. placas Australiana y Asiática duranLos arcos (donde se encuentran islas te los últimos 40 millones de años ha y plataformas oceánicas) constituyen arrastrado un arco insular, y puede un tipo de transición con corteza más que dos, sobre el borde de la placa gruesa y menos densa que la oceáni- Australiana. Los materiales del arco ca, pero no tan gruesa n i tan “ligera” (o arcos) se han “astillado” y apreta-

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do contra los materiales del antiguo margen de Australia. De hecho el borde norte australiano se ha acortado y ha engrosado en una extensión de unos 300 kilómetros desde el punto de colisión. La deformación sufrida por el arco insular y por el continente ha sido, por consiguiente, muy importante, pero no lo suficiente para que resulten indescifrables las relaciones originales entre los materiales que los forman. Asistimos a otro tipo de evolución geológica cuando los continentes chocan en un borde de placa convergente. Una colisión de este tipo es la que ocurre actualmente a lo largo de la cadena alpino-himalaya, donde las placas India, Arábiga y Africana chocan con la Eurasiática. En el Mediterráneo oriental la zona de colisión abarca más de 500 kilómetros de anchura. Por los datos geológicos se supone que pequeños fragmentos de la litosfera continental han sido también arrastrados entre las placas con ver gen tes . Esos fra gme nto s se encuentran hoy en la superficie, mientras las áreas oceánicas han subducido. La convergencia continuada de la región ha deformado dichos fragmentos y los bordes de las placas; de ahí que el conjunto que se encuentra en colisión se extienda por una zona tan amplia. Una de las características de los sistemas en colisión, particularmente de aquellos que lo son entre continentes, es la formación en la corteza de escamas subhorizontales de 10 a 20 kilómetros de grosor, que se deslizan unas sobre otras por decenas o centenares de kilómetros. Este desplazamiento apila y engruesa diferentes partes de la corteza, dando lugar a series de escamas superpuestas, plegadas e irregularmente deformadas, lo que impide cualquier predicción relativa a los materiales y las estructuras que hay en profundidad a partir de los que se observan en superficie. Un rasgo más: la convergencia, que suele ocurrir a lo largo de bordes irregulares en una corteza que es muy anisótropa, provoca movimientos complejos de pequeños fragmentos de la corteza situados dentro del sistema convergente. Dichos movimientos locales pueden ser divergentes, transformantes o convergentes. El ejemplo más espectacular de un borde de placa convergente activo en la actualidad se encuentra en Asia. Peter Molnar y Paul Tapponnier observaron que la deformación se extiende a través de una región de 3000 kilómetros de anchura. La colisión que se viene registrando des-

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de hace unos 50 millones de años entre la placa India y la placa Asiática representa una colisión entre la litosfera continental de la India y la de Asia. La convergencia continuada que se ha producido desde entonces es de un total de más de 2000 kilómetros y ha sido absorbida principalmente por deformación en el interior de la placa Asiática. Esta ha absorbido la masiva deformación intracontinental por fracturación compresiva, transformante y extensiva a lo largo de jóvenes cinturones de deformación, que generalmente se establecen sobre otros más antiguos, producto de la actividad de sistemas de borde de placa anteriores. En pocas palabras, Asia se ha acortado en sentido norte-sur y se ha extendido en sentido este-oeste a fin de acomodarse al movimiento de la India hacia el norte. El borde norte de la placa India se ha fragmentado entre tanto en varias escamas suavemente inclinadas, cuyo apilamiento ha engrosado la corteza y formado los Himalayas. La fracturación se extiende, en Asia, hasta aproximadamente 3000 kilómetros desde el borde de colisión. La actividad ígnea presente en sectores de la zona de colisión sugiere que las partes más profundas de la corteza se conservan aún muy calientes, creando un entorno donde las rocas recristalizan y están sometidas a una deformación dúctil. Por tanto, los materiales y las estructuras formadas en períodos más antiguos se deforman nuevamente y se destruye su estructura anterior.

entre dos continentes. Ejemplo de tunidad de estudiar rocas que estaello lo constituyen parte de las mon- ban inicialmente en los niveles protañas de los Urales, en la ex Unión fundos de la corteza. Importa señaSoviética. Inicialmente, hace alrede- lar qué profundidades puede alcanzar dor de 1000 millones de años, dos mala erosión. Esta penetra en la supersas continentales se fracturaron y se ficie de la Tierra (en un proceso que separaron, creándose una cuenca dura incluso varias decenas de millooceánica entre ellas. El subsiguiente nes de años), descubriendo progresiacercamiento de los continentes ge- vamente niveles más profundos; coneró arcos insulares, que colisiona- mo la corteza tiende a “flotar”, la deron con los continentes en diversas saparición de material de la parte épocas, hasta que la secuencia fina- superior provoca la elevación del reslizó con la colisión de los dos conti- to. De esta manera las rocas que esnentes, hace 250 millones de años. La tuvieron a 30 o 40 kilómetros termimayor parte del cinturón deformado nan por aparecer expuestas en la suque resultó de dicha colisión (llama- perficie. do cadena de los Urales) se encuenCuando las rocas quedan descutra suficientemente lejos de cualquier biertas, han cesado las fuerzas que actividad de borde de placa más mo- actuaron en el borde de placa en que derna para no haber sufrido ninguna se formaron. A pesar de ello, el exanueva deformación. men de dichas rocas permite a los Lo cual no significa que todo el cin- geólogos deducir los procesos, las turón permanezca inmune. Los pro- temperaturas y las presiones que cesos de fracturación en su parte sur existieron cuando se formaron, rehan creado océanos de menos de 250 construyendo a partir de estos datos millones de años, algunos de los cua- la respuesta tridimensiona l de la corles se han destruido posteriormente, teza continental a la a ctividad de los originando nuevos cinturones de bordes de placa. Sólo los niveles más montañas; así pues a la parte sur de profundos de la corteza se salvan de los Urales se le ha superpuesto el la erosión. Los estudios químicos de cinturón alpino-himalayo. Además, las rocas ígneas y de las inclusiones por el norte, los Urales llegan hasta que en ellas se encuentran, así como el océano Artico, donde existe la polos estudios geofísicos, indican que sibilidad de que en el futuro se desa- la mayor parte de la corteza más prorrolle una actividad de borde de pla- funda tiene una composición similar ca. Historias similares se pueden de- a la de la corteza más superficial, si ducir de la geología de todos los exceptuamos que las rocas más procontinentes, en que los cinturones fundas han recristalizado y por ello deformados más antiguos son corta- sus asociaciones minerales son más dos por los más modernos. estables a presiones y temperaturas Ciertas historias evolutivas son altas. evidentemente más fáciles de determinar que otras. La relación tempolgunos de los cinturones deforel estudio de los cinturones de- ral de los acontecimientos tectónicos mados de los continentes, incluiformados más modernos, como puede hacerse con una exactitud in- da la mayoría de los cinturones arcaiel alpino-himalayo, resulta evidente ferior al millón de años en los cintu- cos (de edades comprendidas entre que los bordes de placa evolucionan rones más modernos. Cuanto más an- 2500 y 3800 millones de años), son dirápidamente. Los arcos insulares tiguo sea un cinturón, con menos fíciles de interpretar como sistemas pueden formarse, desplazarse cente- exactitud pueden establecerse dichas de borde de placa análogos a los monares de kilómetros y colisionar con relaciones temporales. Pueden deter- dernos. Los tipos de rocas presentes continentes en sólo unas pocas dece- minarse las relaciones temporales de en los cinturones antiguos son siminas de millones de años. Pequeños varios acontecimientos, pero es muy lares a los que se hallan en los sistefragmentos continentales pueden ser difícil establecer la contemporanei- mas convergentes modernos. Sus dissometidos a fracturación y luego coli- dad de los acontecimientos que afec- posiciones y estructuras son, sin emsionar con continentes en períodos de tan a grandes zonas. Es un auténtico bargo, algo diferentes. Los cinturones tiempo igualmente cortos. Los cintu- reto lograr reconstrucciones precisas más antiguos constan típicamente de rones deformados que constituyen los de los antiguos sistemas de borde de masas de rocas volcánicas y sedimencontinentes representan, pues, una placa. Más probable parece que los tarias, de forma irregular o elongada, historia larga y compleja de sistemas cinturones más antiguos se hayan en las cuales hay grandes extensiode borde de placa superpuestos. fragmentado. Así, las continuaciones nes de rocas graníticas intrusivas y El final de esta evolución sobrevie- de los antiguos cinturones deforma- de rocas metamórficas deformadas ne probablemente cuando una región dos de Australia se encuentran hoy que contienen asociaciones minerales pasa a estar en una situación tan ale- en la India, Africa, Antártida y Suda- formadas a presiones y temperaturas jada de la actividad de los bordes de mérica. elevadas. Las rocas volcánicas y sediplaca que deja de estar sometida a su En las regiones donde la conver- mentarias se parecen a las que se eninfluencia. En bastantes casos ello gencia ha engrosado la corteza, la cuentran en los arcos insulares mosucede cuando una cuenca oceánica erosión de los cinturones deformados dernos. Las únicas diferencias notase cierra finalmente por una colisión más antiguos ofrece una valiosa opor- bles son que las rocas basálticas

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abundan en los cinturones más antiguos y que algunos basaltos son más ricos en magnesio y más pobres en silicio que los basaltos recientes. Por otra parte, algunos rasgos de los cinturones recientes parecen faltar en los más antiguos. Un ejemplo lo constituyen las secuencias de rocas sedi-

mentarias de gran grosor y extensión formadas en aguas someras, como las que se desarrollan en los márgenes continentales pasivos modernos. Un segundo ejemplo lo proporcionan los extensos apilamientos verticales de escamas de rocas de la corteza que se cabalgan unas a otras.

9. COLISION DE ARCOS INSULARES con la parte norte de la corteza continental de Australia en los últimos 40 millones de años. Ha suturado algunos de dichos arcos (verde) y también gris) contra la parte norte de restos de la corteza oceánica ( gris Papúa Nueva Guinea. Los arcos se formaron probablemente por subducción de la placa Australiana bajo la Pacífica; así,

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Los investigadores de los cinturones arcaicos han adoptado dos puntos de vista: que éstos son el resultado de movimientos de placas cuya intensidad y geometría difiere de las modernas, o que la tectónica de placas no operó durante la era Arcaica, lo que implica la actuación entonces

la convergencia de las placas transportó Australia hasta el interior de la zona de subducción. La persistencia de la convergencia ha plegado y fracturado las rocas sedimentarias del púrpura) y también su antigua corteza margen de Australia ( púrpura (naranja). Los tonos más oscuros indican las rocas que no han sufrido deformación. El corte es esquemático.

TEMAS 20

de mecanismos de evolución geológica que no se observan actualmente. Aunque cada punto de vista tiene sus partidarios, también puede proponerse una modificación de la teoría de la tectónica de placas. Tal vez los cuerpo s de d e rocas sedim sedimenta enta-rias y volcánicas del Arcaico representaran arcos insulares y sus mares marginales, que fueron arrastrados y colisionaron contra pequeños núcleos continentales. Masas continentales mayores se desarrollar desarrollarían ían progresivamente, y hace alrededor de 2500 millones de años algunos cinturones orogénicos comenzaron a asemejarse a los modernos.

E

l ritmo de formación de la corteza continental es uno de los problemas más importantes. Por una parte, el examen de los cinturones orogénicos indica que algunos contienen una gran proporción de materiales derivados de cinturones más antiguos. Además los hay que presentan rocas derivadas directamente del manto gracias a la actividad volcánica. Otros han incorporado también litosfera oceánica. No faltan pruebas de que el material continental puede a veces destruirse por subducción en el manto. Los estudios muestran que los cinturones orogénicos varían ampliamente en el balance de dichos procesos. Por ejemplo, los formados en la parte central y septentrional del Ca-

nadá, entre 2500 y 1800 millones de trola los movimientos, el grosor y la años atrás, incluyen una elevada can- ductilidad de la litosfera, así como la tidad de material de la corteza de más generación de rocas ígneas y metade 2500 millones de años. Por el con- mórficas. La intensidad de la productrario, los cinturones orogénico s de la ción de calor por radiactividad en el misma edad del sudoeste de los Esta- Arcaic Arc aic o tri tripli plicó có la act ual . Los gra dos Unidos no contienen corteza más dientes de temperatura también deantigua o la tienen sólo en pequeñas bieron de ser mayores, hecho que proporciones. Por los datos recogidos puede ayudar a explicar al menos aldiríase que el volumen de la corteza gunas de las diferencias entre los continental se ha ido incrementando cinturones arcaicos y los modernos. con el tiempo. Hasta que se comprendan mejor las Uno de los más antiguos cinturo- varia bles que q ue afectan afe ctan a la forma f ormación ción nes arcaicos, con una edad de unos de los cinturones orogénicos, los cin3800 millones de años, se encuentra turones arcaicos constituirán el maen la corteza continental de Groen- yor desafío a la comprensión de cólandia. Lo forman rocas sedimenta- mo comenzaron a formarse los contirias e ígneas. Las primeras derivan nentes. en parte de otras rocas continentales más antiguas. No obstante , no se ha descubierto prueba directa alguna de esa era anterior y, por tanto, BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA queda un vacío de 800 millones de EVOLUTION OF THE E ARTH’S CRUST. Diriaños hasta llegar a los 4600 millones gido por D. H. Tarling. Academic Press, de años, momento en que, se cree , se 1978. formó el sistema solar. En el perío do THE C ONTINENTAL C RUST AND I TS M INEfinal de dicho hueco de 800 millones RAL DEPOSITS. David W. Strangway. de años la Luna sufrió una intensa Special Paper n.o 20, Geological Society craterización; la Tierra debió de esof Canada, 1980. tar sometida a un bombardeo simiSTUDIES IN GEOPHYSICS : CONTINENTAL TECTONICS. Dirigido por B. C. Burchfiel, lar. No queda rastro de ello. ProbaJ. E. Oliver y L. T. Silver. National Acablemente se borrara por los procesos demy of Sciences, 1980. dinámicos que continuamente han E L C RECIMIENTO DE N ORTEAMÉRICA . creado y reelaborado la corteza conDavid L. Jones, Allan Cox, Peter Coney tinental. Investigación ación y Ciencia, y Myrl Beck en Investig La Tierra es un cuerpo en evolun.o 76; enero, 1983. ción, cuya distribución del calor con-

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35

Evolución de la corteza continental

S. Ross Taylor y Scott M. McLennan

Los continentes emergidos deben deben su existencia a una larga historia historia de procesos vinculados con la tectónica de placas

L

a mayoría de la gente, salvo tal tarse en qué coinciden sus cortezas vez algunos algun os habitantes habit antes de is- respectivas. Las seculares observaciolas remotas, tiende de forma nes telescópicas realizadas desde aquí instintiva a considerar que los conti- nunca habían podido aportar ningún nentes son estructuras permanentes indicio de ello. Pero a principios de y características de la Tierra. Es fácil 1990 el radar orbitante de la sonda olvidarse de que no son más que ma- espacial Magallanes se adentró a trasas dispersas y aisladas en la superfi- vés de las grue sas nubes que q ue envuelcie de un planeta cubierto principal- ven a Venus y no s mostró su supe rfimente de agua. Pero desde el espacio cie con una claridad sorprendente. se ve de inmediato, y con toda clari- Con las imágenes minuciosas de la dad, la imagen correcta de la Tierra: morfología del relieve los planetóloun planeta azul. Desde tal perspecti- gos pueden elaborar hipótesis sobre va resulta harto llamativo que en el el empedrado externo de Venus. transcurso de su larga historia la La costra del planeta Venus pareTierra se las haya arreglado para ce hecha de rocas de composición bamantener siempre emergida una pe- sáltica, muy semejantes a las rocas queña porción de su superficie, posibi- oscuras de grano fino que ocupan las litando, entre otras cosas, la evolución cuencas oceánicas de la Tierra. Pero de los seres vivos sobre su suelo. no se ha logrado comprobar en la car¿Es casual la persistencia de conti- tografía realizada por la sonda Maganentes alzados? ¿Cómo se formó la llanes que haya vastas extensiones complicada corteza terrestre? ¿Ha es- equiparables a la corteza continental tado siempre ahí, a modo de alcorza terrestre. primitiva sobre una tarta planetaria, Las regiones elevadas de Terra o ha evolucionado con el tiempo? Aph rod ita y Terra Te rra Ish tar par ece n Los investigadores llevan discu- también restos de lavas basálticas, tiendo mucho tiempo sobre estas y aunque deformadas. Se han descuotras cuestiones de parecido tenor. La bierto en Venus unos cerros cupulihistoria fascinante de la evolución de formes menores, estructuras que pola superficie terrestre hasta su forma presente está actualmente resuelta en lo esencial. La interpretación actual muestra, y merece la pena subrayarlo, que las condiciones requeridas para que aparecieran nuestros continentes quizá no se repitan en el resto del sistema solar. Fijémonos en Venus. Por tamaño y distancia del Sol se parece a la Tierra; se les suele considerar planetas gemelos. Por tanto es natural pregun-

LUNA

1. LA CORTEZA TERRESTRE consta predominantemente de rocas basálticas que ocupan el fondo de las cuencas oceánicas. Las rocas graníticas constituyen mesetas continentales elevadas. Venus, con parejo tamaño que la Tierra, ofrece, a tenor de las imágenes de radar, una corteza compuesta casi exclusivamente de basalto. Sólo una minúscula fracción de la superficie de ese planeta presenta altiplanos en forma de tarta (detalle arriba) que, como los continentes de la Tierra, podrían ser de material granítico. La corteza de la luna terrestre está cubierta, en buena parte, por tierras altas de tonos claros que aparecieron cuando nuestro satélite se enfrió por vez primera a partir de un estado fundi do; más tarde, las erupciones volcánicas crearon los mares de basalto.

36

TEMAS 20

drían indicar la existencia en determinados puntos de una composición substancialmente diferente del substrato rocoso. Pero también cabría que estos accidentes en forma de tarta no fueran más que basalto adicional. Tras analizar el acopio de datos obtenidos por el radar de la sonda, se ha llegado a la conclusión de que la tectónica de placas (es decir la creación, el movimiento y la destrucción continuos de partes de la superficie del planeta) no parece intervenir en Venus. Los sistemas terrestres de extensas dorsales mesoceánicas y de grandes fosas no hallan allí su obvio correlativo. En consecuencia no es probable que la corteza de Venus se recicle regularmente regresando al manto del planeta. Ni tampoco parece imperiosa la necesidad de dejar sitio para corteza nueva: la cantidad de

VENUS

lava que suele hacer erupción en Venus viene a ser el equivalente de lo que arroja un solo volcán hawaiano, el Kilauea, es decir, un mero goteo en el conjunto del planeta. El conjunto de esos descubrimientos relativos a Venus y los obtenidos en exploraciones similares de otros cuerpos del sistema solar revelan que las cortezas planetarias admiten una división en tres tipos fundamentales, designados primario, secundario y terciario. La corteza primaria remonta su origen a los inicios del sistema solar. Resultó del hecho de que grandes fragmentos de materiales primitivos se estrellaran contra un planeta en desarrollo, liberando energía suficiente para provocar la fusión del protoplaneta original. Cuando la roca fundida empezó a enfriarse, los cristales de

unos tipos de minerales se solidificaron antes que los de otros, separándose del cuerpo de magma. Fue mediante este proceso como surgieron probablemente las blancas altiplanicies de la Luna: sobre un primitivo “océano” lunar de basalto fundido flotaron granos poco densos de feldespato. La corteza de muchos satélites de los gigantescos planetas externos, compuesta de mezclas de rocas y de hielos de agua, metano y amoníaco, pudieron haberse generado también por fusión catastrófica durante la fase inicial de acreción.

A

diferencia de la primaria, producto resultante de episodios de fusión súbita a gran escala, la corteza secundaria se forma en virtud de la acumulación gradual en un cuerpo planetario de calor procedente de la

TIERRA

desintegración de elementos radiactivos. Este calentamiento lento genera la fusión de una pequeña fracción del interior rocoso del planeta y suele provocar la erupción de lavas basálticas. Las superficies de Marte y de Venus y los suelos oceánicos de la Tierra están cubiertos de corteza secundaria creada por ese proceso. Los llamados por los astrónomos de la antigüedad “mares” lunares nacieron también de lavas basálticas originadas en el interior profundo de la Luna. Al calor radiactivo —o tal vez al resultante de la flexión inducida por fuerzas de marea— deben también su corteza secundaria ciertas lunas heladas del sistema solar exterior. Muy distinta de los dos tipos precedentes, más o menos habituales, la corteza terciaria podría requerir para instaurarse que las capas superficiales regresaran al manto subyacente de un planeta que mantenga acti vidad geológica. A modo de destilación continua, el volcanismo puede entonces permitir la producción de un magma muy diferenciado, cuya composición difiera en mucho del basalto y sea más parecida a la del granito, roca ígnea de tonos claros. El reciclaje necesario para generar magma granítico sólo puede darse en un planeta donde opere la tectónica de placas. Puesto que tal producto es raro en el sistema solar, puede que la formación de corteza continental terrestre constituya el único caso de tal reciclaje. Pese a la escasez de ejemplos que tenemos de cada una de las tres categorías, es plausible una generalización sobre la génesis de las superfi-

cies planetarias: nos referimos a la distinta tasa o velocidad de formación de los diversos tipos de corteza. La Luna forjó su blanca corteza primaria, rica en feldespatos y que abarca un 12 por ciento del volumen del satélite, en sólo unos millones de años. Las cortezas secundarias proceden con mayor parsimonia. Por seguir con el mismo ejemplo, los mares basálticos de la Luna (corteza secundaria), que alcanzan escasos centenares de metros de grosor y constituyen un 0,1 por ciento del volumen total, emplearon más de mil millones de años en formarse. Otro ejemplo de corteza secundaria: las cuencas oceánicas basálticas de nuestro planeta (que comprenden un 0,1 por ciento de la masa terrestre) han tardado 200 millones de años en constituirse. Se trata, evidentemente, de un paso muy lento. No tanto, sin embargo, como el ritmo de creación de corteza terciaria. Para fabricar la suya —los continentes— la Tierra ha invertido varios miles de millones de años. Y con todo su masa no supone más que el 0,5 por ciento de la del planeta. Las rocas graníticas contienen muchos elementos muy difíciles de hallar en otros materiales, fenómeno que confiere a la corteza continental una importancia que desborda su exigua masa. Pero los geólogos no han logrado calcular por observación directa la composición media de la corteza, punto de partida obligado para cualquier investigación de su origen y evolución. La cuestión podría abordarse a través de la compilación de las descripciones ya realizadas de rocas que afloran en la superficie, pero

Lantano Cerio Praseodimio Neodimio

58 60 O C I 62 M O T A64 O R E 66 M U N

Basalto oceánico Andesita Basalto continental Granito Granito sódico arcaico Roca sedimentaria

68 70 10

100

Samario Europio Gadolinio Terbio Disprosio Holmio Erbio Tulio Iterbio Lutecio 500

CONCENTRACION RELATIVA A METEORITOS 2. LOS PATRONES DE ABUNDANCIA DE ELEMENTOS de las t ierras raras constituyen indicadores químicos característicos de los tipos de roca que han formado la corteza terrestre. Las rocas ígneas (solidificadas a partir de un magma) pueden presentar rúbricas sumamente variables de elementos de tierras raras (líneas con puntos); en cambio, el patrón de la mayoría de las rocas sedimentarias cae en una gama estrecha (banda gris). Tal uniformidad se debe a que los sediment os registran bien la composición media de la corteza continental superior.

38

6

) S 4 O R T E M2 O L I K (

CONTINENTES

4

2

A R 0 R E I T A L –2 E D N O I –4 C A V E L E –6

) S O R T E M O L I K (

S U N E 0 V E D N O –2 I C A V E L – 4 E

VENUS

CUENCAS OCEANICAS 0

0,5 AREA RELATIVA

1,0

3. LAS ALTITUDES DE LA TIERRA ( azul) muestran una distribución diferente de las observadas en Venus (dorado). La mayoría de los lugares de la Tierra se encuadran en dos niveles dominantes. En cambio, una sola altura caracteriza la mayor parte de la superficie de Venus. (La altura de Venus se expresa con respecto al radio medio del planeta.)

ni siquiera semejante cúmulo de información bastaría. Por otro lado, un programa de prospección a gran escala que alcanzara profundidades corticales suficientes para un muestreo significativo exigiría un desarrollo mayor de las técnicas modernas de perforación y en cualquier caso resultaría prohibitivamente caro. Por suerte se cuenta con una solución más sencilla. La naturaleza ya ha realizado un muestreo generalizado a través de la erosión y de la deposición de sedimentos. Los barros de las profundidades, convertidos ahora en rocas duras, dan una composición media sorprendentemente buena de la corteza continental que aflora. Claro que a estas muestras les faltan los elementos solubles en agua, como el sodio y el calcio. Entre los elementos insolubles transferidos de la corteza a los sedimentos sin distorsión en sus abundancias relativas se cuentan los 14 elementos de las tierras raras (REE). Estos identificadores elementales tienen una utilidad sin parangón para descifrar la composición cortical. Ello es debido a que, como sus átomos no acaban de acoplarse en la estructura cristalina de la mayoría de los minerales comunes, tienden a concentrarse en los productos graníticos, de formación más reciente, de un magma que se enfría; granito que da cuenta de la mayor parte de la corteza continental. Los patrones de REE observados en sedimentos diversos son muy pareci-

TEMAS 20

dos. Por ello los geoquímicos suponen que la meteorización, la erosión y la sedimentación deben mezclar rocas ígneas de procedencias muy diferentes y hacerlo con la eficacia suficiente para crear una muestra representativa de la corteza continental. Todos los miembros del grupo REE establecen una rúbrica de la composición cortical superior y preservan, en forma de patrones de concentración de elementos, un registro de los acontecimientos ígneos que pueden haber influido en la constitución de la corteza. Apo yán dos e en est os tra zad ore s geoquímicos, los geólogos han determinado, por ejemplo, que la composición de la parte superior de la corteza continental se aproxima a la de la granodiorita, una roca ígnea ordinaria que consiste principalmente en cuarzo y feldespato, ambos de tono claro, salpicados de diversos minerales oscuros. A unos 10 o 15 kilómetros corteza adentro la roca dominante tiene probablemente una composición más basáltica. Se discute la naturaleza exacta de este material; los geólogos suelen poner a prueba sus ideas midiendo el calor producido en la corteza por el potasio, el uranio y el torio, importantes elementos radiactivos. Parece razonable pensar que al menos ciertas partes de esta región enigmática e inaccesible sea de basalto que esté

SEDIMENTOS DE ACRECION

C O R T E Z A O C E A N I C A

aprisionado y taponado bajo los conti- ce, se trasladan con los continentes nentes, cuya densidad es menor. durante sus movimientos por tectóniEsta propiedad física de la roca gra- ca de placas. Sirven de apoyo a esta nítica —su baja densidad— explica interpretación los resultados de anápor qué la mayoría de los continentes lisis de minúsculas inclusiones mineno están sumergidos. La corteza con- rales halladas en diamantes, mineratinental se alza en promedio unos 125 les que se consideran generados a metros por encima del nivel del mar gran profundidad en esa región suby un 15 por ciento de la superficie con- cortical. Las mediciones revelan que tinental se eleva por encima de los la edad de los diamantes tal vez sudos kilómetros. Estas grandes altu- pere los tres mil millones de años, lo ras contrastan notablemente con las que demuestra la antigüedad de las profundidades de los suelos oceáni- profundas raíces continentales. cos, cuya profundidad media bajo el Vale la pena caer en la cuenta de nivel del mar ronda los 4 kilómetros, que hace medio siglo se carecía todaconsecuencia directa de su empedra- vía de pruebas que indicaran ningudo basáltico apenas revestido de se- na diferencia sustancial entre el ledimento. cho rocoso del océano y las rocas emerEn la base de la corteza se detecta gidas. Se creía simplemente que el la discontinuidad llamada de Mo- fondo de los océanos lo constituían horovic ic´ (que los geólogos abrevian continentes hundidos. Tal idea era en “Moho”). Esta superficie profunda consecuencia bastante natural del señala un cambio radical de composi- concepto según el cual la corteza conción: el paso a una roca extremada- tinental era un accidente que envolmente densa, rica en el mineral olivi- vía toda la Tierra, nacido a modo de no, que subyace por doquier, bajo los espuma de un planeta inicialmente continentes y bajo los océanos. Los es- fundido. Si bien hoy se admite una futudios geofísicos basados en ondas sión de la Tierra en sus orígenes, nunsísmicas han localizado el Moho en ca debió de existir la corteza granítitodo el mundo, haciendo pensar ade- ca primaria que se imaginaba hace más que el manto situado bajo los algunos decenios. continentes pudiera estar permanenómo se formaron en la Tierra temente adherido a su techo. Estas “quillas” subcorticales, más o menos dos cortezas tan dispares, la continental y la oceánica? Para resfrías, alcanzan una potencia de hasta 400 kilómetros y, por lo que pare- ponder a esta cuestión hemos de reˇ

¿C

CORTEZA CONTINENTAL

CORTEZA SUPERIOR

GRANITOS

CORTEZA INFERIOR

ZONA DE FUSION

MOHO PLUMA

MANTO

4. LA ACTIVIDAD DE TECTONICA DE PLACAS transporta corteza oceánica hacia el interior de la Tierra (izquierda), enterrando sedimentos húmedos junto con la laja descendente. Las elevadas temperaturas reinantes a unos 80 kilómetros de profundidad extraen agua de los sedimentos y promueven la fusión de la roca suprayacente. El magma que se genera en este proceso asciende


MANTO

luego por flotación y forma nuevo material continental en la vecindad de la superficie. A medida que va madurando la corteza (derecha), el calor que procede de la desintegración radiactiva (o de plumas de magma basáltico ascendentes) puede desencadenar fusión a niveles más someros. Tales episodios crean una capa superior constituida principalmente por granito.

39

REGIMEN DE ARCO INSULAR MODERNO

REGIMEN DE SUBDUCCION A ALTA TEMPERATURA / BAJA PRESION

100

ACRECION DE LA TIERRA

80 60

MINERAL MAS ANTIGUO HALLADO EN LA TIERRA (CIRCON EN SEDIMENTOS DEL ARCAICO SUPERIOR)

40

ROCAS MAS ANTIGUAS (GNEIS DE ACASTA)

PRINCIPALES EPISODIOS DE CRECIMIENTO

20 0

4

3 2 EDAD GEOLOGICA (MILES DE MILLONES DE AÑOS ANTES DE LA ACTUALIDAD)

5. EL CRECIMIENTO CORTICAL se ha producido de manera episódica durante miles de millones de años. Una racha de crecimiento importante duró desde hace unos 3000 hasta hace unos 2500 millones de años, intervalo que coincide con

1

0

) L S A E T L N A E U N I T C T A N S O E C R A O Z L E A T V R E O D C E E J D A T N N E E M C U R L O O P V (

la transición entre el eón Arcaico y el eón Proterozoico. La fusión generalizada de entonces formó los cuerpos de granito que hoy constituyen gran parte de la capa superior de la corteza continental.

montarnos a los comienzos del sistema solar. De la región ocupada por la órbita de la Tierra, la nebulosa solar primitiva, se desprendió la casi totalidad de los gases existentes y no permanecieron más que los residuos de entidad suficiente como para resistir la intensa actividad inicial del Sol. Estos objetos debieron a su vez de desarrollarse mediante acreción, antes de congregarse y constituir nuestro planeta, proceso que requirió entre 50 y 100 millones de años. En las postrimerías de ese estadio de formación un planetesimal enorme, tal vez del tamaño de Marte, se estrelló contra la Tierra, ya casi plenamen-

te terminada. El manto rocoso del Venus. Pero de esa corteza primaria cuerpo impactante rebotó y quedó gi- no ha quedado nada. No se sabe si se rando en órbita, convirtiéndose en la hundió en el manto, como lo hace hoy, Luna, mientras que su núcleo metáli- o si se amontonó en masas localizadas co se incrustó en la Tierra [ véase “El hasta que su grosor la transformó en legado científico del proyecto Apolo”, una roca más pesada y se hundió. En por G. Jeffrey Taylor; INVESTIGACIÓN cualquier caso, no hay indicios de cor Y CIENCIA , septiembre de 1994]. Como teza granítica substancial en esta faes de presumir, el acontecimiento rese originaria. De haber persistido tal sultó catastrófico para el tierno plane- corteza, deberían habernos llegado ta, que quedó casi fundido por comple- pruebas reveladoras de su existencia to. Gracias al enfriamiento y la so lidi- a través de granos dispersos de circón, ficación subsiguientes es como se iría el mineral que se forma en el interior generando probablemente una corte- del granito y opone enorme resistenza basáltica inicial. cia a la erosión. Se han hallado unos La superficie terrestre de este esta- cuantos circones de esta edad (los dio debió de parecerse a la actual de ejemplos más antiguos corresponden a rocas sedimentarias australianas de hace 4200 millones de años), pero son demasiado escasos. Instantánea del pasado Mayor información sobre la corteza inicial la aportan las rocas más anos granitos abundantiguas que han permanecido intactas. tes en sodio son caSe formaron a gran profundidad en la racterísticos del eón Arcorteza hace casi 4000 millones de CORTEZA DE EDAD caico, época en la que el COMPRENDIDA años y hoy afloran en el noroeste del ENTRE 23 Y 35 motor de la tectónica de Canadá: es el gneis de Acasta. Se han MILLONES DE AÑOS placas operaba con madescubierto ejemplos un poco más jóyor celeridad que hoy. venes de corteza antigua en diversos CHILE Estos granitos tonalitalugares del mundo, si bien la mejor trondjemita-granodiorita 6 A 23 estudiada de estas viejas formaciones MILLONES (TTG) se forman únicase halla en Groenlandia occidental. DE AÑOS mente si entra en el La abundancia allí de roca sedimenmanto corte za oceánica 2A6 taria da fe de la presencia de cursos MILLONES joven (y, por tanto, caDE AÑOS de agua y de la existencia de lo que liente), desencadenanprobablemente fueron auténticos do la fusión a niveles océanos durante esa remota época. más someros. Tales conPero estas rocas viejísimas datan de diciones se dan hoy a lo 400 o 500 millones de años después largo de la costa austral MENOS DE 2 MILLONES de la fase de acreción de la Tierra, un de Chile, donde se suDE AÑOS hiato en el registro geológico que se merge corteza oceánica caracterizó, sin duda, por impactos relativamente nueva bamasivos que desorganizaron grave jo la placa Su damericaMAS DE 35 mente la corteza terrestre inicial. MILLONES na. La región que conDE AÑOS El registro conservado en rocas setiene granitos TTG dimentarias enseña a los geólogos que aparece en marrón. la formación de corteza continental ha sido un proceso continuo en la lar-

L

40

TEMAS 20

ga historia de la Tierra. Pero la creación de corteza no ha tenido siempre el mismo carácter. Por ejemplo, en el límite entre los eones Arcaico y Proterozoico, hace 2500 millones de años, se detecta un cambio evidente en el registro rocoso. La corteza superior anterior al cambio constaba de componentes menos evolucionados, una mezcla de basalto y de granitos ricos en sodio: el llamado cortejo TTG, de tonalita-trondjemita-granodiorita. Se trataba de una composición que difería bastante de la que presenta la corteza superior actual, en la que dominan los granitos ricos en potasio.

E

l cambio drástico operado en la composición cortical hace 2500 6. VOLCANES como este que hace erupción en la península de Kamchatka indican millones de años parece vinculado a el lugar donde se forma material continental nuevo sobre corteza oceánica que se las deformaciones debidas a la tectó- subduce. Con el tiempo, los litosferoclastos, terrenos geológicamente activos, se nica de placas terrestre. Con anterio- desarrollarán en corteza continental estable. ridad a ese momento la corteza oceánica se reciclaba rápidamente, pues tica a lo largo de una red planetaria aprisionado bajo la tapa granítica, aclos niveles de radiactividad eran muy de dorsales mesoceánicas. Mediante tuando entonces la roca fundida como altos y el intenso calentamiento ten- este proceso se producen cada año un quemador bajo una sartén. día a agitar un motor muy rápido de más de 18 kilómetros cúbicos de roca. Si bien el cambio más espectacular tectónica de placas. Durante el Arcai- La laja de corteza recién formada jun- en la generación de corteza continenco debió de haber más de cien placas to con el subyacente techo del manto tal ocurrió a finales del eón Arcaico, distintas, mientras que actualmente constituyen la litosfera rígida. La li- hace 2500 millones de años, todo inno queda más que una docena. A di- tosfera oceánica vuelve a hundirse en dica que los continentes no han dejaferencia de la corteza oceánica actual el manto en las zonas de subducción, do de experimentar diversos cambios —que recorre largas distancias y se que dejan unas cicatrices aparatosas episódicos en el transcurso del tiemenfría considerablemente antes de reen el suelo oceánico en forma de fosas po geológico. Sabemos, por ejemplo, tornar al manto—, la corteza oceáni- profundas. En esos lugares la laja li- que se produjeron adiciones bastanca de época remota duraba muy poco, tosférica descendente acarrea sedi- te grandes a la corteza continental por lo que se encontraba todavía re- mentos marinos húmedos y basalto entre los intervalos temporales silativamente caliente cuando regresa- hacia el interior del manto. guientes: entre hace 2000 y 1700 miba al manto y empezaba a fundirse a A unos 80 kilómetros de profundi- llones de años, entre 1300 y 1100, y profundidades menores que las típi- dad el calor transporta el agua y otros entre 500 y 300 millones de años. Dicas de la fusión actual. Tal diferencia componentes volátiles desde los sedi- ríase, a primera vista, que la idea de explica la formación de las rocas íg- mentos subducidos hasta el manto suuna evolución a rachas de los contineas ricas en sodio del cortejo TTG; prayacente. Estas sustancias se com- nentes terrestres contradice lo espehoy la formación de esas rocas está portan entonces como fluidos en una rado. Después de todo ¿por qué la correstringida a los contados lugares forja: inducen la fusión en el material teza habría de formarse de manera donde la corteza oceánica que se su- circundante a temperatura reducida. episódica si la generación de calor inmerge está caliente porque es joven. El magma así producido termina por terno —y su liberación a través del La tendencia inicial del magma a alcanzar la superficie, donde desen- reciclaje cortical— es un proceso conadquirir una composición TTG expli- cadena espectaculares erupciones ex- tinuo? ca por qué la corteza creció constitui- plosivas. Las grandes cadenas de volPero esa aporía se deshace si atenda en mezcla de basalto y tonalita du- canes —como los Andes—impulsadas demos a la naturaleza de la tectónica rante el eón Arcaico. En esa época por sustancias volátiles en ebullición de placas. Durante el período Pérmiemergió una gran proporción de la agregan una media anual de unos dos co (hace unos 250 millones de años) corteza continental —por lo menos el kilómetros cúbicos de lava y de ceni- los grandes continentes de la Tierra 50 por ciento, si no el 70 por ciento— za a los continentes. convergieron en una sola masa conticon un episodio principal de desarroPero el volcanismo inducido por nental enorme, el supercontinente llo entre 3000 y 2500 millones de años subducción no es la única fuente de Pangea [véase “La Tierra antes de atrás. Desde entonces la altura rela- nueva roca granítica. La acumulación Pangea”, de Ian W. D. Dalziel; INVES tiva de las cuencas oceánicas y de las de calor en el interior profundo de la TIGACIÓN Y C IENCIA , marzo de 1995]. mesetas continentales se ha mante- propia corteza continental puede pro- No ha sido la única vez en que aconnido bastante estable. Al iniciarse el ducir fusión; el magma resultante mi- teció ese fenómeno. La formación del eón Proterozoico, hace 2500 millones grará en última instancia hacia la su- “supercontinente” se viene repitiende años, la corteza había ya adquiri- perficie. Aunque parte de este calor do a intervalos de unos 600 millones do gran parte de su constitución ac- necesario puede que proceda de la dede años. Las pruebas disponibles sotual y empezó el reciclaje moderno sintegración de elementos radiacti- bre grandes ciclos tectónicos que dispor tectónica de placas. vos, una fuente más plaus ible es el gregan y unen continentes se remonLa corteza oceánica se forma nor- magma basáltico que asciende desde tan al Proterozoico inferior, pero ciermalmente por erupción de lava basál- las profundidades del manto y queda tos indicios apuntan a que el primer


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supercontinente pudo haberse formado antes, durante el Arcaico. Estos ciclos tectónicos a gran escala sirven para modular el ritmo de crecimiento cortical. Cuando un supercontinente se despedaza, la corteza oceánica ha alcanzado el punto de máximo envejecimiento y, por consiguiente, tiene las mayores posibilidades de formar nueva corteza continental una vez que se subduzca. Cuando los continentes convergen de nuevo, las cadenas de volcanes creadas junto a zonas de subducción, o arcos volcánicos, chocan contra las elevaciones continentales. Tales episodios retienen corteza nueva, porque las rocas de arco se agregan a los márgenes de los continentes. Durante más de cuatro mil millones de años esos continentes peripatéticos han sido el producto del ensamblaje a empellones de muchos litosferoclastos, pedazos dispares de litosfera. Enterrado en la amalgama resultante yace el último testamento que se nos ha legado de la mayor parte de la historia de la Tierra. Esta historia, legible en rocas que son como piezas revueltas de un gran rompecabezas, ha tardado bastante en descifrarse. Pero cuanto conocemos ya sobre el origen y la evolución de la corteza es suficiente para poder afirmar que, entre todos los planetas, la Tierra resulta realmente excepcional. Por un afortunado accidente de la naturaleza —la capacidad de mantener la actividad de tectónica de placas— sólo ella ha podido generar los pedazos grandes de corteza continental estable que encontramos tan convenientes para vivir.

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA NO WATER, NO GRANITES-NO OCEANS, NO CONTINENTS . I. H. Campbell y S. R. Ta-

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TEMAS 20

Retazos litosféricos

David G. Howell

Son bloques de corteza limitados por fallas y yuxtapuestos a los antiguos núcleos de los continentes. Su acreción determina el aumento de la extensión continental; su remodelación origina una especie de mosaicos geológicos

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esde hace más de un siglo los los Estados Unidos envió equipos de biendo su historia se enfrenta uno a geólogos vienen tratando de geólogos a explorar los recursos mi- todas las consecuencias de la teoría descifrar el motor que produ- nerales. de la tectónica de placas, según la ce los grandes accidentes geológicos Sus hallazgos resultaron asombro- cual la corteza oceánica transporta de la Tierra. Los primeros investiga- sos. La elucidación de un patrón geo- los continentes cual si fuera una enordores concibieron ciclos geosinclina- lógico en una porción del estado indu- me y lenta cinta transportadora. les: grandes combamientos corticales cía a predecir el patrón previsible poLos océanos constituyen ciertamenque se rellenan de sedimentos, segui- cas decenas de kilómetros más allá. te una pieza central de la tectónica de dos de levantamientos que alzan cor- Y, sin embargo, el patrón real resulplacas. En particular, las cuencas dilleras jóvenes. Esa interpretación tó marcadamente diferente: la roca oceánicas se ensanchan coincidiendo dio paso a la teoría de la tectónica de tenía otra edad y otra composición. con la divergencia de las placas resulplacas, planteada hacia 1960, según Resumiendo, la aplicación directa de tante de la ascensión y solidificación la cual las direcciones de movimien- la teoría de la tectónica de placas no de magma, que es roca fundida, proto son predominantemente horizon- explicaba la geología de Alaska; se- cesos éstos que crean corteza oceánitales: la capa externa, frágil, de la gún se comprobó, Alaska venía a ser ca a lo largo de las prominencias subTierra consta de grandes placas cor- una aglomeración de fragmentos cor- marinas, o dorsales, denominadas ticales que se mueven sin cesar. Don- ticales, restos del antiguo océano centros de expansión oceánica. En el de las placas se alejan una de otra se desaparecido que precedió al Pacífi- transcurso del tiempo geológico pueabren valles de fractura, o rifts, y se co. Es un mosaico de litosferoclastos de que esos procesos se frenen, reduforman nuevas cuencas oceánicas; desmembrados y reubicados durante ciendo su extensión la malla de cendonde las placas chocan se levantan los últimos 160 millones de años a tros expansivos. La longitud actual cadenas de volcanes según líneas pa- raíz de las migraciones y choques de de esa malla se cifra en unos 56.000 ralelas a la zona de colisión; donde placas corticales. Todavía siguen lle- kilómetros y durante los dos últimos resbalan una frente a otra, siguiendo gando pedazos desde el sur. miles de millones de años las velocifallas como la californiana de San Andades medias de expansión probabledrés, suelen registrarse terremotos de mente hayan rondado los cinco centíFormulación gran intensidad. metros anuales. El Atlántico de hoy de la tectónica de placas Con todo, parece hoy necesaria se expande a menos de tres centímeuna nueva revisión de esa teoría. Los tros por año y las partes más activas modelos corticales engendrados por n breve repaso a la teoría de la del Pacífico Oriental lo hacen a unos actividad de tectónica de placas son tectónica de placas ayuda a si- 16 centímetros anuales. (En estos ritefímeros: fuerzas tectónicas reciclan tuar en el marco adecuado los retazos mos se combinan las velocidades de los patrones originarios, troceando litosféricos. En última instancia no las dos placas que se alejan en sentifragmentos de corteza, dispersándo- representan más que el aspecto más do opuesto desde un centro de expanlos y remodelándolos en agrupamien- moderno del esfuerzo central de la sión oceánica.) tos de bloques corticales dispares. Si- geología, un esfuerzo por intuir la La multiplicación de ambas cifras multáneamente, de los procesos vol- vastedad del tiempo y comprender los (velocidad media de expansión y loncánicos surgen bloques corticales efectos acumulativos de los movi- gitud del sistema de centros expansinuevos, que se incorporan al recicla- mientos lentos en la Tierra. (La ma- vos) permite estimar que hoy se for je. Así las pla cas cortica les vienen a yoría de los procesos tectónicos se de- ma corteza oceánica nueva a un ritser una extraña mezcla de retazos de sarrollan a velocidades iguales o in- mo de 2,8 kilómetros cuadrados por fragmentos corticales, mosaicos geo- feriores a la del crecimiento de las año. El área cubierta por océanos milógicos montados a partir de retazos uñas.) En la corteza terrestre se dis- de 310 millones de kilómetros cuadralitosféricos, denominados también li- tinguen dos dominios fundamentales: dos, de lo que se desprende que los tosferoclastos. la corteza oceánica, densa y homogé- océanos podrían haberse formado en El concepto de retazo litosférico, o nea, y los continentes, más livianos y sólo 110 millones de años. Se trata sin litosferoclasto, surgió hacia los años mineralógicamente heterogéneos. Los duda de una comprobación importansetenta. A raíz de ciertos conflictos litosferoclastos son los fragmentos te. Antes de la teoría de la tectónica sobre derechos de uso del territorio corticales incorporados a los antiguos de placas los océanos se consideraban en Alaska, el Servicio Geológico de núcleos de los continentes. Descri- las partes más antiguas de la Tierra,

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puesto que son las de menor altitud. Hawai forman parte de una de esas ne unos 37.000 kilómetros de cadenas El razonamiento subyacente a esa in- cadenas. La velocidad de crecimien- volcánicas de borde de placa en total; terpretación era que la roca vieja es- to de la cadena es bastante grande por cada uno de tales kilómetros se tá más fría y, por tanto, es más den- comparada con lo que es habitual en calcula una erupción de 20 a 40 kilósa que la roca joven, situándose por los procesos geológicos, a pesar de metros cúbicos de material silíceo debajo de ésta. La notoria juventud que el propio punto caliente raramen- nuevo en un millón de años. El ritmo de los océanos la han confirmado ple- te mida más de un kilómetro de diá- anual de incorporación de material namente las muestras de corteza metro. La contribución planetaria volcánico silíceo a la corteza continenoceánica recogidas por el Proyecto de anual del amontonamiento de basal- tal se cifra así entre 0,75 y 1,5 kilóPerforación del Océano Profundo to oceánico al aumento de la corteza metros cúbicos en todo el planeta. ( Deep Sea Drilling Project ). La edad continental se estima en sólo 0,2 kiNo cabe duda, por tanto, de que la de la corteza oceánica de la Tierra ac- lómetros cúbicos. tectónica de placas brinda una base tual va desde cero años, a lo largo de lógica para el examen de los litosfelas crestas de las dorsales submariroclastos y para la clasificación de las nas que señalan los centros de expan Vulcanismo adiciones de material nuevo a la corde zona de subducción sión, hasta no más de 180 millon es de teza continental. Es probable que la años, en el Pacífico Oriental, la parpropia corteza oceánica apenas aporte de fondo oceánico que más distanayor contribución a la corteza te material, por cuanto la formación te se halla de una dorsal. En los últicontinental se produce en el de corteza oceánica en centros expanmos 2000 millones de años pueden choque de dos placas. A lo largo de la sivos de cresta de dorsal posiblemenhaberse creado y destruido hasta 20 zona de choque, la placa más densa te se equilibre con la pérdida de corocéanos. desciende, encontrándose rodeada de teza oceánica a lo largo de las zonas La corteza oceánica asciende en temperaturas progresivamente ma- de subducción. Las pruebas son abruuna dorsal, se desplaza a todo lo an- yores. La placa acarrea sedimento y madoras. El conjunto de rocas corticho de un océano y se hunde en una agua aprisionada en los poros de la cales producido en centros de expanfosa, que señala lo que se ha dado en roca cortical. A una profundidad crí- sión, la denominada ofiolita de basalllamar zona de subducción. No por tica, generalmente entre los 100 y to de dorsal mesoceánica, MORB (por ello la superficie de la corteza es pla- 150 kilómetros, el agua desencadena midocean ridge basalt), constituida na. Dicho a grandes rasgos, la roca una secuencia de acontecimientos fí- por una sucesión característica de oceánica se enfría y se comprime a sicos y químicos, incluida la fusión tres estratos que en total alcanzan medida que se aleja de la cresta de la parcial de roca, que culminan con la seis kilómetros de grosor, sólo raradorsal donde se emplazó en la corte- producción de un magma que tiende mente se observa en cinturones monza, hundiéndose paulatinamente. a ser rico en elementos químicos vo- tañosos plegados. (Las cordilleras caPor otra parte abundan en el fon- látiles, especialmente aluminio, po- si siempre se forman por plegamiendo oceánico los montes submarinos y tasio y sodio. El contenido en sílice to cortical.) Tales cinturones son los las mesetas oceánicas. Muchos son lo varía del 50 al 75 por cie nto. El mag- lugares donde cabría hallar ofiolitas suficientemente elevados para cons- ma es más espeso y viscoso que el de MORB, si la corteza oceánica se sutituir islas. Como veremos, pueden basalto de origen oceánico, por lo que mara a las masas continentales. barrerlos los procesos de tectónica de soporta aumentos de presión. ConsePero de la corteza oceánica sobreplacas e integrarse en litosferoclas- cuencia de ello es que el vulcanismo salen las islas o cadenas insulares tos. El constituyente fundamental de relacionado con las zonas de subduc- creadas por el plácido vulcanismo baun monte submarino es el basalto, ro- ción de la Tierra tiende a ser explo- sáltico propio de los puntos calientes ca volcánica oscura, rica en hierro y sivo. El monte Santa Helena y el y también los arcos insulares derivamagnesio, con menos del 50 por cien- Krakatoa son ejemplos de ese proce- dos del vulcanismo más explosivo pato de sílice. La roca sube en “puntos so, que también ha levantado muchos ralelo a la zona de subducción. Las calientes” subyacentes a las placas arcos insulares. cuencas oceánicas contienen además oceánicas. De hecho, cuando la posiLos volcanes de borde de placa di- fragmentos de márgenes continentación del punto caliente es estable (es fieren considerablemente de los mon- les que se separaron de los continendecir, cuando el punto caliente se tes submarinos e islas del interior de tes durante el cuarteamiento de formantiene fijo respecto del núcleo del una placa, pues se hallan sobre gran- mación de valles de fractura cuando planeta), llegan a formarse largas ca- des cortinas ascendentes de magma, se abrieron océanos nuevos. En el denas lineales de volcanes a medida paralelas a la fosa que señala la su- fondo oceánico existen revestimienque la placa avanza sobre el chorro perficie de separación entre dos pla- tos de sedimento adicionales cuyo voascendente de magma. Las islas cas que chocan. La Tierra actual tie- lumen actual mundial se cifra en 170 millones de kilómetros cúbicos. Los sedimentos representan acarreos 1. SEIS LITOSFEROCLASTOS ocupan la parte costera de Alaska sudoriental en continentales aportados por ríos, resesta imagen Landsat. La bahía Yakutat indenta la costa; a su oeste, el glaciar Matos de fósiles planctónicos y precipilaspina desciende desde un grupo de picos entre los que se cuentan el monte San tados químicos del mar. Parte del Elías y el monte Augusta. La roca subyacente al hielo y la nieve corresponde a partes de islas volcánicas, partes de un margen continental desplazado o los promaterial del fondo oceánico se ha ductos metamorfoseados y refundidos de sedimentos en una matriz sedimentaria. subducido. Con todo, gran parte del En todos los casos la roca acreció hasta el antiguo núcleo de Norteamérica duransedimento, los montes submarinos te los últimos 100 millones de años: los litosferoclastos son fragmentos dispares de basálticos, los arcos insulares volcácorteza, barridos juntos por los movimientos de grandes placas litosféricas de la nicos y los fragmentos continentales Tierra. Los litosferoclastos de Alaska meridional son cuerpos alargados resultanestán destinados a ser barridos contes de la rebanadura de la corteza por fallas meridionales. Incluso hoy, el fallamiento sigue esparciendo litosferoclast os hacia el norte. Atrapados entre las placas juntamente: se convierten en litosfenorteamericana y pacífica, los litosferoclastos de Alaska meridional han girado en roclastos que incrementan el tamasentido horario. ño de los continentes.

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Naturaleza de los retazos litosféricos

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l término de reciente acuñación “litosferoclasto”, o retazo litosférico (equivalente al inglés terrane o, en puridad, tectonostratigraphic terrane), designa en geología un bloque cortical, de composición no necesariamente uniforme, limitado por fallas. Se trata de una entidad geológica cuya historia difiere de la de los bloques adyacentes. Hay retazos litosféricos, o litosferoclastos, de muchos tamaños y formas y de grados variados de complejidad en su composición. La India, por ejemplo, es toda ella un gran litosferoclasto. Algunas de sus formaciones rocosas tienen más de 1000 millones de años, mientras que en los últimos 100 millones de años la India se ha comportado como una sola masa. (Fue parte del margen del gran supercontinente Gondwana, hoy descoyuntado, y se rompió y migró al norte hasta chocar con el margen meridional de Asia.) Por el contrario, los litosferoclastos que no se originaron como fragmento de algún continente anterior suelen encerrar una historia bastante sencilla, de menos de 200 millones de años, tiempo máximo habitual de supervivencia de un fondo oceánico. La composición de tales retazos litosféricos tiende a parecerse a la de una isla o meseta oceánica moderna. Algunos litosferoclastos constan principalmente de cantos rodados, arena y limo consolidados; representan abanicos sedimentarios que se acumularon en una cuenca oceánica, a

por lo general entre fragmentos corticales en colisión. La geometría de un litosferoclasto es el producto de su historia de movimientos e interrelaciones tectónicas. Los nacidos en una placa oceánica retienen su forma hasta que chocan y acrecen. Entonces quedan sujetos a movimientos corticales que modifican su forma. Por ejemplo, los de la cordillera de Brooks, en Alaska, son grandes mantos amontonados uno encima de otro. En otras partes de la cordillera de Norteamérica occidental los litosferoclastos son cuerpos alargados. El alargamiento refleja la rebanadura de la corteza por una malla de tallas noroeste-sudeste entre las que se cuenta la falla de San Andrés, en California. Los retazos litosféricos de Asia han tendido a conser var las formas que heredaron de episodios de fragmentación y separación, pero algunos retazos litosféricos menores quedaron aprisionados en choques entre los mayores y se distorsionaron. El conjunto de litosferoclastos de China está estirándose y desplazándose en dirección este-oeste a medida que la India comprime Asia desde el sur. No siempre se conoce la historia exacta del movimiento de un litosferoclasto dado. En realidad hace muy poco que se ha logrado documentar las trayectorias de unos pocos retazos. Dado que, por definición, los litosferoclastos están limitados por fallas y difieren de su vecindad geológica, deben haber recorrido, por lo menos, una distancia igual a su dib

2. ESQUELETOS DE RADIOLARIOS, organismos unicelulares que aparecieron por vez primera en los océanos hace unos 500 millones de años. El esqueleto, silíceo, es poco soluble en el agua marina. Pueden obtenerse de rocas como el ped ernal, formado a partir de sedimentos oceánicos profundos. La forma de los esqueletos revela la edad de las rocas, lo que ayuda a establecer la historia de los litosferoclastos. Los dos esqueletos de la izquierda se obtuvieron de argilita del litosfero-

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mensión más larga. Las distancias reales varían mucho. Algunos montes submarinos basálticos hoy acrecidos al margen de Oregón se han movido una distancia mínima, a partir de un punto de origen marino situado en las cercanías. En cambio, formaciones rocosas parecidas de alrededor de San Francisco han recorrido hasta 4000 kilómetros a través del Pacífico. Con una velocidad de sólo 10 centímetros anuales, un litosferoclasto errante podría completar un circuito del globo en sólo 400 millones de años. No es de extrañar que los continentes sean confusas aglomeraciones de retazos litosféricos.

Pruebas

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ómo puede reconstruirse la historia de un retazo litosférico? Fundamentalmente porque el origen de cada unidad rocosa que compone un litosferoclasto arroja luz sobre la historia evolutiva del conjunto. Las rocas sedimentarias indican ambientes de deposición del pasado: sugieren antiguas gravas fluviales, bajos coralinos, arenas deltaicas, barros de una plataforma continental o barros de un abismo oceánico. También importa su edad, que ayuda a determinar el registro fósil. Hasta hace poco, sin embargo, el registro resultaba incompleto: las pruebas fósiles procedían principalmente de rocas depositadas en antiguos ambientes marinos someros. Sólo recientemente ha podido determinarse la edad de rocas que c

clasto Golconda, en Nevada septentrional central. Uno de ellos, del género Pseudoalbaillel la, tiene unos 290 millones de años de antigüedad (a); aparece aquí aumentado 200 veces. El otro, del género Albai llell a, tiene 250 millones de años (b); su aumento es de 300 diámetros. Los dos esqueletos de la derecha se extrajeron de pedernal del litosferoclasto de San Simeón, en el sur de California. Uno de ellos, del género Archaeodictyomitra , tiene entre 100 y 150 millones de años y

TEMAS 20

representan depósitos oceánicos más profundos, rocas que resultan esenciales para comprender los acontecimientos que crearon muchos de los cinturones montañosos de la Tierra. En ese avance están implicados radiolarios y conodontos. Los radiolarios son organismos unicelulares que aparecieron en los océanos ya en el período Cámbrico, hace unos 500 millones de años, y abundaron hasta hace sólo unos 160 millones de años. Ocupaban los niveles superiores del océano, pero su esqueleto era de sílice, sustancia muy poco soluble a cualquier profundidad del mar. En consecuencia los fangos abisales suelen ser ricos en lo que se llama barro de radiolarios: la acumulación de la sílice de su esqueleto. La roca llamada pedernal, explotada para la confección de puntas de flecha y de cuchillos por muchos pueblos, es, de hecho, ese barro endurecido. Perfeccionada la técnica de extracción de radiolarios del pedernal por disolución de la roca en un ácido fuerte, pudieron datarse millares de conjuntos fósiles de pedernal. Los conodontos son también fósiles microscópicos y, al igual que los radiolarios, hoy pueden extraerse de las rocas disolviéndolas en ácidos fuertes. Costó averiguar su identidad biológica, pero actualmente parece seguro que se trata de restos del esqueleto del aparato alimenticio de un grupo extinguido de pequeños animales marinos parecidos a gusanos, que vivieron entre hace 570 y 200 millones de años. Dado que los conodontos d

está aumentado 700 veces (c). El otro, tal vez del género Stichocapsa, es de antigüedad y tamaño parecidos (d). Las fotografías, tomadas con un microscopio de barrido electrónico, las proporcionaron Benita L. Murchey y David L. Jones, del Servicio Geológico de los Estados Unidos.


se encuentran asociados a otros con- y las líneas de campo en cada polo son juntos fósiles, ha podido establecerse verti cales (perpendiculares a la suuna cronología de sus cambios morfo- perficie). Entre el ecuador y los polos lógicos. La base en la que se apoya la las líneas de campo se van empinanbioestratigrafía por radiolarios (la dedo. La mayoría de las rocas sedimenterminación de la edad de una roca a tarias y volcánicas se depositan horipartir de la naturaleza de los fósiles zontalmente, en capas; por conside radiolarios que contiene) en el ca- g u i e n t e , l a i n c l i n a c i ó n d e s u so de las rocas de más de 250 millo- paleomagnetismo remanente puede nes de años de antigüedad es de he- revelar la latitud a la cual se formó cho la coincidencia ocasional de radio- la roca. La dirección geográfica de la larios y conodontos. Gracias a ellos orientación del magnetismo sugiere pueden hoy datarse muchas rocas cu- además el giro que, en algún momenya edad se desconocía no hace mucho. to de sus migraciones geológicas, pue A menudo los resultados son sorpren- da haber dado la roca. dentes. Se encuentran a veces series de rocas viejas apoyadas sobre otras Tectónica de mosaico más jóvenes, en lo que parece una mezcla de grandes pilas de estratos. En algunos casos las superficies de partir de todas esas líneas de argumentación mostrativa abordaapilamiento son paralelas a los estratos y las rocas no muestran indicio ob- ré, en términos de litosferoclastos, la vio de reubicación. reconstitución y el remodelamiento de Interviene también la geología es- los continentes, en el pasado y en el tructural en el análisis de los litosfe- futuro. Vale la pena recordar algunas roclastos. La razón es simple: el mo- cifras. El volumen planetario actual vimiento de unas rocas con respecto de la corteza continental es de aproa otras (ya sea enfrentadas o situa- ximadamente 7600 millones de kilódas por encima y por debajo) genera metros cúbicos; la roca más antigua pliegues, aspilleras (“crenelations”), conocida tiene 3800 millones de años. lineaciones y foliaciones, tanto micro Dividiendo la primera cifra por la secomo macroscópicas, que ayudan a re- gunda se obtiene una estimación liconstruir el movimiento. Pero muchos neal simple de que los continentes de los pliegues observados sobre el han crecido a un ritmo mundial de terreno no representan la dirección unos dos kilómetros cúbicos anuales, primitiva de movimiento, sino otro unos 65 metros cúbicos por segundo. posterior que consolidó los litosfero- El cálculo quizá peque de elevado; los clastos en empaquetamientos más procesos de crecimiento en la caldeatrabados. Los datos estructurales se da Tierra primitiva tal vez fueran complementan con análisis de la com- más rápidos que el promedio. Se han posición de la roca. No parecen exis- propuesto muchas curvas de crecitir correlaciones seguras entre aso- miento; la mayoría presuponen que ciaciones minerales o composición del 70 al 80 por ciento de todo el crequímica y modos de origen particula- cimiento cortical se produjo hace más res, aun cuando caben ciertas gene- de 2000 millones de años. El 20 o 30 ralizaciones. Por ejemplo, el granito por ciento final de la actual masa de cuyo contenido del isótopo 87 del es- los continentes se habría acumulado troncio sea excepcionalmente grande durante los últimos 2000 millones de tiende a proceder de la solidificación años, a un ritmo medio de entre 0,7 y de magma en un continente antiguo 1,1 kilómetros cúbicos anuales, tasa preexistente, mientras que el de me- muy en consonancia con la de las connor abundancia indica que se originó tribuciones a la corteza que aportan en un contexto oceánico. los arcos volcánicos y los montes subUna contribución importante a la marinos oceánicos modernos. reconstrucción de la historia de lo s liLa acumulación equivale a la aglotosferoclastos procede del estudio del meración de los litosferoclastos con paleomagnetismo remanente: el ali- los cratones (núcleos continentales) neamiento de diminutas partículas preexistentes, las porciones más anmagnéticas de la roca, inducido por el tiguas de la corteza continental. El campo magnético de la Tierra en el proceso puede seguirse con máximo momento de formarse la roca. En las detalle a través del Fanerozoico, el ininvestigaciones se presupone que el tervalo de aproximadamente 600 micampo magnético terrestre es, en llones de años del que se dispone de esencia, un dipolo, o barra imantada, un abundante registro fósil de vida coincidente con el eje de rotación del pluricelular. A principios del mismo planeta, de modo que las líneas de los continentes eran masas aisladas campo en el ecuador son horizontales desparramadas alrededor del globo (paralelas a la superficie de la Tie rra) por la región ecuatorial, según los da-

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tos paleomagnéticos. (El período com- clastos de nueva acreción (es decir, el ron al margen de California no hace prendido entre hace 700 y 500 millo- material posterior al de Pangea) han más de 38 millones de años. Los danes de años fue, aparentemente, una aportado aproximadamente 25 millo- tos exigen que la placa que acarreaépoca de gran fragmentación conti- nes de kilómetros cuadrados, el nue- ba la caliza se moviera hacia el norte nental.) El desplazamiento de los con- ve por ciento. Si se supone que la cor- a una velocidad de entre 15 y 30 centinentes durante los 350 millones de teza tiene un grosor medio de 20 ki- tímetros por año, más deprisa que el años siguientes se tradujo, primero, lómetros, el ritmo de crecimiento movimiento actual de las placas. Esos en la aglomeración de dos megacon- cortical en el Pacífico durante los úl- valores me incitan a especular que el tinentes, Gondwana y Laurasia, y timos 200 millones de años ha sido de ritmo de crecimiento de los continenluego, hace 250 millones de años, en 2,5 kilómetros cúbicos por año. La ci- tes también es variable. Tal vez siga la unión de ambos en el superconti- fra resulta algo engañosa, pues entre ciclos de centenares de millones de nente Pangea, una masa que, a gran- los mosaicos tectónicos que orlan el años de duración. des rasgos, tenía forma de cuarto cre- Pacífico se cuentan algunos litosferociente y una orientación general clastos grandes constituidos por cornorte-sur. Los viejos núcleos conti- teza continental desplazada, formaLa importancia de los sedimentos nentales, aumentados por la acumu- da antes de la rotura de Pangea. Enlación de litosferoclastos desde prin- tre los ejemplos se cuentan la mitad cipios del Fanerozoico, empezaron de oriental de México, la cordillera de l papel de los sedimentos en el nuevo a fragmentarse hace unos 200 Brooks, en Alaska, porciones de la ex incremento o la reducción de los millones de años a lo largo de un nue- Unión Soviética nororiental y la ma- continentes no es, ni mucho menos, vo patrón de valles de fractura, o rifts, yor parte de la península Malaya. Con pasivo; también pasan a formar parparecido al de los actuales 56.000 km todo, las investigaciones prelimina- te de litosferoclastos. Por una parte, de centros de expansión oceánica. res parecen indicar que los ritmos de gruesas pilas de sedimentos permaImaginemos la formación de un su- crecimiento de la corteza continental necen en los continentes y se acumupercontinente nuevo constituido por que circunda el Pacífico superaron el lan a lo largo de sus fracturados már Asia y las dos Américas dentro de va- ritmo medio planetario de un kilóme- genes. Sólo un 30 por ciento del sedirios miles de millones de años. El Pa- tro cúbico anual. mento depositado por ríos rebasa el cífico se habrá cerrado, tras la subResultan interesantes al respecto margen continental y se decanta en ducción de la dorsal expansiva del Pa- algunos estudios recientes de pa- corteza oceánica. Por otro lado, parte cífico Oriental, mientras el Atlántico leomagnetismo remanente en bloques de los sedimentos trasladados a zohabrá proseguido su ensanchamien- calcáreos de California septentrional, nas de subducción por la cinta transto. También puede predecirse que pa- los cuales indican que la caliza, de 85 portadora oceánica parece empotrarra entonces los continentes en colisión a 100 millones de años de antigüedad, se frente a la placa cortical cabalganhabrán aumentado de tamaño. La ac- se depositó al sur del ecuador. Y sin te en forma de “prisma de acreción”, tual extensión superficial de los con- embargo la edad de la roca sedimen- o queda adherida a la cara inferior de tinentes que rodean el Pacífico alcan- taria que hoy se solapa con los blo- la placa cabalgante. También en ese za los 290 millones de kilómetros ques induce a pensar que la caliza (y caso suelen quedar atrapadas grancuadrados, de los cuales los litosfero- los basaltos asociados) se anexiona- des acumulaciones de sedimentos en-

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3. LOS CONODONTOS son porciones de organismos mayores, restos esqueléticos, de no más de un milímetro de longitud, del aparato de alimentación de gusanos marinos extinguidos que vivieron desde hace 570 hasta hace 200 millones de años. Su forma y su ornamentación superficial establecen la edad de la roca en la que se hallan, su color caracteriza la temperatura máxima alcanzada por la roca, cuestión importante en la prospección de hidrocarburos y de determinados minerales. (Entre los 50 y los 550 grados Celsius la materia orgánica de los conodontos cambia secuencialmente de amarillo pálido a pardo, negro, gris y blanco y, finalmente, pierde todo color; por encima de los 150 grados se pierde toda posibilidad de extraer hidrocarburos líquidos.) Los conodontos de la izquierda, de la cordi-

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llera de Brooks, Alaska noroccidental, vivieron en ambientes marinos de agua somera hace unos 360 millones de años. Su color (de amarillo pálido a pardo claro) indica que la roca huésped nunca rebasó los 90 grados Celsius. El conodonto del centro, extraído de un canto rodado pequeño de un conglomerado que aflora a lo largo del río Yukon, en Alaska oriental, vivió a profundidades relativamente someras; el canto es roca que se depositó hace unos 325 millones de años. El color gris indica que la roca alcanzó una temperatura de por lo menos 400 grados. Los conodontos de la derecha, de la región de Glacier Bay, Alaska meridional, vivieron en agua profunda hace aproximadamente 230 millones de años. El color azul-negro indica una temperatura de la roca de por lo menos 300 grados.

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tre masas corticales que chocan. Puede observarse un ejemplo actu al en el mar de las Molucas, donde chocan dos arcos insulares. En otras ocasiones la propia pila de sedimentos constituye un litosferoclasto; tal es el caso de los prismas de acreción en la regió n de la isla Kodiak y el golfo de Alaska. O, A por el contrario, la pila puede consti E tuir la matriz donde se engloben litosferoclastos, como en la cordillera G de Alaska. N En el mundo actual la mayor fuente aislada de sedimento es el encum A brado accidente del relieve resultante P del choque de la India y Asia. La corteza asiática ha cobijado el litosferoP A N clasto indio, duplicando el grosor de la T H A L A S S A corteza y levantando las montañas del Himalaya y, a su norte, la meseta tibetana. Seis grandes sistemas fluviales, los de los ríos Amarillo, Changjiang, Irauadi, Mekong, GangesBrahmaputra y el Indo, drenan la región, que no constituye más que el cuatro por ciento de la superficie emergida del mundo. Juntos descargan en los océanos unos 3800 millones de toneladas de sedimento por año, casi el 40 por ciento del sedimento descargado por todos los ríos de la Tierra. El sedimento está compuesto por limo y arcilla, junto con roca y granos 4. UN VASTO OCEANO, el Panthalassa, dominaba la superficie terrestre hace 250 minerales. También hay agua que, millones de años, cuando la práctica totalidad de la corteza continental del planeta se aglomeraba en un solo supercontinente, Pangea. Desde entonces Pangea se ha debido a la porosidad de los sólidos, representa a menudo hasta el 50 por fragmentado en los actuales continentes y la corteza oceánica de la cuenca del Panciento. Si la densidad neta del sedi- thalassa se ha subducido íntegramente (ha retornado de nuevo al manto terrestre). Su puesto lo ocupan las cuencas oceánicas actuales. Los restos de Panthalassa (consmento es de dos gramos por centímetituidos por fragmentos de corteza continental junto con corteza creada por actividad tro cúbico, el volumen del sedimento volcánica) produjeron litosferoclastos que incrementan los continente s alrededor del descargado anualmente desde los ríos Pacífico. Tales litosferoclastos aparecen en naranja en las figuras 5 y 6. asiáticos es de 1,7 kilómetros cúbicos; el volumen mundial se sitúa entre 4,5 y 6,8 kilómetros cúbicos. A medida te el vulcanismo basáltico y los entre lógico característicamente diferenciaque el sedimento se compacta y petri- 0,75 y 1,5 kilómetros cúbicos proce- do, reflejo de historias contrastadas fica, la porosidad disminuye hasta ca- dentes del vulcanismo explosivo de de acreción y dispersión de litosferosi desaparecer. Por consiguiente, la zonas de subducción. No cabe duda de clastos. En el cuadrante nororiental, donde descarga mundial aporta de 3,3 a 4,9 que la roca sedimentaria, o su equikilómetros cúbicos de roca por año. valente metamorfizado, es un compo- el Pacífico baña la costa de Nortea(He presupuesto una densidad de la nente principal de los cinturones mérica, se han amontonado durante roca de 2,75 gramos por centímetro montañosos plegados. Los cálculos es- los últimos 180 millones de años licúbico, valor algo superior a la densi- bozados indican sin duda que hasta tosferoclastos derivados principaldad del cuarzo común.) el 75 por ciento de la corteza conti- mente de arcos insulares y de otros Se desconoce el destino a largo pla- nental de nueva formación pudiera materiales oceánicos. La cordillera zo de la mayor parte de la roca. Cier- consistir en sedimentos y productos costera comprende una malla de fata proporción puede subducirse; otra metamorfoseados o fundidos de sedi- llas de desgarre orientadas de oeste a este. El movimiento es aquí predoparte quizá se levante entre macizos mentos. continentales que chocan; otra podría minantemente horizontal, a lo largo verse arrancada de su lugar de acudel plano de la superficie terrestre; los litosferoclastos de nueva acreción Retazos litosféricos mulación (por ejemplo de un delta fludel Pacífico septentrional vial o de un depósito oceánico profunse han dilatado en una serie de astido) para terminar acreciendo un conllas. Wrangellia, un litosferoclasto a mejor manera de investigar la bien estudiado que un día se halló en tinente distante. Con todo, los 3,3 o 4,9 kilómetros cúbicos de roca que construcción y el modelado de el ecuador, o incluso más al sur, conspueden formarse cada año por sedi- continentes a partir de litosferoclas- tituye un buen ejemplo. Wrangellia mentación a lo largo de los márgenes tos es examinar regiones específicas se engarzó en Oregón hace unos 70 continentales y sobre el fondo oceáni- del planeta. Me intereso por el Pací- millones de años. El ulterior fallaco rebasan ampliamente los 0,2 kiló- fico, al que divido en cuadrantes. Ca- miento ha esparcido fragmentos de metros cúbicos que aporta anualmen- da cuadrante muestra un patrón geo- Wrangellia hacia el norte, dejando

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5. LITOSFEROCLASTOS DEL PACIFICO SEPTENTRIONAL. Dominan el mapa correspondiente a algo más de una cuarta parte de la superficie terrestre. El centro expansivo del Pacífico se halla muy al este del centro del Pacífico; aquí se ve parte del mismo al sur de América Central. El fondo del Pacífico se expande desde ese punto, para hundirse a lo largo de grandes fosas, que señalan las zonas de subduc-

partes en Oregón oriental, en las islas Vancouver y Reina Carlota y por las montañas Wrangell de Alaska meridional. Las partes central y occidental de Oregón son litosferoclastos barridos después del emplazamiento de Wrangellia. La cordillera de Brooks muestra una historia bien diferente. Mantos finos y extensos de estratos, representativos de un margen continental, han cabalgado unos sobre otros, transformando una geografía que un día midiera 500 por 1000 kilómetros, por lo menos, en un montón cortical de 500 por 300 kilómetros. El análi-

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ción ubicadas a lo largo de los márgenes del Pacífico. Los colores indican las edades en que acrecieron los litosferoclastos. Los primeros ( pard os ), de más de 2500 millones de años, comprenden los antiguos núcleos de los continentes. Las acreciones más jóvenes ( naranja), que corresponden al nueve por ciento del área superficial de los continen tes que circundan el Pacífico, constituyen residuos corticales ba-

sis de indicios sobre las direcciones de flujo de fluidos cargados con sedimento que contribuyeron a los estratos indica que el montón entero debe de haberse desplazado hasta su ubicación actual, pero aún se discute su procedencia. Una hipótesis postula que la pila emergió de las isl as del Artico canadiense mediante un giro de sentido contrario al de las manecillas del reloj. La cuenca canadiense del océano Artico representaría, pues, la depresión dejada por la masa continental giratoria. El cuadrante noroccidental del Pacífico incluye Asia, Japón y las Fili-

pinas. Aquí la corteza continental consta de viejos fragmentos continentales, cada uno de ellos flanqueado, e incluso rodeado, por cinturones de litosferoclastos acrecidos durante la era Paleozoica, hace entre 600 y 250 millones de años. En efecto, la plataforma siberiana parece haber constituido el tope trasero a partir del cua l se emplazó hacia el exterior una sucesión de litosferoclastos. A lo largo del límite meridional de la plataforma, arcos volcánicos y otros trozos corticales se amontonaron a principios del Paleozoico, entre hace 600 y 400 millones de años; formaron el

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rridos por la subducción del Panthalassa. Las mesetas oceánicas, los montes submarinos y los arcos insulares modernos representan posibles litosferoclastos futuros. En el lado norteamericano del Pacífico la costa aparece compuesta por retazos litosféricos procedentes de restos oceánicos, incluidos arcos insulares dilatados en astillas. El norte de Alaska (la cordillera de Brooks) lo forman litosfe-

roclastos cabalgados unos sobre otros y compuestos de corteza de margen continental y oceánica. La corteza continental del lado asiático del Pacífico contiene litosferoclastos antiguos rodeados de cinturones de retazos litosféricos más modernos. El viejo núcleo de Asia constituyó el tope trasero a partir del cual se acumularon litosferoclas tos más jóvenes.

cinturón plegado del Baikal, la región roclasto asiático de Chiangjiang. montañosa situada entre Mongolia y Acrecida junto al lado meridional de el mar de Okhost. Luego, entre hace la meseta Ontong-Java queda una unos 300 y 60 millones de años, cuan- porción del arco volcánico de Nuevas do se empotró la India, varios litos- Hébridas. En los aledaños hay muferoclastos (Tarim, Chiangjiang, el chos otros arcos. Si el mar del Coral macizo chino-coreano, Indochina y, se cerrara —acontecimiento difícil de finalmente, la India) se juntaron for- pronosticar, por cuanto en algunos mando Asia. puntos se está abriendo, mientras que Hoy asistimos a un episodio de en otros se cierra— la meseta de Onacreción parecido. La meseta oceáni- tong-Java, orlada de arcos volcánicos ca Ontong-Java probablemente sea acrecidos, pudiera convertirse en un un fragmento fracturado de corteza importante añadido a Australia. continental. En la actualidad se haEl cuadrante sudoccidental del Palla sumergida en su mayor parte. Su cífico, que incluye la Antártida, Austamaño es comparable al del litosfe- tralia y Nueva Zelanda, es una región


caracterizada tectónicamente por una dispersión radial: las masas continentales son el producto de la rotura de parte de Gondwana, iniciada entre hace 120 y 100 millones de años, cuando se desarrolló un sistema de valles de fractura de tres brazos. Un brazo creó el mar de Tasmania; los otros dos separaron la Antártida de Australia y la meseta de Campbell de Nueva Zelanda. Los cinturones plegados de la Antártida occidental, de Australia oriental y de Nueva Zelanda sugieren la antigua historia de la región. Es evidente que la corteza continental se edificaría

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6. LITOSFEROCLASTOS DEL PACIFICO AUSTRAL. Ocupan un mapa que, complementando la ilustración anterior, muestra el Pacífico entero. En la parte occidental del mapa, la Antártida, Australia y Nueva Zelanda señalan los restos del valle de fractura (rift) de tres brazos que empezó a abrirse hace de 120 a 100

hacia fuera por episodios de acreción, a partir de núcleos hoy emplazados en la Antártida oriental y Australia occidental. Queda el cuadrante sudoriental del Pacífico, que comprende la costa occidental de Sudamérica. Lo forman regiones muy variadas. En la parte austral del cuadrante se están tallando litosferoclastos nuevos en el mar de Escocia, el corte entre los Andes australes y la península Antártica, y quedan pequeños bloques corticales limitados por fallas, como las islas Georgia del Sur y Orcadas. Hacia el norte, desde el sur de Chile hasta Perú, los Andes se extienden en línea casi recta a lo largo de 3000 kilóme-

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millones de años en la parte austral de Pangea, que se formó a partir del megacontinente Gondwana. Sigue activa la acreción de litosferoclastos al nordeste de Australia. La meseta oceánica Ontong-Java (un fragmento de corteza continental) ya se ha incrementado a lo largo de su borde meridional con parte del

tros. La región reclama una investi- llenan parte de una comba de la gación más profunda pero, por lo que corteza dejada cuando el arco insular se sabe actualmente, apenas parece antillano de la placa del Caribe se presentar signos de acreción de litos- deslizó al este, resbalando frente al feroclastos, a pesar de los últimos 200 borde septentrional de Sudamérica. millones de años de subducción. (Se Como dos motoniveladoras, el arco de está subduciendo corteza oceánica Escocia, en el sur, y el arco de las Anbajo la corteza continental de Chile tillas, en el norte, avanzan hacia el y de Perú.) Atlántico, quedando a lo largo de los Desde el centro del Perú hasta el flancos del avance cascotes corticales, Caribe, la parte occidental de Suda- que previsiblemente constituirán mamérica muestra una textura de reta- teria prima para la construcción de zos, de litosferoclastos acrecidos. futuros litosferoclastos. Aquí, como en el extremo austral de El concepto de retazo litosférico, o Sudamérica, sigue activa la disper- litosferoclasto, se incorpora a la teosión cortical. Por ejemplo, los sedi- ría de la tectónica de placas a medimentos petrolíferos del lago de Mara- da que se van examinando patrones caibo, en el noroeste de Venezuela, re- y procesos de crecimiento continen-

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arco insular de las Nuevas Hébridas. Pueden unírsele otros arcos, y quizás acabe todo el conjunto anexionándose a Australia. En la parte oriental del mapa, la placa pacífica se subduce bajo la placa sudamericana. Al sur de la punta de Sudamérica se forman litosferoclastos nuevos: la corteza oceánica del mar de

tal. El balance global de crecimiento continental es dinámico. Los volcanes aportan entre 0,75 y 1,5 kilómetros cúbicos al año, mientras que los puntos calientes contribuyen con 0,2 kilómetros cúbicos anuales. Simultáneamente, por erosión, los continentes pierden al año hasta 4 kilómetros cúbicos, si bien se recicla hasta tres cuartas partes de lo perdido: el sedimento fruto de la erosión se levanta, se pliega, a veces se metamorfosea y en ocasiones se funde en los procesos de acreción y de choque, que levantan montañas a lo largo de los márgenes continentales. Al promediar miles de millones de años de historia geológica probablemente se


Escocia se abre hacia el este entre Sudamérica y la península Antártica, tallando litosferoclastos a lo largo de sus márgenes antes de subducirse. Esta y la figura anterior muestran los resultados de las investigaciones de David L. Jones, Erwing Scheibner, Zvi Ben-Avraham, Elizabeth R. Schermer y del autor.

enmascaren períodos especialmente activos y hasta ciclos de crecimiento continental. Como resultado de la rotura de Pangea, hace 200 millones de años, se consumió todo un océano de dimensiones planetarias, el Panthalassa, creciendo la corteza continental circumpacífica a un ritmo de hasta 2,5 kilómetros al año, superior, por lo que se ve, al ri tmo medio de crecimiento a largo plazo. Por consiguiente, los acontecimientos del Pacífico parecen exigir períodos complementarios de tranquilidad tectónica. El reto actual de la geología es la cartografía de la historia detallada de la Tierra a través de los litosferoclastos.

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA

CORDILLERAN SUSPECT TERRANES. Peter J. Coney, David L. Jones y James W. H. Monger en Nature, vol. 288, n. o 5789, págs. 329-333; 1980.

SUSPECT TERRANES AND A CCRETIONARY HISTORY OF THE APPALACHIAN OROGEN. Harold Williams y Robert D. Hatc her, Jr., en Geology , volumen 10, n. o 10, páginas 530-536; octubre, 1982. E L C RECIMIENTO DE N ORTEAMÉRICA . David L. Jones, Allan Cox, Peter Coney y Myrl Beck en Investigación y Ciencia, n.o 76, págs. 30-45; enero, 1983.

PHANEROZOIC ADDITION RATES TO THE CONTINENTAL C RUST AND C RUSTAL G ROWTH. A. Reymer y G. Schubert en Tectonics, vol. 3, n.o 1, págs. 63-77; febrero, 1984.

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La erosión, constructora de montañas

Nicholas Pinter y Mark T. Brandon

Entenderemos mejor la historia de la Tierra si conocemos la forma en que la interacción entre las fuerzas tectónicas, las erosivas y las climáticas modela las montañas

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as montañas ocupan un volumen mayor que todas las estructuras de construcción humana juntas. Además están esculpidas con un detalle que no iguala un palacio barroco. El pináculo del mundo —la cima del Everest— alcanza los 8848 metros, unas 15 veces más que el más alto de los edificios levantados por mano humana. No debe, pues, sorprendernos que una topografía tan espectacular haya infundido temor e inspirado a artistas y aventureros a lo largo de la historia. Las recientes investigaciones han conducido a un enfoque nuevo sobre la génesis del relieve más imponente del planeta. Las montañas se crean y adquieren forma, tal parece, no sólo por los movimientos de las grandes placas tectónicas que constituyen el exterior de la Tierra, sino también por

el clima y la erosión. Son en concreto los influjos recíprocos entre procesos tectónicos, climáticos y erosivos los que ejercen una influencia sobre la forma y la altitud máxima de las montañas, así como sobre la cantidad de tiempo necesario para construir —o destruir— una cordillera. Paradójicamente, el modelado de las montañas parece depender tanto de las fuerzas destructivas de la erosión cuanto del poder constructivo de la tectónica. Tras un siglo de considerar la erosión como la hermana débil de la tectónica, muchos geólogos opinan ahora que la erosión ha de ocupar el rango de cabeza de familia. En palabras de un grupo de investigadores: “Saboreamos la ironía de que las montañas deban su [musculatura] al tintineo de minúsculas gotas de lluvia.” Debido a la importancia de la formación de las montañas en la evolución de la

Tierra, estos hallazgos tienen consecuencias significativas para las ciencias de la Tierra. Para un geólogo, las llanuras, los cañones y, sobre todo, las montañas revelan, a grandes rasgos, el desarrollo de la Tierra a lo largo de cientos de millones de años. En esta confusa historia las montañas nos indican dónde han tenido lugar los acontecimientos corticales y subcorticales, como las colisiones de las placas tectónicas, que han levantado esta superficie. Las montañas son así la manifestación más visible de las potentes fuerzas tectónicas en acción y de los dilatados lapsos de tiempo en que han operado. Este modelo reciente emerge tras una larga historia. Uno de los primeros modelos globalizadores sobre la evolución de las montañas en el transcurso del tiempo fue el del ciclo geográfico, publicado en 1899. Proponía un hipotético ciclo vital de las cadenas montañosas, desde un nacimiento violento provocado por un espasmo, breve y fortísimo, de levantamiento tectónico hasta el paso gradual hacia la senectud causado por una erosión lenta, aunque persistente. La

belleza y la lógica del ciclo geográfico determinaron que los geólogos pasaran por alto sus abrumadoras limitaciones durante casi un siglo. En los años sesenta del siglo XX la revolución de la tectónica de placas atribuyó la formación de las montañas a los movimientos horizontales de grandes bloques de litosfera, la parte exterior de la Tierra, bastante fría y quebradiza. En este cuadro general, la energía calorífica interna modela la superficie del planeta mediante compresión, calentamiento y rotura de la litosfera, cuyo grosor varía de 100 kilómetros o menos bajo los océanos a 200 o más bajo los continentes. La litosfera no es un caparazón compacto, sino que está subdividida en docenas de placas propulsadas por el calor subyacente. Estas placas se mueven unas respecto a las otras, mo vimiento que explica la mayo ría de las características y de los fenómenos de nuestro mundo con los que estamos familiarizados, como los terremotos, los fondos oceánicos y las montañas. Los geólogos no han dejado, ni mucho menos, de reconocer en la tectónica de placas una fuerza formadora de montañas. Pero últimamente han llegado a la conclusión de que las montañas se explican mejor como el producto de un sistema que combina procesos de erosión y climáticos junto con los tectónicos y que supone complejas relaciones y retroalimentaciones entre esos tres componentes. La tectónica de placas provee toda vía el marco básico que da cuenta de la distribución de las montañas en la superficie terrestre. Se sigue explicando la formación de las montañas por el aumento de masa, de calor y de las combinaciones de ambos en determinada zona de la corteza terrestre (la corteza es la parte superior de la

litosfera). Una corteza más gruesa o tañosas más largas de la Tierra —las a mayor temperatura asciende y crea dorsales oceánicas— son el resultado montañas, puesto que la corteza se del magma que asciende conforme halla esencialmente flotando sobre el van alejándose las placas adyacentes, manto subyacente; la corteza más formando nueva corteza bajo el océagruesa o más caliente (menos densa) no. Estas dorsales discurren por los flota más. La tectónica de placas con- océanos Atlántico, Pacífico Oriental e tribuye al aumento de grosor de la Indico al modo como lo hace la costucorteza tanto por convergencia late- ra de un balón. La dorsal mesoatlánral entre placas adyacentes como por tica, que se extiende a lo largo de más la ascensión de calor y de magma (ro- de 15.000 kilómetros, se eleva hasta ca fundida). 4000 metros sobre las llanuras abisales circundantes. Por otro lado, el calor asociado con el flujo de magma faSubducción o colisión vorece también la elevación de grandes zonas de los continentes, a convergencia de placas se pro- disminuyendo la densidad de la corduce de dos maneras. Una placa teza y aumentando su capacidad de desciende, se subduce, bajo otra de flotar sobre el manto subyacente. camino hacia el manto. En el límite El enfoque sistémico sobre la forde la zona de subducción la placa su- mación de las montañas que empieza perior se engruesa en virtud de la a configurarse añade a esos fenómecompresión sufrida y de la adición de nos tectónicos los efectos de la erosión magma procedente de la fusión de la y del clima, a menudo estrechamenplaca descendente. Por subducción se te entrelazados. En la noción de erohan formado muchas montañas, in- sión se incluye la disgregación de la cluidas la mayoría de las cordilleras roca, los desprendimientos de las verque bordean el océano Pacífico en la tientes y el transporte de sedimentos zona geológicamente activa que cono- por los ríos. La combinación de agencemos por cinturón de fuego. En la co- tes de erosión activos sobre un paisalisión continental, por contra, ningu- je concreto —gravedad, agua, viento na placa se subduce en el manto, y a sí y hielo glaciar— depende del clima lotoda la masa agregada en razón de la cal, de lo abrupto de la topografía y colisión contribuye a la formación de de los tipos de roca que se encuentren montañas. Estas colisiones han crea- en la superficie o cerca de ella. do algunas topografías espectaculaEl clima se halla inextricablemenres; citaremos a este respecto la me- te vinculado a la erosión, pues afecta seta del Tíbet y el Himalaya, que in- a la tasa media de pérdida de matecluye los diez picos más altos del rial en un paisaje. Las condiciones mundo. más húmedas favorecen en general El flujo de magma y de calor hacia tasas de erosión más rápidas, pero la corteza terrestre, por ejemplo du- una mayor humedad contribuye al rante la actividad volcánica, puede crecimiento de la vegetación, que ayuregir también la formación de montañas. Las cadenas mon-

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1. VALLE ESPECTACULAR de las Montañas Rocosas canadienses, esculpido por los glaciares —potente fuerza erosiva— durante la última glaciación.

metidas a una ero- norte del Himalaya ha contribuido a sión más intensa. la formación de la elevada meseta del Los vínculos des- Tíbet. critos demuestran El concepto de retroalimentación que las cordilleras está en el centro de la nueva manera se entienden mejor de entender la formación de las monsi se las considera tañas y la propia repercusión de dicomo un sistema. cha gestación en el sistema Tierra. Se Para abordar el han reconocido o postulado diferentes comportamiento de tipos de retroalimentación. Uno de los un sistema hemos resultados más inesperados de tales d e e m p e z a r p o r hallazgos estriba en cierta observaidentificar sus com- ción: la de que diversas e importanponentes y las inte- tes realimentaciones posibilitan que rrelaciones que ope- el clima y la erosión, procesos super2. EL HIMALAYA y la meseta del Tíbet, definidos con toda ran entre ellos. Por ficiales, influyan profundamente en nitidez en esta imagen de satélite: zona en blanco situada al revestir estas últi- procesos tectónicos que se producen norte y al este de la India. La cordillera que se extiende a lo mas suma impor- muy por debajo de la superficie (y vilargo del límite sur es el Himalaya, fantástica manifestación tancia, con simples ceversa). de la colisión, que aún hoy prosigue, iniciada hace 50 milloentradas al sistema nes de años, cuando la placa tectónica de la India empezó a puede engendrarse incrustarse en la asiática. En la isostasia un sorprendente está la clave complejo de salidas. da a “blindar” la superficie. Las mon- Entre tales complejidades hemos de tañas de las latitudes polares son las contar la retroalimentación, que esna retroalimentación importanmenos vulnerables a la erosión, en tabiliza o desestabiliza los vínculos te es la vinculada al fenómeno parte por la aridez de los climas fríos entre los procesos componentes. En de la isostasia. Así se denomina la y en parte porque los mantos de hie- el ejemplo elemental que hemos es- tendencia de la corteza terrestre a flolo continentales, como los de Groen- bozado, la respuesta del sistema es tar sobre el manto subyacente, más landia y la Antártida, están congela- la altura que alcanza la cordillera, denso y fluido. Lo mismo que cualdos y soldados a la roca subyacente y mientras que la tasa de erosión es quier estructura física, una cordillecausan poca erosión. Por el contrario, una de las entradas. A medida que ra tiene que apoyarse sobre algo y e se los glaciares de montaña (de los Al- las montañas se elevan, aumenta la soporte lo proporcionan principalpes en Europa y de Sierra Nevada en erosión, lo que frena la tasa de creci- mente la resistencia de la corteza y la California) atacan agresivamente la miento. Puesto que esta retroalimen- isostasia. Bajo las altísimas cumbres roca subyacente porque resbalan so- tación tiende a disminuir la entrada de todas las cordilleras existe una bre un colchón de agua de fusión; de —a la vez que modera la respuesta—, “raíz” cortical flotante, adentrada en modo que este tipo de glaciar puede se habla de retroalimentación nega- el manto. Los icebergs ofrecen una ser el agente erosivo más potente de tiva. La retroalimentación positiva analogía útil: puesto que la densidad la Tierra. ejerce el efecto opuesto: acelera cual- del hielo es sólo el 90 por ciento de la Existen otros muchos vínculos en- quier cambio que se dé en un siste- densidad del agua, una masa dada de tre erosión, clima y topografía. Las ma. La creación de una sombra plu- hielo que emerge del agua se apoya montañas provocan el ascenso de los viométrica es un ejemplo de retroali- sobre una masa de hielo nueve veces vientos que soplan sobre ellas, promo- mentación positiva; se inhibe la mayor sumergida. La densidad de la viendo una mayor precipitación sobre erosión, lo que permite la continua- corteza está entre el 80 y el 85 por la cordillera en las vertientes a barlo- ción de la rápida elevación de la cor- ciento de la del manto subyacente, lo vento e intensificando co n ello la ero- dillera. La sombra pluviométrica al que posibilita que en él se enraícen sión. Conocido como orográfico, este efecto es responsable además de la “sombra pluviométrica” que crea deVIENTOS DOMINANTES VIENTOS DOMINANTES a b siertos en el sotavento de las cordilleras (véase la figura 3 ). La altura también puede afectar a la erosión, puesto que la temperatura media disminuye con la altitud, así que los picos más altos tienden a tener menos EROSION EROSION vegetación y más propensión a sufrir la erosión de glaciares. En las regiones templadas la tasa de erosión es proporcional a la pendiente media, lo que se atribuye a los procesos graviSUBDUCCION SUBDUCCION tatorios y fluviales, más fuertes cuanto más abruptas sean las vertientes. Tomados en su conjunto, todos estos 3. EL EFECTO OROGRAFICO es el fenómeno en virtud del cual las montañas fuerzan la ascensión de las corrientes de aire que chocan contra ellas; a resultas de lo hechos inducen a pensar que las mon- cual aumentan las precipitaciones en la cima y en la vertiente de barlovento. En tañas desarrollan sus propios climas una cordillera cercana a un océano, por ejemplo, cuando los vientos dominantes a medida que crecen, soliendo tornar- soplan hacia alta mar, en sentido contrario al de subducción (a), la erosión se conse más húmedas y frías y viéndose so- centra en las vertientes interiores de la cordillera, dejando expuestas las rocas más

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decenas de kilómetros de corteza que EROSION aguantan montañas de varios kilómetros de altura. La isostasia es el mecanismo cla ve que vincula la evolución tectó nica de una montaña, o evolución interna, con su desarrollo geomórfico, o externo. Cuando la erosión de la superficie desplaza masa, la isostasia responde levantando toda la cordillera para reemplazar aproximadamente el 80 por ciento de la masa eli4. LA ASCENSION ISOSTATICA se produce como resultado de la tendencia de una minada. Esta ascensión explica muchos fenómenos que resultaban montaña a “flotar” sobre el manto, más denso y fluido (no representado). La erosión enigmáticos antes de que se aprecia- provoca la ascensión de la corteza, mientras que la acumulación de los sedimentos resultantes la hunde. ra cabalmente el papel ejercido por la retroalimentación en la formación de las montañas. ¿Tiempos tectónicos Determinadas medidas muy pre- que montañoso y, por tanto, abarca poco corrientes? cisas realizadas a lo largo de la cos- vall es y cimas. ta atlántica de Estados Unidos han Si bien la isostasia puede estarlos revelado a este propósito que el sue- levantando durante millones de años, a construcción de montañas, inlo se eleva a una tasa comprendida los paisajes no sujetos a elevación cluidas las antiguas que se formaentre unos milímetros y unos centí- tectónica acaban sucumbiendo a la ron y erosionaron en el pasado remometros por siglo. Se trataba de un erosión. De acuerdo con diversos tra- to, puede dejar vestigios en el registro dato desconcertante, toda vez que los bajos, grandes extensiones de Aus- geológico: flujos de lava, intrusión de Apalaches se hallan en el interior de tralia constituirían buenos ejemplos magma, afloramiento en superficie de la placa norteamericana, donde no de paisajes muy antiguos erosiona- rocas que estuvieron profundamente existe ningún borde convergente de dos. Estas regiones, que no han ex- enterradas, amén de copiosos sediplaca que justifique el levantamien- perimentado ningún levantamiento mentos depositados en las cuencas de to. Hubo geólogos que, en consecuen- tectónico en centenares de millones tierras bajas y fósiles de plantas de las cia, consideraron erróneos los resul- de años, se encuentran como mucho que se sabe que no prosperan más que tados de tales medidas. Pero tenien- a unos cientos de metros sobre el ni- a grandes altitudes. Mediante el estudo en cuenta el nuevo enfoque, la vel del mar. Sus tasas de ascensión dio de tales indicadores correspondienascensión medida o parte de ella superficial parecen corresponderse tes a períodos diferentes cabe deducir puede ser la respuesta isostática a con una respuesta exclusivamente el alcance de la formación de montala erosión, especialmente en las isostática a la erosión. En montañas ñas en la Tierra en distintos momenáreas más elevadas de los Apala- tectónicamente activas, pensemos en tos y, por tanto, entrever mejor el deches. La erosión concentrada en el el Himalaya y en los Alpes, el levan- sarrollo del planeta. fondo de los valles fluviales puede tamiento medido refleja una combi Varios geólogos se han fijado en la ser especialmente significativa, ya nación de fuerzas regidas por la tec- abundancia relativa de sedimento, en que puede impulsar las cumbres tónica con el levantamiento isostáti- la actividad magmática y en otros inhasta altitudes mayores de las al- co gobernado por la erosión. Dados dicadores potenciales de la formación canzadas antes de que empezara la los ritmos a los que las montañas se de montañas. Y han llegado a la conerosión. Cabe tal posibilidad porque elevan y se desgastan, podemos de- clusión de que los últimos 40 millones la remoción de masa está localizada ducir que, a lo largo de la historia, de años representan una anómala (en los valles), mientras que la res- han surgido y desaparecido docenas oleada de actividad tectónica y de forpuesta isostática levanta todo el blo- de grandes cordilleras. mación de montañas. Mas, por otro lado, este mismo período geológico revela un gran cambio climático planetario, un enfriamiento general que transformó las tierras templadas y cubiertas de vegetación de Groenlandia y la Antártida en mantos de hielo permanentes y que culminó en los glaciares que, durante los dos últimos millones de años, cubrieron Norteamérica y Europa. Nos encontramos, pues, ante dos teorías opuestas sobre la formación de cordilleras y del clima durante los últimos 40 millones de años: o la formación intensiva de montañas causó el cambio climático planetario o fue profundas y deformadas de esa zona. Cuando el viento sopla en el mismo sentido este cambio el determinante de la exde la subducción (b), la erosión denuda las vertientes costeras de la cordillera, cepcional generación de cordilleras. haciendo subir, literalmente, las rocas “profundas” hacia la superficie. En este La primera teoría afirma que la caso las vertientes interiores de la cordillera quedan en una árida zona de “sombra fuerza y la amplitud del proceso oropluviométrica”, como en el desierto de la vertiente oriental de la californiana Sierra Nevada ( fotografía). génico enfriaron la Tierra como resul-

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El Himalaya y los Apalaches

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l Himalaya y los Apalaches se cuentan entre las mayores cordilleras de la Tierra. Aunque ambas se formaron por colisiones continentales, difieren entre sí tanto como de cualqu ier otra. Su comparación ilustra las principales claves del nuevo enfoque sistémico sobre la formación de montañas. Con una extensión de 2500 kilómetros y situado entre el norte de la India y el sur del Tíbet, el Himalaya es la reina de las cordilleras. En ella se alzan las cimas más encumbradas del mundo, incluido el Everest, la más alta, a 8848 metros. Junto a la meseta del Tíbet, al norte de la cordillera y al sudoeste de China, el Himalaya contiene la mayor masa m ontañosa total del globo. Siempre se ha considerado este cinturón como la mayor masa montañosa elevada que haya visto la Tierra en los últimos mil millon es de años. Por otro lado, la meseta del Tíbet da la impresión de ser una llanura desértica. La meseta es la mayor extensión terrestre del planeta a más de 5000 metros de altitud. Esta extrema y variada topografía se desarrolló durante los últimos 50 millones de años, como resultado de la colisión entre las placas tectónicas asiática e india. La colisión empezó a comprimir la India y el Tíbet, activando una serie de fallas de compresión de dimensiones corticales que introdujeron parte del continente indio bajo el sur de Asia. La velocidad de avance de la India hacia el norte antes de la colisión era de 15 a 20 centímetros por año; más tarde se redujo a 5. Tal desaceleración de todo un continente es menos sorprendente que el hecho de que la India haya continuado penetrando bajo Asia meridional unos 5 centímetros al año durante los últimos 40 o 50 millones de años. La India se ha adentrado 2000 kilómetros en la placa

LOS APALACHES Y EL HIMALAYA se formaron mediante el mismo conjunto de procesos geológicos, aunqu e con 250 millones de años de diferencia. Mucho más tiempo de erosión ha dado a los viejos Apalaches (izquierda ) una apariencia menos abrupta

asiática, adelantándose o rezagándose 800 kilómetros, doblando el grosor de la corteza, levantando el Himalaya y la meseta del Tíbet y desplazando amplias zonas de Indochina y de China oriental hacia el este y el sudeste. La construcción del Himalaya y de la meseta del Tíbet pone de manifiesto los principios de la concepción interactiva de la formación de montañas. Por ejemplo, el levantamiento de la meseta parece que desencadenó un cambio climático hace unos ocho millones de años, que fortaleció extremadamente los monzones asiáticos, el patrón de lluvias estacionales intensas que afecta al sur de Asia. El monzón intensificó la erosión del Himalaya,

tado del influjo entre montañas y cli- interpretación, según la cual se tra- interrelaciones múltiples. El que no ma. En tal marco los glaciares tien- taría de un período de formación ace- se sepa qué inició los cambios de cliden a autoperpetuarse: una vez lerada de montañas. Muchos climató- ma y de topografía ocurridos en los establecidos, aumentan la reflectivi- logos opinan que el enfriamiento glo- últimos 40 millones de años no signidad, o albedo, de la superficie, con lo bal vino impulsado por la deriva fica que se ignore que las interaccioque baja la temperatura y se promue- continental, que modificó la distribu- nes de muchos tipos existentes en es ve la formación de más hielo. Una am- ción de las áreas continentales y las te sistema encierran capacidad sufiplia ascensión de grandes masas mon- oceánicas respecto a la latitud, así co- ciente para agrandar cualquier tañosas en los últimos 40 millones de mo el patrón de las corrientes oceáni- cambio, ni que la tectónica, el clima años pudo haber incrementado el área cas, que constituyen el principal me- y la erosión actuaron de forma conde la Tierra cubierta por glaciares de canismo con que cuenta la Tierra pa- junta en la creación de las pruebas montaña, lo que habría aumentado el ra compensar el desequilibrio térmico geológicas que encontramos hoy. albedo del planeta. El dióxido de car- que existe entre el ecuador y los pobono atmosférico podría haber cons- los [véase “Clima caótico” de Wallace El tirón de la erosión tituido otro importante agente de re- S. Broecker; INVESTIGACIÓN Y CIEN troalimentación. CIA , enero de 1996]. ¿Cómo pudieron De acuerdo con cierta interpreta- estos cambios climáticos remedar los l reconocimiento de diversos tipos ción, la formación de montañas alte- efectos de la formación de montañas? de interacciones en el sistema de ra la distribución planetaria de pre- A través del ascenso isostático. Según formación de montañas revela que la cipitaciones de lluvia y nieve, incre- esta interpretación, el enfriamiento erosión no sólo participa en el modementando el ritmo de desintegración planetario intensificó la erosión en lado de las montañas, sino que dirige de las rocas por disolución y por rea c- muchas cadenas montañosas. La ero- también procesos tectónicos que suceciones químicas. Según esta hipóte- sión, agudizada sobre todo en el fon- den a gran profundidad de la corteza. sis, la meteorización química acelera- do de los valles fluviales y glaciales, El factor limitante definitivo que deda extrajo dióxido de carbono de la at- provocó el incremento del ascenso de termina el crecimiento de las montamósfera, debilitando el efecto las cimas a medida que la isostasia ñas es la gravedad. Así, la erosión, meinvernadero y, por tanto, induciendo compensaba la erosión. diante la disminución del peso de las un clima global más frío. Esta paradoja geológica, en la que cordilleras, acelera los procesos tectóPero quizá fue el climático el más no se sabe a ciencia cierta si el clima nicos que ocurren bajo las montañas. intenso e independiente de los cam- global es la causa y la formación de Por este motivo se puede interpretar bios operados en los últimos 40 millo- montañas el efecto, o al revés, versión que las montañas succionan corteza nes de años. Esta teoría sostiene que a escala geológica de la precedencia mediante los procesos erosivos y la suel cambio climático dejó huellas geo- del huevo o la gallina, es una circula- ben a la superficie. De esta manera la lógicas que han recibido una errónea ridad frecuente en los sistemas con erosión deja huellas patentes en las

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que la del Himalaya (derecha ), al que todavía levantan potentes fuerzas tectónicas. El Himalaya es, quizá, la mayor masa montañosa que haya emergido en la Tierra en los últimos mil millones de años.

multiplicando más de trece veces el flujo de sedimentos procedentes de los ríos Indo y Bengala. La intensificación de los monzones asiáticos causó, según parece, un incremento en la ascensión del Himalaya, ya que la isostasia (flotación) de la corteza respondió a la acentuación de la erosión en la región. El interior de la meseta tibetana evolucionaba mientras tanto con mayor parsimonia, pues se encuentra en la sombra pluviométrica del Himalaya y los grandes ríos todavía no se han abierto paso en ella. Aunque los Apalaches no alcancen la espectacularidad del Himalaya, los formaron los mismos procesos tectónicos y sufren

una modelación regida por la misma retroalimentación sistémica. La diferencia fundamental radica en la edad: el Himalaya tiene unos 50 millones de años de antigüedad, mientras que la principal ascensión de los Apalaches culminó hace entre 250 y 350 millones de años. La costa oriental de Nor teamérica es hoy geológicamente el lado tranquilo del continente. Pero hace más de 200 millones de años era un semillero de montañas en vías de formación. A lo largo de varios centenares de millones de años que precedieron a la fecha anterior, el predecesor del océano Atlántico (océano Iapetus) estuvo subduciendo bajo Norteamérica oriental. A medida que se cerraba el Iapetus, al menos tres masas continentales menores, probablemente arcos de islas análogos al Japón actual, se incrustaron en el continente. Después el proceso de formación de montañas culminó con la colisión de Africa con Norteamérica oriental. Los Apalaches iniciales que resultaron de estas colisiones s e ha estimado que tuvieron una anchura de unos 250 a 350 kilómetros, elevaciones medias de entre 3500 y 4500 metros y picos aislados quizá mucho más altos. Un estudio sugiere que, durante los últimos 270 millones de años, la erosión ha barrido entre 4500 y 7500 metros de material de la superficie de los Apalaches. (Este hecho no significa que las montañas fueran alguna vez 4500 o 7500 metros más altas; la ascensión isostática, reiteramos, continuó levantando las montañas en respuesta a la erosión.) Durante los últimos 200 millones de años, a medida que Norteamérica se separaba de Afr ica y el océano Atlántico empezaba a abrirse, sucesos secundarios pudieron haber provocado episodios menores de levantamiento, pero la erosión ha sido el proceso dominante en el modelado de esta cordillera.

rocas y en los patrones de deformación vertiente marítima de la cordillera, llones de años, experimentando poco cortical de las montañas y de lo que se la encarada a la placa que se subdu- o ningún cambio, puesto que la tasa encuentra bajo ellas. ce. Se trata de un fenómeno que in- de erosión iguala la de ascensión. El tipo de roca presente en la su- tensifica la deformación y la exhumaperficie de una montaña lo determi- ción de rocas corticales de las profunTres estadios nan en parte el clima local y la tasa didades. y tipo de erosión. La erosión influye Pero si los vientos dominantes curen la composición y la estructura de san en sentido opuesto al de la subese al número escaso de montalas montañas y no sólo en la topogra- ducción, la erosión se concentra en la ñas sujetas a un equilibrio perfía. El metamorfismo de las rocas vertiente terrestre de la cordillera, de fecto, varias pudieron alcanzarlo al(cambios debidos a aumentos de pre- modo que la deformación resulta bas- guna vez a lo largo de su historia. Tosión y de temperatura) y la formació n tante uniforme en toda ella y la e xhu- do indica que las cordilleras pasan por de muchos minerales están condicio- mación profunda se limita a la ver- tres fases distintas. La primera, el esnados por los cambios de presión y tiente interior o continental. tadio generador, empieza con la contemperatura desde la superficie haUn estudio de los núcleos erosiona- vergencia de placas o con cualquier cia el interior de la corteza. Según pa- dos de varias cordilleras antiguas re- otro episodio tectónico que engruesa rece, aspectos secundarios del clima veló, más de dos mil millones de años la corteza y provoca la elevación de la y de la erosión, como la velocidad y la después de que la cordillera devinie- topografía. Durante esta fase las tadirección del viento, o diferencias mí- ra tectónicamente inactiva, que la sas de levantamiento superan a las nimas de latitud pueden influir pro- huella de la orografía y del sentido de erosión. Pero las de erosión se infundamente en la historia de la tem- del viento permanece evidente en la crementan drásticamente conforme peratura y, por tanto, en e l tipo de ro- distribución de rocas succionadas ha- se acentúan las ascensiones y el relieca que se genera en el curso evolutivo cia el macizo mediante una erosión ve. En función del tamaño de la corde una cordillera. regida por el clima. dillera y del clima local la ascensión Se ha recurrido a modelos informáCon la acumulación de pruebas de puede persistir hasta que la tasa de ticos para examinar los efectos de la que el ascenso tectónico y la erosión erosión o la resistencia de la corteza dirección de los vientos dominantes y pueden producirse a escalas tempora- impidan que su elevación media siga de la orografía en la distribución de les y a ritmos similares, son muchos aumentando. Esta es la fase segunda, diferentes zonas metamórficas de las quienes han llegado a la conclusión de un estado estabilizado que continúa cordilleras. En las montañas forma- que la topografía de algunas cordille- mientras las tasas de ascensión y de das por subducción, los vientos domi- ras ha alcanzado la estabilidad. En es- erosión se mantengan iguales. Cuannantes que avanzan en el sentido de te estado, el tamaño y la forma básica do disminuye la ascensión, la erosión la subducción provocan que la mayor de las montañas pueden permanecer empieza a dominar y se inicia el estaparte de la precipitación caiga en la estables durante cientos de miles o mi- dio final. La elevación media de la cor-

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dillera comienza un largo y lento declive. El ciclo puede interrumpirse o complicarse en cualquier estadio por acontecimientos tectónicos o climáticos y por las interacciones entre ellos y la erosión. La revolución que entraña el nuevo modelo de desarrollo de montañas no desmerecerá de la que desató la tectónica de placas hace tres decenios. Así como la tectónica de placas sirvió para explicar la distribución mundial de terremotos, volcanes, fósiles y de diferentes rocas y minerales, la nue va interpretación sobre la formación de las montañas muestra el modo en que las fuerzas tectónicas, el clima terrestre y la topografía interactúan para crear algunos de los más espectaculares paisajes de la Tierra. Al igual que la tectónica de placas, el nuevo modelo también esclarece algunos fenómenos que han confundido durante mucho tiempo a los geólogos. Las simulaciones por ordenador que incorporan varios preceptos principales del modelo, por ejemplo, han logrado simular los efectos de historias tectónicas complejas, de variabilidad climática y de distintos contextos geológicos. Las nuevas investigaciones aportarán mayor información sobre el modo en que las grandiosas cordilleras se elevan, evolucionan y se desmantelan. También revelarán el papel que ejercen las montañas en la modificación del clima y de la tectónica de nuestro planeta.

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA LANDFORM DEVELOPMENT BY T ECTONICS AND DENUDATION. T. Yoshikawa en The-

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Las cordilleras de plegamiento y el ciclo supercontinental J. Brendan Murphy y R. Damian Nance

Los continentes se juntan en una sola masa terrestre cada 500 millones de años. Los procesos tectónicos relacionados con la formación y la rotura de estos supercontinentes dan cuenta del origen de las cordilleras de plegamiento

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n los últimos años se ha lle- gener, quien postuló la teoría de la de- continente anterior; durante ese ingado a la sorprendente con- riva continental en 1912, llamó, a ese tervalo se produjeron profundos camclusión de que en el movimien- progenitor continental, Pangea (voz de bios ambientales: alteración de la to de la corteza terrestre se manifies- origen griego que significa “todas las composición del agua del mar, camta un comportamiento ordenado: cada tierras”). La hipótesis recibió el res- bios en el clima global y variaciones pocos cientos de millones de años to- paldo de los geólogos cuando compro- del nivel del mar en toda la Tierra. dos los continentes se congregan en baron que las estructuras con más de Estos cambios ejercieron una decisiuna masa de tierras, en un supercon- 180 millones de años de antigüedad va influencia en la evolución de los tinente. Una peculiaridad de esta teo- encajaban por sus márgenes continen- seres vivos, ya que coincidieron con ría es que puede explicar las diversas tales. Los datos sobre distribución de la aparición de los primeros organismaneras de formarse las cordilleras especies vegetales y animales, así co- mos multicelulares complejos, los de plegamiento existentes en el glo- mo los relativos a zonas climáticas an- cuales prepararon el camino para el bo. También los geólogos dedicados a tiguas, corroboran la idea. desarrollo de las formas de vida mola reconstrucción de pretéritas situaPero los investigadores están cada dernas, seres humanos incluidos. ciones geográficas de los continentes vez más convencidos de que Pangea hallarán ayuda en nuestro modelo. no fue el primer supercontinente. A ué pudo haber originado la rotura y dispersión de Pangea El conocimiento que poseemos de principios de los años setenta, J. Tulos continentes arranca de la teoría zo Wilson, entonces en la Universi- (o de cualquier supercontinente antede la tectónica de placas, avanzada dad de Toronto, señaló los fenómenos rior)? Se han propuesto dos teorías hace más de un cuarto de siglo. Apor- térmicos del interior terrestre como complementarias para resolver la taba ella una primera explicación ca- posible causa de la dispersión y pos- cuestión. Don L. Anderson, del Instibal del origen de las cordilleras de terior reunificación de un continente, tuto de Tecnología de California, arplegamiento, del desarrollo y la des- mediante la periódica apertura y gumenta que los continentes se sepatrucción de las cuencas oceánicas y cierre de los océanos. Más tarde, uno ran porque las rocas que los constitude la distribución global de terremode los autores (Nance) desarrolló, jun- yen son malas conductoras del calor tos y volcanes. La litosfera —capa rí- tamente con Thomas R. Worsley y Ju- en comparación con los fondos oceágida externa de la Tierra que abarca dith B. Moody, de la Universidad de nicos (basálticos), más delgados y tanto los fondos oceánicos como las Ohio, el planteamiento de Wilson, densos. Los macrocontinentes, o suelevadas masas continentales— se proponiendo la existencia de un ciclo percontinentes, actúan, por tanto, a divide en siete grandes secciones o supercontinental con un período de modo de coberteras aislantes que eviplacas; sitúanse éstas sobre la aste- unos 500 millones de años. tan el escape de calor del manto. Las nosfera, capa caliente y plástica del Una apoyatura importante para la temperaturas aumentan bajo el sumanto terrestre. El calor liberado por defensa de ese ciclo reside en la apa- percontinente de forma muy parecilos elementos radiactivos del interior rente existencia de intensos episodios da a lo que sucede bajo un libro que terrestre alimenta las corrientes de de formación de cordilleras y de rotu- reposa sobre una manta eléctrica. Al convección en las profundidades de ra continental a intervalos de aproxi- acumularse el calor, el material de la nuestro planeta, corrientes que im- madamente 500 millones de años. Co- base de la litosfera se vuelve menos pulsan las placas por la superficie menzamos por buscar confirmación denso y abomba y agrieta el continencon una velocidad de varios centíme- de nuestra hipótesis desentrañando te suprayacente. La roca fundida protros por año. las notas geológicas de Pangea, el su- cedente de una astenosfera sobrecaSi retrotraemos los movimientos ac- percontinente más reciente. Aplica- lentada penetra rápidamente por las tuales, llegamos a la conclusión de que mos luego nuestro modelo a un pe- fracturas resultantes, que irán dilatodos los continentes que bordean el ríodo crítico de la historia de la Tierra, tándose a medida que se distancien océano Atlántico formaban parte de hace entre unos 700 y 500 millones las piezas del supercontinente fraguna misma masa sólida que se frag- de años, que asistió a una suce sión de mentado. mentó hace unos 180 millones de años. episodios geológicos, asociados (se El segundo modelo de dispersión El meteorólogo alemán Alfred L. We- cree) a la constitución de un super- supercontinental, propuesto por An-

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drew Hynes, de la Universidad McGill, atribuye la rotura a los efectos de la rotación de la Tierra. Al estar constituido por una masa elevada que desequilibra la morfología de la superficie terrestre, el supercontinente adquiere un momento angular muy grande, generador de esfuerzos continuados en el interior de dicha masa que, andando el tiempo, acabarán por rasgarla y dividirla. Es probable que ambos modelos intervengan en la rotura supercontinental. En uno y otro caso, el propio su-

percontinente es el sembrador de la liente se erige en centro de expansión, semilla de su destrucción, desde el conocido técnicamente como dorsal mismo proceso de su formación. El ma- oceánica. Al continuar ascendiendo el terial astenosférico que rellena los es- material caliente por la dorsal, el océapacios entre los fragmentos continen- no se ensancha y los continentes deritales es más denso que la corteza con- van, alejándose uno de otro. Se trata tinental, porque el manto abunda más de un fenómeno que hoy está aconteen hierro y magnesio. En razón de ello, ciendo en pleno océano Atlántico, allí cuando el magma inyectado se enfría donde se forma corteza nueva confory solidifica, tiende a hundirse; crea así me ambas Américas se alejan de un área deprimida que terminará por Europa y Africa. inundarse y convertirse en el fondo de La dispersión de los continentes no un nuevo océano. La hendidura primi- puede continuar indefinidamente. La tiva por donde surgió el material ca- corteza oceánica se enfriará y aumen-

1. SUPERCONTINENTE PANGEA, hace 290 millones de años. Las colisiones continentales formaron cordilleras de plegamiento interiores (morado). El fondo oceánico hundido en el interior caliente de la Tierra originó volcanes y abombamien-

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tos en la periferia del supercontinente (naranja). Los procesos que desembocan en la aglomeración y la dispersión de los supercontinentes explican la amplia diversidad de cordilleras de plegamiento.

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tará de densidad a medida que se prolongue su exposición en superficie; el suelo marino se hundirá en su retiro de la dorsal. Los científicos que estudian el fondo del Atlántico han comprobado que la edad y la profundidad del mismo crecen con su alejamiento de la dorsal Atlántica. Las rocas más antiguas del fondo atlántico, de unos 180 millones de años, se encuentran en los márgenes del Atlántico central. Los fondos oceánicos más antiguos, situados junto a los márgenes, adquieren con el tiempo mayor densidad que la poseída por la astenosfera subyacente. Las profundas fosas oceánicas, pensemos en la de las Marianas del Pacífico, denuncian zonas de subducción, lugares donde se hunde la corteza oceánica fría y retorna al interior terrestre. De acuerdo con los cálculos realizados por Hynes, el aumento de la densidad sobrepasa la resistencia a la subducción cuando el fondo oceánico alcanza una edad aproximada de 200 millones de años; de hecho, no se ha encontrado, en los océanos actuales, corteza con más de 200 millones de años. Cabe suponer, pues, que el Atlántico esté acercándose a su edad y anchura máximas. Dentro de unas pocas decenas de millones de años debería comenzar la subducción en zonas de ese mar donde el suelo oceánico es más viejo, junto a los márgenes continentales. Cuando tal ocurra, el borde entrará en actividad geológica, interrumpiéndose la deriva actual de los continentes hacia el exterior. Los cambios térmicos operados en las profundidades de la Tierra contribuyen a conseguir que la subducción produzca un arrastre neto de los continentes hacia el interior. El calor acumulado originariamente bajo los supercontinentes, que culminó en la formación de una dorsal oceánica, escapa con facilidad por el delgado fondo marino. Por tanto, las piezas del supercontinente se hunden al separarse y las corrientes de convección que las impulsan acaban deteniéndose. De esta manera, la subducción en los márgenes oceánicos sirve para reunir de nuevo a los continentes dispersados. Por último, los océanos abiertos entre los continentes desaparecen y éstos colisionan: se crea un nuevo supercontinente, preparándose el escenario para el ciclo siguiente. Basándose en la evolución deducida en el caso de Pangea, se cifra la esperanza de vida de un supercontinente en unos 100 millones de años. Los océanos que se forman cuando el supercontinente se rompe no pueden durar más de 400 millones de año s, si se


cierran con una velocidad aproximadamente igual a la de apertura.

Esos choques destrozan las plataformas continentales de las placas afectadas. El borde de un continente poyándonos en conceptos del ci- cabalga sobre el del otro, originando clo supercontinental y de la tec- un extenso abombamiento o plegatónica de placas, hemos desarrollado miento de las capas superficiales en un modelo global para explicar la un inicio horizontales. En virtud de enorme variedad de cordilleras de ple- ello, aumenta notablemente el espegamiento que hay en la Tierra. Y he- sor de la litosfera en la zona de colimos sabido que la reunión y rotura de sión. Los esfuerzos de compresión allos supercontinentes han de crear dos zan la placa superior y forman elevatipos diferentes de cordilleras de ple- das montañas. gamiento u orógenos (de oros, palabra En los sectores de colisión entre los griega que significa montaña). Las co- componentes de Pangea, aparecen lisiones entre continentes pliegan y restos erosionados de cordilleras de abomban la corteza; las cordilleras de plegamiento levantadas. El encuentro plegamiento resultantes reciben el de Laurentia con Báltica dio lugar al nombre de orógenos interiores, por cinturón orogénico caledoniano, una quedar dentro de los supercontinen- zona extensa y deformada que delimites tras su amalgamación. En la corta la existencia de una cordillera de dillera del Himalaya tenemos un re- plegamiento erosionada que se prolonflejo de la colisión actual de la India ga de Irlanda al norte de Escandinacon Asia. La subducción de la corteza via y Groenlandia. Cuando Laurasia oceánica en el margen de un continen- se estrelló contra Gondwana apareciete o supercontinente alza la corteza ron cordilleras de plegamiento y fallas suprayacente y dispara la actividad en el sur (orógeno de Ouachita) y es volcánica, produciendo tipos muy di- te (cordillera de los Apalaches) de los ferentes de cordilleras de plegamien- Estados Unidos. Y cuando Laurasia to: los orógenos periféricos; de esta case unió con Siberia, surgieron también tegoría son las Montañas Rocosas, que cordilleras semejantes en Europa reflejan la subducción de las placas oriental: los Urales. del océano Pacífico bajo Norteamérica occidental. as orogénesis interiores presenPangea sirve para comprobar si tan ciertas características que los geólogos reconocen. Las fuerzas de nuestro modelo de orogénesis interior y periférica está de acuerdo con los mo- choque empujan la placa cabalgada vimientos conocidos de los continentes. hacia las regiones más profundas y Para reconstruir las posiciones de los calientes del interior de la corteza continentes en el pasado hay varias terrestre. Los minerales formados en técnicas. Algunas rocas volcánicas y la vecindad de la superficie, tornados sedimentarias ricas en hierro regis- inestables por culpa de las mayores tran, al constituirse, la orientación del temperaturas y presiones que deben campo magnético terrestre, y actúan sufrir, se funden y ascienden a la suasí de brújulas que revelan la latitud perficie; en algunos casos reaccionan local en aquella época. Conocemos, entre sí o desarrollan procesos metaademás, la edad de esas rocas a través mórficos para formar nuevas asociadel estudio de los isótopos radiactivos. ciones más estables. Las rocas meta Y, por último, podemos inferir las po- mórficas resultantes se denominan de siciones relativas de los continentes en alto grado porque sólo cristalizan en tiempos remotos a partir de la reunión las condiciones de elevadas temperade grandes segmentos geológicos que turas y presiones que reinan cerca de se han dividido en una época reciente la base de la corteza. Cuando en la zona de colisión conde los movimientos de las placas. En la formación del supercontinen- tinental cesan los esfuerzos de comte Pangea intervinieron múltiples co- presión, entonces la corteza, deprimilisiones a lo largo de muchos millone s da aunque todavía poco densa, reacde años. Entre hace 420 y 380 millo- ciona con rapidez, a la manera que nes de años, Laurentia (masa conti- emerge un tablón de madera hundido nental en la que se encontraba gran en el agua si levantamos la fuerza que parte de la Norteamérica actual) cho- lo retiene. Con los años, por millones, có con Báltica (Europa). Las dos mala erosión elimina la corteza que se essas se unieron para formar Laurasia. tá levantando por esta causa, hasta Posteriormente, entre 360 y 270 mi- que aflora en la superficie la corteza llones de años atrás, Laurasia colisio- continental de alto grado, tiempo nó con Gondwana (integrada por seg- atrás situada a gran profundidad. mentos de Africa, India, Sudamérica, Por culpa de ese levantamiento en Australia y Antártida actuales) y con masa y de la ingente erosión a que da lugar, no suele conservarse el reSiberia. Así nació Pangea.

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gistro subsuperficial de las orogénesis interiores. Por contra, podrían depositarse enormes cantidades de nuevos sedimentos sobre las rocas antiguas de alto grado. Pero los expertos no encuentran dificultad en descubrir las señales de una colisión

continental en caso de que estos estratos afloren. Los sedimentos que se acumulan tras la formación de las cordilleras de plegamiento no están sujetos a los esfuerzos compresivos de sus predecesores. Serán, pues, de minerales ori-

ginados a temperaturas y presiones bajas, y se estructurarán en capas paralelas poco deformadas, en neto contraste con las rocas de alto grado plegadas o basculadas infrayacentes. Las orogénesis interiores antes citadas cumplían, como cabía esperar,

Funcionamiento del ciclo supercontinental

2. EL RESQUEBRAJAMIENTO DEL SUPERCONTINENTE da lugar al nacimiento de océanos interiores similares al Atlántico actual (izquierda). Los márgenes de los continentes que se separan son estables desde el punto de vista tectónico; en ellos se acumulan sedimentos sin deformar que registran un período de tranquilidad relativa (arriba). En el margen pasivo, los sedimentos continúan acumulándose hasta que los continentes alcanzan su máxima dispersión.

3. DISPERSION MAXIMA de los continentes. Se produce cuando los océanos interiores alcanzan una edad aproximada de 200 millones de años. Las zonas más viejas de los océanos interiores comienzan entonces a hundirse, o subducir, en el interior terrestre (izquierda). La subducción genera un magma que alimenta los volcanes situados en el continente suprayacente. Puede darse a la vez otro proceso de subducción en el océano exterior, formando arcos de islas detrás de las placas (arriba).

4. COLISIONES CONTINENTALES promovidas por el cierre de los océanos interiores. Los choques crean cordilleras de plegamiento interiores, así como extensas áreas con intensa deformación, levantamiento y erosión (izquierda). Las zonas de subducción se sitúan alrededor del borde del supercontinente. Los arcos de islas pueden provenir del océano exterior y agregarse a los bordes (arriba).

5. FRAGMENTACION ULTERIOR del supercontinente in stada por esfuerzos térmicos y rotacionales. La subducción exterior prosigue allí donde el margen continental es ortogonal al movimiento (izquierda, arriba). Aparecen fallas transformantes cuando el movimiento de la placa es casi paralelo a la orientación del margen (izquierda, aba jo). Los sedimentos se acumulan en los márgenes pasivos (arriba).

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SEPARACION CONTINENTAL

SUPERUNION CONTINENTAL CONTINENTE


UNION CONTINENTAL

PANGEA


COMIENZO DE LA SUBDUCCION

PROCESOS INTERIORES

OCEANO INTERIOR

OCEANO JAPETO

OCEANO ATLANTICO

PROCESOS PERIFERICOS

1000

900

800

700

600

500

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300

200

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MILLONES DE AÑOS ANTES DEL PRESENTE

6. ESTE ESQUEMA CRONOLOGICO LINEAL ilustra la formación de cordilleras de plegamiento en relación con la congregación y fragmentación de los dos supercontinentes de los últimos mil millones de años. Las cordilleras se originan mediante dos tipos de procesos, interiores y exteriores. Intervienen los procesos interiores (línea superior ) cuando chocan los continentes,

esas características mineralógicas, sedimentarias y estructurales. El registro geológico contiene escasos testimonios, si alguno, de la formación de montañas en márgenes continentales antes de que Pangea comenzara a congregarse. El perímetro del océano Atlántico actual se muestra tranquilo. Los depósitos que se acumulan en estas áreas estables se denominan sedimentos de margen pasivo. Tales sedimentos se depositaron, por ejemplo, a lo largo del margen oriental estable de Norteamérica hace entre 600 y 480 millones de años. Cuando los continentes alcanzaron su separación máxima y comenzó la subducción de los océanos interiores (hace unos 480 millones de años en Norteamérica), las condiciones tectónicas sufrieron un cambio drástico. El hundimiento del fondo oceánico bajo los continentes modificó los márgenes anteriormente tranquilos e inició un período de formación de cordilleras de plegamiento.

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n su penetración en la astenosfera, la corteza oceánica subducente arrastra componentes volátiles (principalmente agua) que rebajan el punto de fusión de los minerales circundantes. Este efecto, combinado con la elevada temperatura de la astenosfera, produce la fusión del material situado por encima y por deba jo del bloque que se introduce. Los minerales fundidos resultantes, denominados en general magmas, suben hacia la superficie, llevando consigo el calor y su composición química distintiva. Dichos magmas adquieren la llamada composición calcoalcalina como resultado de su in-


creándose cordilleras de plegamiento (conos violeta). Los océanos interiores se abren cuando los continentes se separan, y comienzan a cerrarse con el fenómeno de la subducción. Los procesos periféricos (línea inferior ) muestran la formación de montañas volcánicas (conos naranja) en los márgenes continentales al penetrar corteza oceánica bajo una placa.

teracción con el oxígeno y agua arras- pobres en sílice que los que lo hacen trados por la placa descendente. por corteza continental. Esta dispari Algunos magmas llegan a la super- dad de composición se recoge en el ficie y surgen en forma de volcanes. distinto contenido mineralógico de las El material que se enfría y solidifica rocas resultantes, lo que nos faculta en cámaras profundas origina rocas para deducir la cronología y geomeplutónicas (en honor de Plutón, dios tría de los episodios antiguos de forromano del mundo subterráneo), gra- mación de montañas. nito por ejemplo. El calor y los mateEl material procedente de las zonas riales de menor densidad que suben de subducción exteriores surge en la desde el bloque introducido alzan el superficie del fondo oceánico a cierta borde continental suprayacente, pro- distancia detrás del continente que duciendo la aparición de una cadena avanza hacia adentro. Este material de montañas. crea arcos de islas, o cadenas de islas La subducción y correspondiente volcánicas. Se cree que hace aproxiformación de montañas asociada a la madamente 470 millones de años se periferia de un continente pueden dar formó una serie de estos arcos a lo larcomienzo en cualquier momento, se- go de la costa occidental de Norteagún la edad del fondo oceánico adya- mérica. Tales erupciones dan fe de la cente. Es evidente que la subducción subducción del océano exterior. La acontece en los márgenes del océano subducción exterior podría también interior conforme los continentes se arrancar pequeños bloques continenacercan hacia su futuro encuentro. Pe- tales o microcontinentes de los contiro incluso cuando los océanos interio- nentes que se alejan. Las islas de Jares se están cerrando, la corteza oceá- pón constituyen un ejemplo moderno nica puede también hundirse en los de este tipo de fragmentos continenbordes del océano exterior que ciñe al tales rotos. supercontinente en formación, si bien La formación de cordilleras en la en este caso lo que ocurre realmente periferia continúa después de complees que el continente se retira de la zo- tarse la amalgamación del superconna de subducción. Por tanto, los mag- tinente, aunque bajo condiciones muy mas producidos por la subducción del diferentes. Producida la colisión de océano exterior atraviesan, sobre todo, los continentes, la corteza oceánica se la corteza oceánica, mientras que los consume preferentemente en las zomagmas de las zonas de subducción nas de subducción exteriores. Estas interiores se abren paso a través de la (algunas de las cuales pueden haber corteza continental que avanza. estado previamente en mitad del El contraste entre las geometrías océano) tienden a situarse en la peride la subducción interior y exterior se feria del supercontinente. refleja en la composición química del l no poder los continentes seguir material ígneo que llega a la superficie: los magmas que ascienden a traalejándose de las zonas de sub vés de corteza oceánica tienden a ser ducción exteriores, casi todos los funmás ricos en hierro y magnesio y más didos atraviesan ahora la corteza con-

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7. HISTORIA DE PANGEA. Comenzó hace unos 500 millones de años, cuando los continentes se encontraban dispersos en el océa-

no Iapetus (a). Laurentia (Norteamérica) colisionó con Báltica (Europa) para formar Laurasia (b). Iapetus desapareció al fundir-

tinental, no la oceánica. También en- de la periferia engendró más arco s de La segunda etapa de la rotura sutonces, el material caliente, menos islas volcánicas. Parece que éstas cho- cedió hace unos 140 millones de años. denso, alza la corteza y origina volca- caron con Norteamérica hace unos Gondwana se dividió y Laurasia se nes y montañas volcánicas. Las ali- 250 millones de años. Ese episodio de separó en Norteamérica y Eurasia. La neaciones volcánicas resultantes re- formación de cordilleras de plega- partición de Laurasia cambió el mocuerdan las que se formaban cuando miento en el noroeste de Nevada (oro- vimiento de la placa Norteamerica na el océano interior subducía de mane- génesis de Sonoma) coincide con la desde dirección noroeste hacia direcra parecida bajo los continentes. El culminación del ensamblamiento de ción oeste. Esta modificación del rumlugar exacto de la superficie donde se Pangea. La posterior formación de las bo comprimiría las rocas continentaejerzan esos efectos térmicos tiene Montañas Rocosas y Sierra Nevada les a medida que se obligaba a la corque ver con el ángulo de la placa oceá- ha velado en buena parte las pruebas teza oceánica a hundirse bajo nica descendente. de superficie de tales orogénesis an- Norteamérica. El desarrollo de esos Durante el avance de las zonas de tiguas. acontecimientos coincidió con una sesubducción exteriores hacia el borde rie de pulsos de formación de cordiace unos 180 millones de años, lleras a lo largo de Norteamérica ocdel supercontinente, el fondo oceánico se comporta como una cinta transPangea se agrietó, abriéndose cidental, incluida las orogénesis de portadora que retorna las cadenas de un nuevo océano interior: el Atlánti- Sevier y Larámica, con las que comenarcos de islas y microcontinentes ha- co. El efecto de la dispersión de un su- zó la formación de las Montañas Rocia el margen continental. Paul F. percontinente depende de la orienta- cosas. Hoffman, de la Universidad de Victo- ción relativa de las zonas de subducSi la zona de subducción exterior se ria, describió las interacciones resul- ción exteriores y de la dirección de extiende paralela a la dirección del tantes como colisiones de “topetazo y movimiento de los continentes; y si movimiento (hacia afuera) del contirasponazo”. Las pequeñas masas estas dos condiciones cursan en para- nente, la subducción dejará paso al terrestres pueden o bien fusionarse lelo, podrían proseguir la subducción movimiento lateral, convirtiéndose en con el supercontinente o bien desli- y los episodios intermitentes de de- una falla transversal (de desgarre). zarse lateralmente entre sí y con res- formación, conforme procede la aper- Los microcontinentes y los arcos de pecto a aquél. Estas colisiones produ- tura de los océanos interiores. Debi- islas volcánicas existentes en el lado cen efectos muy diferentes de los cau- do al movimiento hacia afuera de los oceánico de estas fallas pueden verse sados por la interacción entre continentes, los magmas de las zonas transportados lateralmente lejos de continentes. Los movimientos de “to- de subducción exteriores atraviesan su posición original; así se creó Alaspetazo y rasponazo” son mucho más rocas continentales, de modo similar ka, con retales de bloques de la corteerráticos y los microcontinentes crean al seguido por los de las zonas de sub - za llegados desde el océano exterior sólo zonas locales con actividad tectó- ducción interiores cuando los conti- (el actual Pacífico) durante la formanica en sus márgenes. Por eso mismo, nentes derivaban hacia adentro. ción y rotura de Pangea. Estos blolas colisiones microcontinentales y las Durante la primera etapa de la ro- ques se deslizaron hacia el norte a lo deformaciones asociadas pueden ser tura de Pangea, hace entre 180 y 140 largo del margen occidental de Norocasionales, aunque la actividad vol- millones de años, Laurasia se separó teamérica hasta ser atrapados en un cánica ligada a la subducción se pro- de Gondwana y determinó que la re- rincón de las zonas de subducción pagión que más adelante sería Nortea- cíficas. duzca con notable continuidad. Cuando Laurentia se unió a Bálti- mérica tomara rumbo norte. El camca, lo que sucedió hace entre 420 y bio de dirección pudo haber forzado la a formación de cordilleras en la periferia no implica que exista 380 millones de años, comenzaron a subducción de la corteza oceánica bacolisionar los arcos de islas exteriores jo Norteamérica occidental. El regis- colisión de bloques continentales; de con el margen occidental de lo que es tro geológico de entonces muestra un ahí el escaso engrosamiento de la coractualmente Norteamérica. Estas co- aumento evidente de la actividad vol- teza, poca elevación y erosión irrelelisiones provocaron deformaciones lo- cánica y plutónica, característica de la vante. En consecuencia, suelen estar cales, y ocasionalmente intensas, en orogénesis Nevadense en California bien conservados los restos de la aclas rocas de la región situada entre el oriental. Las rocas asociadas ofrecen tividad volcánica, junto con los sedilímite de California-Nevada e Idaho una composición calcoalcalina típica mentos contemporáneos derivados de (orogénesis de Antler). Al congregar- de la materia fundida que asciende la erosión de los volcanes. La conser vación de estas rocas en grandes exse Pangea, la prolongada subducción desde una placa subducente.

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se Laurasia con Gondwana, creándose Pangea (c). Cada colisión originó un episodio de formación de cordilleras. Los movimientos

de las placas cambiaron al dispersarse Pangea. Norteamérica se encaminó hacia el norte y después hacia el oeste (d).

tensiones sirve para distinguir la oro- signos de procesos periféricos e integénesis periférica de la interior. riores iguales que los que configuraCuando se producen colisiones, inter- ron Pangea 500 millones de años más viene n por lo común bloqu es micro- tarde? continentales del tipo de las islas volPara contestar esta pregunta hay cánicas, y la deformación resultante que salvar numerosos obstáculos. varía bastante de una región a otra. Los afloramientos de rocas anterioPor contra, las orogénesis interiores res al ciclo de Pangea son muy escatienen lugar por colisión entre conti- sos. Las mediciones paleomagnéticas nentes y producen deformaciones más ven notablem ente mermada su creextensas y uniformes. dibilidad cuando se trata de las roNuestro análisis de la historia de cas más antiguas. Además, muchas Pangea integra datos inconexos de formaciones geológicas del pasado reprocesos orogénicos en un cuadro co- moto se han desmembrado y recomherente. Parece, pues, lógico pregun- puesto en múltiples ocasiones. Pero tarse si nuestro modelo podría dar ello no debilita nuestro convenciuna explicación razonable de las oro- miento de que muchos rasgos, apagénesis relacionadas con superconti- rentemente confusos, de las viejas nentes más antiguos. ¿Muestran, los cordilleras admiten explicación rasrestos de las cordilleras de plega- treando en los signos de orógenos pemiento de 600 a 800 millones de años, riféricos e interiores.

8. CIERTA RECONSTRUCCION de los supercontinentes exige que las cordilleras de plegamiento de Adelaida y Beardmore nacieran por subducción periférica (a). A tenor de otro modelo de reconstrucción, esas cordilleras se originarían por coli-


La historia de los primeros supercontinentes comenzó, más o menos, hace unos mil millones de años, con la acumulación de sedimentos en los márgenes pasivos de los bordes de los continentes que se separaban. Hace unos 820 millones de años, empezó la subducción, casi contemporánea, en los océanos interiores y exteriores (las zonas de subducción primitivas se ubicarían en medio del océano exterior, donde no dejaron huellas). Los arcos de islas, fusionados más tarde con los bordes de los continentes, dan fe del inicio de la subducción. La subducción de unos océanos interiores en cierre progresivo provocó erupciones volcánicas, sobre todo a lo largo de los márgenes continentales, restos de cuya actividad (ocurrida hace entre 820 y 800 millones de años) hallamos to-

sión continental (b). Los autores del artículo creen que su modelo de orogénesis dependiente de la formación del supercontinente ayudará a perfilar los límites de las dos hipótesis precedentes, amén de servir para cribar otras.

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9. IMAGEN OBTENIDA POR SATELITE de la cordillera de los Apalaches en Pennsylvania (izquierda) que nos revela la disposición normal de las estructuras en cordilleras de plegamiento, característica de una orogénesis interior. La vista de

los Andes peruanos (derecha ) nos muestra una cordillera volcánica con disposición más desordenada, fruto de un proceso de subducción periférica de la corteza oceánica bajo Sudamérica occidental.

davía en Brasil y Africa occidental. El subducción de los océanos interiores) cas volcánicas de bajo grado asociacierre absoluto de los océanos interio- y las rocas metamórficas de alto gra- das a rocas sedimentarias, de 650 a res supuso el choque entre continen- do (de la ulterior compresión de los 600 millones de años de edad. En estes, lo que sucedió hace unos 650 mi- cratones). Suprayacentes a las rocas ta región, la mayoría de las rocas prellones de años; se remató entonces la orogénicas retorcidas, reposan sedi- sentan sólo una ligera deformación y, unión supercontinental. mentos más jóvenes con geometría en muchos casos, se disponen casi Las señales indicadoras de dichas tabular simple, prueba de una im- concordantes con los estratos suprainteracciones yacen en los grandes portante elevación seguida por inten- yacentes. La falta de una deformación bloques de corteza continental anti- sa erosión. La suma de estos rasgos generalizada y la conservación de las gua (de más de un millón de años), confirma la incidencia, en extensas rocas volcánicas y sedimentarias de llamados cratones, que son los nú- áreas del globo, de las colisiones en- bajo grado corroboran la escasa altecleos estables de los continentes ac- tre continentes (orogénesis interio- ración sufrida por la corteza en estas tuales. Hay allí cicatrices, de hasta res) hace entre 675 y 600 millones de regiones. Características que, por 1000 kilómetros de diámetro, de in- años. otro lado, son las presumidas en una mensas orogénesis interiores que rePara probar la presencia de orogé- orogénesis periférica. La presencia de cuerdan las tremendas colisiones que nesis periféricas contamos con otros ciertas deformaciones intensas de tuvieron lugar al amalgamarse el pri- testigos. Al cerrarse los océanos in- ámbito local puede atribuirse a las comer supercontinente. teriores, los continentes se alejaban lisiones con arcos de islas y microconLos movimientos continentales del océano exterior en expansión, for- tinentes. Coincidiendo con la rotura unieron los cratones de Africa occi- mándose numerosas islas volcánicas del supercontinente, desaparecieron dental y Guayana hace entre 675 y en la zona de subducción exterior. las huellas de la subducción, borra650 millones de años, impacto cuyos Las islas colisionaron posteriormen- das por fallas de desgarre hace unos efectos se evidencian en la orogénesis te con Sudamérica septentrional, con 550 millones de años. Mauritánide-Bassáride-Rokélide de Africa occidental y con Africa septenLa actual península Arábiga se Africa occidental. Los afloramientos trional. Quedan señales de la diver- constituyó probablemente por la misde rocas de alto grado testifican la sidad de estilos e intensidad de las ma época, fruto de la actividad orogépresencia de cordilleras de plega- deformaciones causadas por los cho- nica periférica. La región que ocupa miento que el tiempo acabó por ero- ques. La fusión del supercontinente, consta de un mosaico de bloques misionar. Las cordilleras de plegamien- hace unos 650 millones de años, re- crocontinentales; sus abundantes roto Transahariana y de Damara (en novó y aceleró la subducción en sus cas volcánicas y plutónicas asociadas Africa meridional) se originaron por márgenes. —señales inequívocas de las erupciocolisiones de otros cratones. PersisEl cinturón orogénico Avalono-Ca- nes de los arcos de islas— datan de ten las consecuencias de otros episo- domiense, cordillera erosionada que hace 820 a 740 millones de años. Endios de choque de la misma época en ocupa la costa oriental de Norteamé- tre los bloques se conservan láminas el este de Sudamérica, Australia rica y parte de Europa occidental, de corteza oceánica antigua, a modo oriental y la Antártida. nació probablemente de un proceso de bocadillos gigantescos. Sobre las de subducción periférica. Los datos rocas descansan estratos más moderodos los cinturones orogénicos aportados por la geología y el pa- nos, cuya edad es de 640 a 600 millomuestran señales de intensa de- leomagnetismo sugieren que, hace nes de años. formación, cabalgamientos y engro- 600 millones de años, este cinturón De esta mezcolanza de materiales samiento cortical, distintivos de las ceñía a Sudamérica y Africa del no- inferimos que el caso de la península orogénesis interiores promovidas por roeste, en el borde del antiguo super- Arábiga es una versión, más antigua, colisión de continentes. En Africa oc- continente. de lo sucedido con Alaska: una colcha cidental y Sudamérica oriental abunEl orógeno Avalono-Cadomiense de retales fabricada con restos de ardan las rocas calcoalcalinas (de la comprende grandes volúmenes de ro- cos de islas volcánicas surgidos en el

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océano circundante del supercontinente. Una vez fragmentado este último, los movimientos transversales de las placas arrastraron las piezas hasta el norte de Africa, soldándose allí para dar lugar al escudo arábigo actual. Hace aproximadamente de 575 a 550 millones de años, aparecieron grandes espesores de sedimentos de margen pasivo, casi simultáneamente en diversas regiones terrestres. Era el aviso de que había empezado la rotura del supercontinente. Los continentes, en su dispersión, iban perdiendo calor y comenzaban a sufrir procesos de subsidencia. En tal hundimiento, quedaban anegados por las aguas marinas, creándose extensas plataformas continentales. Ese escenario hipotético se corresponde con el registro geológico de la época. Así, observamos, en muchas regiones, vastas acumulaciones de estratos sedimentarios que hablan de una ele vació n globa l del nivel del mar, con deposición de sedimentos en asentamientos apenas modificados. Los sedimentos de margen pasivo constituyen el registro estratigráfico que ha servido a los geólogos para descifrar los episodios posteriores de actividad tectónica y formación de cordilleras de plegamiento relacionados con la formación de Pangea. Reina todavía cierta confusión sobre buen número de las características del supercontinente que precedió a Pangea. No hay acuerdo entre los expertos sobre las paleolatitudes de muchas regiones del supercontinente (Norteamérica y Sudamérica, por ejemplo). La reconstrucción propuesta por Ian W. D. Dalziel, de la Uni versidad de Texas en Austin, y otra similar de Hoffmann, atribuyen a la subducción periférica la formación de la antigua cordillera de Mozambique, al tiempo que sugieren que los choques interiores entre los continentes terminarían por engendrar los orógenos de Adelaida (Australia) y Beardmore (Antártida). Gerard Bond y sus colegas, del Observatorio Geológico de Lamont-Doherty, proponen una reconstrucción continental diferente, con un desarrollo orogénico totalmente opuesto. Aunque el antagonismo habrá de disolverse en el futuro mediante el perfeccionamiento de los estudios paleomagnéticos, nuestro modelo de orógenos interiores y exteriores podría servir de puente. Un examen atento del estilo de la actividad orogénica en estos cinturones debería facilitar la decisión entre las dos reconstrucciones.


Más difícil resulta empeñarse en recrear supercontinentes que les precedieran. Podemos, sin embargo, deducir la edad de las orogénesis interiores más representativas (que indicarían la fusión de un supercontinente) y los pulsos responsables de la fragmentación (“rifting”). Según parece, las colisiones continentales seguidas por episodios importantes de “rifting” acontecieron en pulsos temporales datables, aproximadamente, entre hace 2700 y 2500, 2100 y 2000, 1700 y 1500, 1100 y 1000 millones de años. Aunque esas fechas carecen de una seguridad firme, nos sugieren que los ciclos supercontinentales constituyeron una nota distintiva y permanente de la evolución de la superficie terrestre durante largo tiempo.

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os cinturones orogénicos descritos en este artículo se conocen desde hace tiempo. Nuestro trabajo intenta explicarlos integrados en su contexto global. El reconocimiento de procesos orogénicos periféricos e interiores diferenciados y la identificación de la posición de cada uno de ellos configuran el marco idóneo donde abordar el desarrollo de las cordilleras de plegamiento. Nuestro modelo habrá de auxiliar a quienes se dedican a la reconstrucción cartográfica de los continentes de antaño y al estudio de los esfuerzos tectónicos que han dado forma a la historia de nuestro planeta.

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA

E L CRECIMIENTO

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Estructura de las cordilleras

Peter Molnar

¿Qué sostiene las montañas? Unas se apoyan en placas de roca dura; otras flotan en raíces corticales que penetran profundamente en el manto. Si cedieran sus flancos, estas últimas se desplomarían

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o que primero suele sorpren- que se apoya en pilares clavados 40 temático y astrónomo real de Gran dernos al contemplar una mon- metros en relleno artificial y morrena Bretaña. La propia historia de su obra taña es la topografía: su di- glaciar en lo que un día fue una cuen- constituye una muestra fascinante de mensión extraordinaria, las formas ca de marea a lo largo del río Charles. trabajo intelectual. labradas por glaciares y ríos, los con- En cierto modo el edificio flota sobre Everest dirigió la primera prospectornos romos y decorados con vegeta- depósitos saturados de agua; visto así, ción topográfica del subcontinen te inción. Muchos sienten el mismo temor no difiere mucho de un gran barco. dio en los años cuarenta del siglo XIX . reverencial que ante determinadas También las montañas pueden soste- Su equipo empleaba dos métodos paconstrucciones humanas, como los ar- nerse por la flotación de material li- ra medir distancias. Las distancias cos y vidrieras policromas de una ca- viano sobre material más pesa do. Un cortas las medían con la técnica clásitedral gótica. Al observar un paisaje ejemplo lo constituye la meseta del Tí- ca de triangulación, alcanzando proresulta fácil olvidar que se requieren bet, al norte del Himalaya, casi toda gresivamente distancias mayores. La fuerzas enormes para levantar y sos- situada a más de 4500 metros de alti- posición relativa de dos puntos muy tener una cordillera. Todas ellas, cual tud. A diferencia del substrato del Hi- distantes la determinaban observancatedrales, se apoyan sobre cimientos, malaya, el de la meseta parece débil do desde ambos la posición de una essin los cuales se derrumbarían. Si se y deformable, como el relleno que sub- trella de referencia a la misma hora. desea experimentar algo más que un yace al bloque de mi oficina o el agua En principio los dos métodos tendrían asombro mudo ante montañas o edi- que soporta a un buque. que haber arrojado resultados parecificios, será preciso comprender los medos, pero en la práctica las discrepancanismos invisibles que sostienen la cias fueron notables. La más sonada La exploración de la India belleza visible. He aquí el propósito concernía a la distancia entre las ciude este artículo: describir la estructudades de Kaliana y Kalianpur, situara subyacente —la tectónica, si no la l Himalaya y la contigua meseta das a 100 y a 700 kilómetros respecarquitectura— de las cordilleras. tibetana ejemplifican, pues, dos tivamente al sur del frente del mecanismos distintos de sustentación Himalaya. La determinación astronóde cordilleras, que pueden actuar a la mica situaba las dos ciudades unos Dos clases de sostén vez en un mismo sistema montañoso. 150 metros más próximas que la trianDe hecho fue el estudio de esta región, gulación. a analogía con la arquitectura no hace siglo y medio, lo que brindó los Everest supuso que la acumulación es mera retórica; las diversas so- primeros avances en la interpretación de errores en la triangulación expliluciones que los arquitectos han dado de la estructura de las montañas. Fue- caba la discrepancia, pero Pratt deal problema de afianzar los edificios ron pioneros el explorador George mostró en 1854 que el error yacía en encuentran paralelismos en la estruc- Everest, J. H. Pratt, arcediano de Cal- las mediciones astronómicas. Para detura de las cordilleras. Una de ellas cuta con inquietudes científicas, y terminar la posición de una estrella es construir sobre cimientos de roca George B. Airy, el eminente físico-maen la esfera celeste los exploradores dura, inflexible. Por ejemplo, algunos de los edificios más altos del mundo se alzan sobre esquisto de Manhattan, 1. HIMALAYA Y TIBET ejemplifican los dos mecanismos de sustentación de cordiuna formación rocosa que no se ha ca- lleras y mesetas. La panorámica que recoge esta fotografía, tomada desde la lanzalentado ni deformado significativa- dera espacial Challenger , mira hacia el sur, sobre el Tíbet meridional, Nepal e India septentrional; abarca un área de unos 175 kilómetros de anchura. Los picos nevados mente (y por tanto no se ha debilita- del Himalaya están parcialmente ocultos por nubes. Se hallan en el borde norte de do) desde finales del Precámbrico, la rígida placa india, que se comba hacia abajo para distribuir su peso; la llanura hace unos 600 millones de años. Las del Ganges, que aparece tras las montañas, debe su existencia a ese combamiento. montañas más altas del mundo, el Hi- Por el contrario, la alta meseta tibetana se apoya en una profunda raíz de corteza malaya, son como esos rascacielos: se flotante. Las cortezas gruesas tienden a ser débiles y, si no están trabadas por alzan sobre un grueso escudo de roca fuerzas horizontales, pueden desparramarse. Así ocurre en el Tíbet, que se está precámbrica dura, el borde septentrio- extendiendo progresivamente y, poco a poco, se desploma. El gran valle del centro de la fotografía es un graben, fosa tectónica formada donde se ha hundido un bloque nal del subcontinente indio. de corteza a lo largo de fallas normales, resultante de la ext ensión a que está someCon todo, para sostener un gran tida la corteza adyacente. El graben corta pliegues orientados de este a oeste, reedificio no se requiere ningún zócalo sultantes del choque entre India y Eurasia que levantó el Himalaya. Por el sur se duro. Trabajo en un bloque de 20 pi- prolonga en el valle Kali Gandaki, flanqueado por el Annapurna, al este, y por el sos, en Cambridge, Massachusetts, Dhaulagiri, al oeste. Ambos picos sobrepasan los 8000 metros de altura.

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debían conocer con precisión la dirección del cenit (la dirección vertical), definida por la plomada. Pratt propuso que la atracción gravitatoria ejercida por la gran masa del Himalaya y la meseta tibetana desviaría la caída de la plomada hacia el norte, desviación que sería mayor en Kaliana que en Kalianpur, pues Kaliana está más cerca de las montañas. La diferencia resultante de las direcciones medidas del cenit habría introducido un error en el cálculo de las posiciones relati vas de ambas ciudades. Cuando Pratt trató de determinar la magnitud del error estimando las masas del Himalaya y de la meseta tibetana, efectuó un descubrimiento asombroso. Sus resultados indicaban

10 KM

que la caída de la plomada tendría que desviarse unos 28 segundos de arco en Kaliana y unos 12 en Kalianpur. Los 16 segundos de arco de diferencia pueden parecer pocos, pero en realidad correspondían a un error de medida de la distancia astronómica tres veces mayor que la discrepancia de 150 metros que se había observado. Según Pratt, la diferencia real en la desviación gravitatoria de la caída de la plomada parecía ser sólo de unos cinco segundos de arco, lo que implicaba que había sobrestimado la masa de las montañas; había mucha menos masa bajo el Himalaya y el Tíbet que la sugerida por sus análisis topográficos. En realidad, si Pratt hubiera tenido acceso a mapas topo-

gráficos precisos (sus mapas situaban la mayor parte del Tíbet a sólo la mitad de su altitud real), habría deducido una “falta” de masa todavía mayor. Airy leyó el artículo de Pratt en su despacho de Londres. Aunque la idea de la falta de masa le sorprendió en un comienzo, no tardó en advertir que la superficie terrestre no fuera quizá suficientemente dura para sostener una vasta masa de montañas sin sufrir deformación alguna. La deformación conlleva un déficit de masa bajo las montañas, que compensa el exceso de masa en superficie. Todos estamos familiarizados con compensaciones de este tipo por el descubrimiento de Arquímedes, cuando nos sumergimos en una bañera llena y ésta rebosa, fenómeno que en geología se denomina isostasia.

40 KM CORTEZA

Corteza y manto

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n el modelo de isostasia postulado por Airy la corteza terrestre, ligera, liviana, flotaba en un substrato más pesado, pero débil, parecido a un fluido: el manto. Hoy se conoce bien la composición química de la cor8 KM teza, que, en efecto, es más ligera que 5 KM 10 KM 2 KM el manto. Si bien ambos están constituidos principalmente por oxígeno y silicio, los elementos relativamente 40 KM 50 KM pesados hierro y magnesio abundan 65 KM CORTEZA 80 KM mucho más en el manto. En cambio MANTO en la corteza se concentran fracciones mayores de elementos relativamente livianos, así sodio, calcio, aluminio y potasio. La corteza, por tanto, es menos densa que el manto, de ahí que no resulte ilógico pensar, como lo hizo Airy, que aquélla flota sobre éste como la nata en la leche. Y a imagen de A Z LITOSFERA DELGADA E T lo que ocurre con éstas, el límite en R O tre corteza y manto es también muy C LITOSFERA abrupto. 75 KM Pratt compartía la idea de Airy de O T que la corteza flotaba, pero ambos dis N A M crepaban respecto del mecanismo subyacente a la compensación isostática. ASTENOSFERA Pratt creía que la temperatura, y por tanto la densidad, de la corteza varia2. TRES MECANISMOS de compensación isostática que plasman distintas interpreba de un lugar a otro. Donde la cortetaciones de la sustentación de las montañas. J. H. Pratt y George B. Airy propusieron za estuviera más caldeada y fuera en el siglo XIX que las montañas se sostienen sólo por la flotación de la corteza sobre más ligera que el promedio, ascendeel manto, más denso que aquélla, hipótesis según la cual el exceso de masa de una ría y formaría montañas; donde estucordillera se compensa por un déficit de masa directamente bajo ella. Pratt propuso viera fría y fuera densa, se hundiría que la densidad de la corteza varía lateralmente (arriba) y que las montañas se elevan y formaría vastas tierras bajas. Por el donde la densidad es baja ( gris claro ). Airy supuso que la corteza es de densidad contrario, Airy consideraba que la uniforme, pero más gruesa bajo las cordilleras: como los icebergs, las montañas se sostienen por raíces profundas de material flotante (centro). Felix A. Vening-Meinesz, densidad de la corteza era bastante en cambio, propuso que la compensación de las cordilleras tiene carácter regional y uniforme y lo que variaba era el grono local (abajo). El peso de las montañas dobla una capa dura, hoy llamada litosfera, sor. La corteza sería más gruesa bajo que suele incluir la corteza y parte del manto y que cubre una capa débil parecida a las montañas, decía, que bajo zonas un fluido, a la que denominamos astenosfera. El combamiento de la litosfera distribuye bajas; las montañas visibles serían cola carga por una amplia región. Las montañas se elevan más sobre litosfera gruesa mo las puntas de icebergs y, al igual porque ésta se dobla en menor medida que la litosfera delgada (línea de trazos). MANTO

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que ellos, se apoyarían en raíces profundas invisibles. Los estudios sismológicos efectuados en nuestra época han confirmado la predicción de Airy sobre la importante variación del grosor de la corteza. La corteza continental alcanza de 30 a 40 kilómetros de grosor por término medio, pero bajo las montañas la potencia puede aumentar hasta los 75 kilómetros. Las raíces corticales compensan el exceso de masa de las montañas desplazando roca del manto, más densa. La corteza situada ba jo los océanos profundos compensa la baja densidad del agua con un grosor de sólo seis kilómetros. Los movimientos de rocas inducidos por la gravedad mantienen a la Tierra en un equilibrio isostático aproximado, de modo que cualquier columna imaginaria de tierra tendría una masa igual tanto si en su superficie apareciera una cordillera como parte de un océano.

Litosfera y astenosfera

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3. LITOSFERA Y ASTENOSFERA en un corte transversal exagerado verticalmente (arriba) y otro sin exagerar (abajo). La diferencia entre las dos capas radica en la temperatura: la litosfera está más fría y por eso es más dura que la astenosfera. El límite entre ambas no es abrupto; puede situarse en torno a los 1300 grados Celsius. En cambio el límite químico entre corteza y manto es nítido. El grosor de la litosfera varía notablemente. Bajo dorsales mesoceánicas, donde aquélla se crea por ascenso de material caliente desde la astenosfera, es muy delgada: bajo los escudos continentales, formados por corteza que no se ha calentado desde hace 600 millones de años o más, su grosor puede rebasar los 150 kilómetros. Bajo algunas mesetas elevadas, sin embargo, la litosfera no es gruesa. Bajo el Tíbet el límite térmico entre litosfera y astenosfera parece hallarse en la corteza. La corteza subyacente al Tíbet está caliente y es flexible.

ese a lo impresionante de las pruebas en su favor, la versión de Airy sobre la isostasia sólo es correcta en parte. A principios de siglo, antes incluso de que los sismólogos confirmaran que el grosor de la corteza variaba, se comprobó que el manto, como la corteza, no era líquido, sino sólido. Por tanto, la imagen de que la corteza flota sobre el manto constituye una simplificación excesiva y lo mismo cabe decir de la hipótesis de Airy. El sa en parte con una mengua de aqué- el paso entre litosfera y astenosfera geofísico holandés Felix A. Vening- lla en el surco, y no con una mengua no es de índole química, por cuya raMeinesz propuso hacia 1930 que la debajo mismo de la cordillera. zón la diferencia de densidad a su tracompensación isostática de una carga Sabemos hoy que la litosfera no es vés resulta despreciable. La fuerza de topográfica había de realizarse a es- una capa continua, sino que consta de flotación recuperadora ejercida por la cala regional y no local, teniendo que una veintena de placas separadas. Los astenosfera deriva de que es mucho implicar algo más que la mera forma- movimientos de las placas sobre la as- más densa que la capa de aire o de ción de raíces corticales. (En el caso tenosfera explican la formación de agua situada sobre la litosfera somelímite resulta obvio; la corteza no se cuencas oceánicas y cordilleras, así co- tida a flexión. hunde centenares de metros en el mo otros fenómenos, a los que colectiLas diferencias entre litosfera y asmanto bajo el edificio Empire State de vamente se les denomina tectónica de tenosfera más que de composición son Nueva York.) placas. Si bien las descripciones de térmicas: la litosfera es más fría, lo Vening-Meinesz propuso concreta- esos movimientos horizontales no sue- que explica su mayor dureza. En la limente que las grandes cargas, por len tratar las placas como cuerpos tosfera la temperatura aumenta rápiejemplo una cordillera, desvían la ca- elásticos, sino rígidos, ello no contra- damente con la profundidad, alcanpa exterior dura de la Tierra, hoy lla- dice la hipótesis de Vening-Meinesz, zando los 1300 grados Celsius en el mada litosfera. En general, además según la cual la litosfera se dobla elás- límite con la astenosfera. No existe de la corteza, la litosfera comprende ticamente bajo las cargas topográfi- una frontera abrupta, como ocurre enla parte superior del manto. Se apoya cas. Las placas litosféricas vienen a tre corteza y manto, de ahí que los inen una capa débil, de características ser como tablas de madera: tendidas vestigadores no se hayan puesto de parecidas a las de los fluidos, llama- sobre el suelo, se mueven rígidamen- acuerdo en su definición. De lo que no da astenosfera. En una primera te cuando se las empuja, pero se com- cabe duda es de que, al igual que suaproximación la litosfera puede con- ban si se les coloca una carga pesada cede en la corteza, el grosor de la lisiderarse elástica: se dobla bajo las encima. tosfera es muy variable, desde menos cordilleras y distribuye el peso por La astenosfera ofrece resistencia de de 10 kilómetros hasta más de 150. una extensa zona. El hundimiento de flotación al combamiento de la litosCuanto más gruesa es una tabla de la litosfera crea un surco paralelo a la fera, pero ésta no flota en la astenos- madera, más carga soporta y menos cordillera, de tal modo que el exceso fera. A diferencia del límite que sepa- se deforma. Lo mismo ocurre en la lide masa de las montañas se compen- ra la corteza del manto, el que señala tosfera. Las placas gruesas son más


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4. SE FORMO EL HIMALAYA cuando la placa litosférica india emigró hacia el norte y chocó contra la placa eurasiática. El choque se indica mediante diagramas simplificados, exagerados verticalmente. Hace unos 60 millones de años la litosfera oceánica del borde delantero de la placa india se subducía bajo el Tíbet meridional (1). El magma ascendente erupcionó sobre la placa india y formó intrusiones graníticas. Los sedimentos y la corteza oceánica raspados de la placa descendente se amontonaron en un prisma de acreción, que creó una cuenca antearco donde quedaron atrapados los sedimentos erosionados del Tíbet. Hace entre 55 y 40 millones de años las dos masas emergidas chocaron ( 2). Probablemente la corteza india flotara demasiado para sumergirse en profundidad bajo el Tíbet, por lo que la corteza india entera se rompió por una falla nueva, el Cabalgamiento Central Principal. Luego prosiguió el movimiento a lo

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largo de la falla ( 3). Un trozo de corteza india coronado con sedimentos paleozoicos y mesozoicos que se habían depositado en la plataforma continental cabalgó sobre el subcontinente que se aproximaba. La cuna de acreción y los sedimentos antearco cabalgaron en dirección norte sobre el Tíbet. (Desde entonces gran parte de este material se ha erosionado.) Hace entre 20 y 10 millones de años, el Cabalgamiento Central Principal cesó en su actividad. La India ha venido resbalando hacia el norte a lo largo de una segunda falla, la Falla Limítrofe Principal (4). Un segundo fragmento de corteza ha cabalgado sobre el subcontinente, levantando el primero. Las dos escamas levantadas constituyen la mayor parte de la mole del Himalaya; muchos picos están coronados por sedimentos paleozoicos. La placa india se comba bajo el paso de las montañas, y bajo la ll anura del Ganges se advierte el surco resultante, hoy colmatado de sedimentos.

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rígidas que las delgadas y se doblan plazándose hacia el norte y hacia aba- valles próx imos a los bord es no almenos bajo el peso de una cordillera. jo, pero del subcontinente que avan- canza su altitud de los 4500 metros. Por consiguiente, a igualdad de las zaba se cortó una rebanada de Estudios sismológicos realizados por condiciones restantes, una montaña plataforma continental y corteza pro- Wang-Ping Chen y Barbara Romadebería ser más alta si se apoya sobre funda, que retrocabalgó sobre aquél. nowicz inducen a pensar que la corteuna placa gruesa que si la sostiene El proceso se repitió 20 o 10 millones za tibetana tiene un grosor de entre una placa delgada. No obstante, las de años atrás: la primera falla perdió 65 y 70 kilómetros —es más gruesa placas delgadas pueden sostener mon- actividad y se formó otra en un nivel que la corteza subyacente a los picos tañas de gran altura del modo conce- más profundo. Una segunda rebana- del Himalaya—. El peso de la alta mebido por Airy, por medio de profundas da cabalgó sobre el subcontinente, ele- seta se compensa principalmente con raíces corticales. Los mecanismos vándose la primera. Los restos erosio- la flotación de su profunda raíz cortiisostáticos planteados por Airy y Ve- nados de esas dos láminas afloran hoy cal, tal como propuso Airy. ningMeinesz no se excluyen mu- en el Himalaya y constituyen la matuamente. Antes bien, se ha compro- yor parte de la masa de la cordillera. bado que una cordillera puede Otras cordilleras El gran peso del Himalaya comba sostenerse por un sólido cimiento de la placa india al sur de la cordillera. litosfera gruesa (como los rascacielos En el transcurso de millones de años tras cordilleras y mesetas elevade Nueva York), por raíces profundas los sedimentos erosionados de las das confirman la dicotomía esde corteza liviana (como un barco) o montañas han rellenado el surco re- tructural ejemplificada por el Hipor una combinación de ambos meca- sultante, formando las vastas llanu- malaya y el Tíbet. El abundante nismos. La importancia relativa de los ras de los ríos Ganges e Indo. Los da- plegamiento de capas rocosas de los mecanismos varía en cada caso. tos sismológicos y de sondeos obtenidos Alpes prueba que se formaron de mopor la Comisión del Petróleo y Gas Na- do similar al Himalaya, con material tural de la India han documentado la cortical arrancado del borde meridioHimalaya y Tíbet presencia del surco en el zócalo pre- nal de Europa y que cabalgó hacia el cámbrico subyacente a los sedimen- norte sobre la placa europea cuando ara determinar qué mecanismo tos. La roca firme buza suavemente al ésta chocó con la punta italiana de la es más importante en el caso del norte, hacia las montañas, y queda a placa africana. La cuenca de las MoHimalaya y la meseta tibetana convie- una profundidad de unos cinco kiló- lasas, en Suiza noroccidental, es anáne considerar primero cómo se forma- metros en el frente. Unos 200 o 300 loga a las llanuras del Gange s y el Inron esas montañas. Hace unos 70 mi- kilómetros al sur del frente, en el bordo: está colmatada por restos llones de años, la India y las rocas que de del surco, la roca firme aflora en erosionados de los Alpes y su existenhoy constituyen el Himalaya se halla- superficie. cia se debe, cuando menos en parte, ban unos 8000 kilómetros al sur de su Dado el gran peso del Himalaya, el al combamiento hacia abajo de la plaemplazamiento actual. Migraban ha- surco no es muy profundo. La placa ca europea bajo el peso de las montacia el norte, de la Antártida a Asia, so- india, de notable grosor y dureza, se ñas. Garry O. Karner y Anthony B. bre una gran placa compuesta princi- dobla poco. No puede determinarse Watts han demostrado que el grosor palmente por litosfera oceánica. El con precisión el grosor de ninguna pla- de la placa europea es sólo la mitad Tíbet meridional quedaba en la costa ca, pero dando por buenas ciertas su- del de la placa india. Esa diferencia sur de Asia y unos 2000 kilómetros al posiciones simplificadoras cabe calcu- podría explicar por qué el Himalaya sur de donde se encuentra hoy. Cuan- lar el grosor relativo de algunas. casi dobla la altura de los Alpes. El do chocaron las placas india y eura- Helène Lyon-Caen ha demostrado que Himalaya se apoya sobre cimientos siática, la litosfera oceánica situada el grosor de la placa india supera en más duros. al norte de la masa emergida india se más de dos veces el de la placa pacífiLas Montañas Rocosas canadienses combó hacia abajo y por debaj o del Tí- ca que subyace a las Hawai. también se asientan sobre una placa bet, como lo hacen ahora las placas del La dureza y la potencia de la litos- litosférica combada hacia abajo. Toocéano Pacífico cabalgadas por Japón, fera india son causas principales de davía se discute cuál fuera el proceso las Aleutianas y Sudamérica. (Los la elevación de los picos del Himala- exacto de formación de las Rocosas, geólogos denominamos subducción a ya. En absoluto los sostienen raíces pero no cabe duda de que son ga jos de ese proceso.) Fue como si la placa in- corticales profundas, al modo pro- rocas sedimentarias arrancados sucedia actuara de cinta transportadora y puesto por Airy. En el Himalaya el sivamente de la roca del zócalo subarrastrara un carrete por debajo del grosor de la corteza es de sólo 55 kiló- yacente e imbricados hacia el este, enTíbet meridional. metros, superior a los 35 o 40 obser- cabalgados unos sobre otros. La En algún momento, hace entre 55 y vados bajo el resto de la India, pero exploración minuciosa de la región ha 40 millones de años, la masa continen- mucho menor que los aproximada- demostrado que el zócalo rocoso, partal india chocó contra la costa sur de mente 80 kilómetros que se requeri- te del escudo canadiense precámbri Asia, y en este punto la cinta trans- rían para sostener las montañas sólo co, buza suavemente hacia el oeste baportadora empezó a atascarse; la ve- por flotación cortical. El Himalaya jo las montañas. El buzamiento de la locidad de la placa india se redujo des- constituye un caso claro donde no se litosfera indica que el peso de las monde entre 10 y 20 centímetros por año cumple la hipótesis de Airy de com- tañas se compensa regionalmente, coa unos cinco centímetros anuales (a pensación isostática local y exige apli- mo predijo Vening-Meinesz. ese ritmo sigue sumergiéndose hoy la car la noción de Vening-Meinesz de Aunque se formaron de modo comIndia bajo Eurasia). Al cobijarse la In- compensación regional por comba- pletamente distinto, las islas Hawai dia bajo el Tíbet, con tremenda fuer- miento de la litosfera. constituyen otro ejemplo de compenza, una falla de buzamiento norte desEn cambio sí se ajusta a ella la me- sación regional. De origen volcánico, garró el borde septentrional del seta tibetana, que se extiende cente- se levantaron por el vertido sobre el subcontinente. La corteza situada por nares de kilómetros al norte de las fondo oceánico de roca fundida, que debajo del plano de falla siguió des- montañas y únicamente en algunos ascendió desde la astenosfera,

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atravesando la litosfera pacífica. Los Caben dos respuestas. En primer picos resultantes son gigantescos: el lugar, la corteza pudiera crecer por Mauna Kea, en Hawai, se alza más de acumulación de magma volcánico que 4200 metros sobre el nivel del mar y manase del manto y se enfriase en la unos 9000 metros sobre el fondo oceá- corteza, formando intrusiones de granico circundante. El peso de las islas nito y otras rocas ígneas. En segundo comba la placa pacífica unos centena- lugar, los bloques de corteza engrosares de metros hacia abajo, creando un rían cuando se acortasen por acción “foso” en torno a ellas. Fuera del foso de fuerzas horizontales, que aproxila placa se arquea levemente hacia masen sus márgenes. En los Andes se arriba, ante la resistencia que la as- da a la vez vulcanismo intrusivo y tenosfera opone a la flexión de la li- acortamiento cortical; ¿cuál de los dos tosfera. contribuye más al engrosamiento de Mientras que los Alpes, las Rocosas la corteza? canadienses y las islas Hawai presenLa cordillera occidental de los Antan zócalos parecidos a los del Hi- des es un arco volcánico del tipo de los malaya, los Andes, las montañas más que suelen encontrarse sobre las zoaltas del hemisferio occidental, se ase- nas de subducción, donde una placa mejan más al Tíbet. El peso de la litosférica se sumerge debajo de otra. cordillera parece sostenerse gracias a A medida que la placa Nazca cargada una raíz cortical flotante de hasta 70 de corteza pacífica se introduce en la kilómetros de profundidad. En reali- astenosfera, se calienta. Por la cortedad la corteza andina ha constituido za de la placa suramericana cabalganel foco del debate sobre una de las te asciende roca fundida —ya sea de cuestiones importantes que quedan la propia placa Nazca o de la astenospor resolver en lo que atañe a la for- fera que la cubre—, formando volcamación de montañas: cómo (y no por nes e intrusiones graníticas. Ello exqué, pues Airy lo explicó) se engruesa plica que las rocas de los Andes la corteza bajo muchas cordilleras. occidentales y de las llanuras coste-

ras de Perú y de Chile sean predominantemente volcánicas. En cambio, la mayoría de las rocas del elevado altiplano central y de la cordillera oriental no son volcánicas, sino sedimentarias, plegadas e imbricadas unas sobre otras. El plegamiento y el encabalgamiento prueban que en esas regiones la corteza se ha acortado en dirección perpendicular a la de la cordillera. Persiste el acortamiento cortical en el flanco oriental de los Andes. Sismogramas analizados por Douglas S. Chinn y Bryan Isacks, Gerardo Suárez y William Stauder indican que los terremotos del flanco oriental se producen a lo largo de fallas, precisamente donde el escudo continental brasileño se introduce hacia el oeste, cabalgado por las montañas. El ritmo de cobijadura parece cifrarse en sólo escasos milímetros anuales, pero pudo haber sido mayor en el pasado. En opinión de Suárez, Lyon-Caen, B. Clark Burchfiel y del propio autor, el principal responsable del gran grosor de la corteza subyacente a la cordillera oriental es ese acortamiento cortical, no el vulcanismo. La corteza crece a

5. FLEXION DE LA LITOSFERA. Resulta patente en esta carta batimétrica de los alrededores de las islas Hawai, estructuras volcánicas levantadas por la lava vertida sobre el fondo del mar. Su peso comba la litosfera hacia abajo varios centenares de metros, formando un “foso” que alcanza su profundidad máxima alrededor de la isla Hawai. Probablemente una amplia región del fondo marino en torno a las islas se haya abovedado por el ascenso de roca caliente en la astenosfera; al norte y al sur de la región hawaiana el océano es más profundo.

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medida que los Andes son estrujados por la cobijadura hacia el este de la placa Nazca y por la cobijadura hacia el oeste del escudo brasileño.

Las montañas se caen

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a flotación de la raíz cortical sostiene el peso de las montañas, pero las fuerzas horizontales que crean la raíz parecen ejercer un efecto más directo: reforzar los Andes e impedir que se abran y se desplomen. Por ironía de las cosas, la prueba que avala esa idea procede en parte de la obser vación de que los contrafue rtes están fallando. Mientras que por los flancos de la cordillera se ejerce presión contra la corteza, en algunas zonas de lo s altos Andes la corteza se está abrien- 6. ANDES PERUANOS, representados en esta ilustración por un corte transversal do. La Cordillera Blanca, una cadena simplificado. Las montañas se apoyan en una raíz cortical profunda. Bajo la Cordioccidental que incluye el pico más al- llera Blanca, situada al oeste, la corteza se ha engrosado con intrusiones de material to del Perú, el Huascarán, constituye volcánico que asciende por encima de la placa Nazca a medida que ésta se sumerge buen ejemplo de ello. El límite de su bajo Sudamérica. La convergencia de ambas placas también engruesa la corteza, falda occidental es una abrupta falla que el empuje acorta. Las formaciones rocosas plegadas de los sub-Andes orientales demuestran que en ese punto la corteza se está acortando y levantando, a medida que discurre paralela a la cordillera; que el escudo brasileño se cobija bajo las montañas. El plegamiento de las rocas al oeste de la falla la corteza se ha caí- sedimentarias del altiplano sugiere que se formaron anteriormente por el mismo do y se ha separado de las montañas. proceso. De ahí que muchos investigadores consideren que es el acortamiento corEn ese tipo de falla, denominada nor- tical, y no el vulcanismo, el mecanismo responsable principal de la altura de los mal, un bloque de corteza se hunde Andes y el grosor de la corteza. Aunque las faldas de los Andes todavía sufren un respecto de otro a lo largo del plano empuje hacia el centro, la corteza de los altos Andes se está estirando: en la ladera occidental de la Cordillera Blanca se han hundido grandes bloques de corteza a lo de falla. Constituye un claro indicio largo de fallas normales. Puede que los Andes se estén desplomando por disminución de extensión cortical. de las fuerzas horizontales que los vienen sosteniendo. Mi analogía inicial entre cordilleras y catedrales góticas ayudará a esclarecer la importancia de las fallas nor- las montañas son suficientemente re- cios de extensión cortical en la provinmales en los Andes. Los picos y alti- sistentes para hacer las veces de ca- cia Basin and Range, al oeste de las planos andinos, el techo del hemisferio bles de acero y mantener unidas las Rocosas, entre Utah central y Sierra occidental, vienen a ser el techo abo- montañas. Si bien la corteza sufre to- Nevada: las cuencas y sierras bascu vedado del edificio. Las b óvedas ejer- davía empuje por el flanco orienta l de ladas alternantes están limitadas por cen presiones hacia fuera, que tien- las montañas, en los altos Andes se fallas normales como las que apareden a mantener las paredes separadas. está extendiendo: el techo se cae. La cen al oeste de la Cordillera Blanca. (En el caso de la catedral, el empuje cordillera entera puede haber entra- Al extenderse la corteza se hundieron no sólo se debe a la gravedad, sino do en una fase de declive que la lleve bloques enteros a lo largo de fallas también a la carga de los vientos.) Pa- al desplome bajo su propio peso. normales, constituyendo las cuencas ra que no se cayera el techo, los arquiSi los Andes se caen, probablemen- actuales. (Una de las cuencas es el Vatectos góticos construían enormes ar- te no sean las primeras montañas que lle de la Muerte, que hoy queda bajo botantes que contrarrestaban las sufran ese destino. Muchos investiga- el nivel del mar, pero que tal vez alfuerzas centrífugas ejercidas sobre las dores consideramos los Andes el aná- canzara antaño varios kilómetros de paredes. Los arquitectos modernos logo moderno de una cordillera que altitud.) Según esa hipótesis, la propreferirían resolver el problema de dominó el oeste de Estados Unidos ha- vincia Basin and Range son los restos otro modo: basta con tirar de las pa- ce entre 80 y 30 millones de años, de un ancho cinturón de montañas y redes opuestas con cables de acero; los cuando, más al este, nacían las Ro- altiplanos que se desplomaron al cecables habrían de poder soportar la cosas. A la sazón una placa litosféri- der las fuerzas horizontales que los suficiente fuerza de extensión para ca situada bajo el Pacífico oriental sostenían. Quizá los Andes se parezmantener las paredes juntas. convergía con la placa norteamericana can algún día a la Basin and Range. En cierto modo, la placa Nazca y el y se subducía litosfera oceánica, igual Puede que también se esté desploescudo brasileño constituyen los arbo- que hoy se subduce la placa Nazca ba- mando el Tíbet. Si bien la presión aplitantes de los Andes. Su empuje hori- jo Sudamérica. Entre 30 y 10 millones cada por el movimiento de la India hazontal contra los flancos de la cordi- de años atrás cesó la subducción bajo cia el norte basta, según parece, para llera ayuda a sostener los altos picos Norteamérica. Al detenerse la conver- impedir que el Tíbet se extienda en diy altiplanos. Lo que sugieren las fa- gencia disminuyeron, y llegaron a de- rección norte-sur, la alta meseta no llas normales de los altos Andes es saparecer, las fuerzas horizontales cuenta con ningún soporte parecido que las fuerzas horizontales de sus- que habían acortado y engrosado la en el flanco oriental. En consecuencia, tentación no son ya lo bastante inten- corteza bajo la cordillera. la meseta está rajada por fallas norsas para desempeñar adecuadamente A partir de entonces la corteza em- males meridianas, a lo largo de las sus funciones, ni las rocas que forman pezaría a abrirse. Abundan los indi- cuales uno de los lados se hunde y se


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aleja del otro. El Tíbet se expande ha- modo de manómetros: cuanto más sucia el este y en el proceso empuja a jetas se hallan a presión horizontal, China suroriental hacia el este res- tanto más altas son. Puede que en el pecto del resto de Asia. Tíbet y en los Andes esa presión esté ¿Por qué los Andes y el Tíbet son disminuyendo. susceptibles de venirse abajo? Por la El Himalaya, los Alpes y las Rosencilla razón de que, en gran medi- cosas, en cambio, están sostenidos da, los sostienen profundas raíces cor- principalmente por una litosfera fuerticales. La dureza de la roca cortical te y gruesa, hecha de corteza y mandisminuye rápidamente con el to relativamente fríos. (Bajo el Himaaumento de temperatura y, por tanto, laya, por ejemplo, la corteza está de profundidad, probablemente más mucho más fría que bajo el Tíbet, pordeprisa que la dureza de la roca del que cabalga sobre la fría placa india.) manto. De ahí que las cortezas grue- Esas cordilleras no requieren un sosas tiendan a ser débiles. Además, por porte horizontal para tenerse en pie, causas aún mal comprendidas, la cor- pese a que las formaron fuerzas horiteza y el manto superior subyacentes zontales. A juzgar por la ausencia geal Tíbet y a los Andes parecen estar neral de fallas normales en ellas, no bastante calientes; puede que el lími- parece que se estén desplomando. te entre la litosfera fría y la astenosfera caliente quizá se encuentre en la Dinámica misma corteza y no muy por debajo de ella, como es el caso en la mayoría de las regiones. En consecuencia, las raílgunas cadenas montañosas son ces corticales del Tíbet y de los Andes como manómetros, otras como parecen débiles, semejan un fluido y, cargas dispuestas sobre placas elástien la medida en que no están constre - cas. Las analogías valen hasta cierto ñidas por fuerzas horizontales de so- punto, pero debo subrayar que se traporte, tienden a desparramarse. A las ta de simplificaciones; en un nivel de fuerzas horizontales cabe achacar el detalle más fino revelan sus limitaciomantenimiento de las raíces profun- nes. Karner y Watts han demostrado, das y de las altas mesetas. Paul Ta- por ejemplo, que el peso de los Alpes pponnier y el autor han propuesto que no basta para combar la placa eurolas mesetas pueden interpretarse a pea hasta el punto en que se encuen-

A

7. ROCAS SEDIMENTARIAS basculadas y plegadas en el altiplano andino. Indican que la meseta se formó por acortamiento de la corteza. La panorámica muestra una perspectiva hacia el sudeste, desde el este de la Cordillera Blanca. Las capas

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tra bajo la cuenca de las Molasas; alguna fuerza adicional tiene que tirar de la placa hacia abajo. En cambio, Lyon-Caen y yo hemos comprobado que la resistencia de la placa india, con ser grande, no explica del todo las encumbradas alturas del Himalaya; al parecer, otra fuerza dobla hacia arriba el borde septentrional de la placa. También Hawai es impulsada hacia arriba. La profundidad del fondo oceánico en la vasta región que circunda las islas fuera del foso hawaiano sólo es de unos 4500 metros, mientras que un millar de kilómetros al norte y al sur la profundidad del océano es de unos 5500 metros. Tales desviaciones indican que el sencillo modelo de placa que se dobla bajo el peso de las montañas es incompleto. Falta una consideración de la dinámica de las placas, de las fuerzas que acercan continentes, acortan la corteza y provocan el encabalgamiento de vastas superficies en los bordes de placas fuertes. Suele interpretarse los movimientos de las placas como las manifestaciones superficiales de una circulación convectiva que se extiende hasta gran profundidad en el manto, pero se desconoce el modelo global de circulación. Con todo, cabe extraer algunas conclusiones. Por ejemplo, parece claro

plegadas de calizas, areniscas y argilitas sufrieron empujes desde el este y el oeste, que levantaron y empujaron la corteza. También están plegadas las rocas de las montañas nevadas del fondo, parte de la cordillera occidental.

TEMAS 20

que Hawai se halla sobre una región de astenosfera de la que mana material caliente. Parte del material hace erupción en los volcanes de las islas, pero la columna ascendente es mucho más ancha que las propias islas. El empuje hacia arriba del material caliente explica el amplio abovedamiento del fondo marino en torno a las Hawai. Bajo otras cadenas cabe esperar un descenso de material relativamente frío. Bajo el Himalaya, la placa india, despojada de las rebanadas corticales que constituyen las montañas, puede estar sumergiéndose en la astenosfera. El material de la parte alta de la placa está significativamente más frío, y por tanto es más denso, que la astenosfera; debería, pues, hundirse. El peso del material que se hunde puede ayudar a tirar de la placa hacia abajo. Al mismo tiempo, tal como hemos sostenido Lyon-Caen y yo, la parte de la placa situada inmediatamente detrás del borde delantero se arquearía, lo que ayudaría a empujar las montañas hacia arriba. (Para “ver” el fenómeno, tómese una regla de plástico o metal y dóblese un extremo sobre el borde de una mesa.) El material que se hunde podría impulsar, en el manto, una circulación que facilitara el choque de la India con Eurasia.

Medición de la gravedad

¿C

ómo estudiar la dinámica del manto y determinar en particular si bajo las cordilleras se hunde material denso? Uno de los métodos consiste en medir las variaciones del campo gravitatorio terrestre; el campo debería ser levemente mayor en regiones de la Tierra apoyadas sobre material denso. Desgraciadamente las diferencias de gravedad producidas por variaciones de densidad en el manto son pequeñas, probablemente inferiores al 0,01 por ciento del valor medio de 9,8 metros por segundo cuadrado. En una región montañosa quedan enmascaradas por las diferencias, mucho mayores, provocadas por las variaciones topográficas. La corrección de los efectos topográficos exige disponer de mapas muy precisos; en regiones como el Himalaya ni siquiera se han trazado. Probablemente la solución sea medir la gravedad mediante satélites. Un satélite se mueve muy por encima del campo de influencias gravitatorias de montañas y valles, pero su órbita registra leves perturbaciones, provocadas por las anomalías gravitatorias resultantes de las variaciones de densidad del manto. Siguiendo la pista de


8. FALLAS NORMALES responsables de la abrupta ladera occidental de la Cordillera Blanca. El pico de la izquierda, el Huandoy, alcanza 6356 metros de altura. El escarpe que discurre a lo largo de l as montañas y a través de morrenas d ejadas por un glaciar que retrocedió es una falla normal activa. Respecto de las montañas, el valle de primer término ha bajado varios kilómetros a lo largo de esa falla y otras paralelas. Parece que la cordillera se está desplomando a medida que disminuye el empuje lateral y la corteza se extiende.

las perturbaciones puede cartografiarse el campo gravitatorio y las variaciones de densidad. Hasta el presente sólo se han trazado anomalías gravitatorias de gran envergadura, de millares de kilómetros de anchura y no relacionadas con cordilleras. La obtención de registros mejores, o bien la dotación de nuevos instrumentos de medición a los satélites, que determinen directamente las variaciones laterales de la gravedad, tal vez permitan detectar las pequeñas anomalías provocadas por las variaciones de densidad bajo las cordilleras. Cuando se cuente con tales mediciones se habrá dado un gran paso hacia la interpretación de las montañas como accidentes que crecen y se degradan en una Tierra que cambia. Una apreciación más profunda de la dinámica de las cordilleras obligará a modificar algunos de los conceptos que he presentado aquí. Hasta entonces,

los geofísicos seguirán en una situación parecida a la de los arquitectos góticos, que descubrieron que podían sostener catedrales gigantescas valiéndose de arbotantes, pero que nunca comprendieron los principios físicos subyacentes.

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA GRAVITY ANOMALIES AND FLEXURE OF THE LITHOSPHERE AT MOUNTAIN RANGES . G.

D. Karner y A. B. Watts en Journal of Geophysical Research, volumen 88, número B12, páginas 10.449-10.477; 10 de diciembre de 1983. S EISMICITY , FAULT P LANE S OLUTIONS , DEPTH OF FAULTING, AND ACTIVE TECTONICS OF THE ANDES OF P ERU, E CUADOR, AND S OUTHERN C OLOMBIA. Gerardo

Suárez, Peter Molnar y B. C. Burchfiel en Journal of Geophysi cal Research , volumen 88, n. o B12, págs. 10.40310.428; diciembre de 1983.

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La corteza oceánica

Jean Francheteau

Se crea y se destruye al fluir desde dorsales mesoceánicas hasta zonas de subducción, donde se sumerge y regresa al manto. El recurso a los sumergibles y los nuevos instrumentos ofrecen una imagen desconocida

E

n estricto rigor geológico nuestro planeta se acerca más a la noción de océano que a la de tierra. No sólo porque el agua lo cubra hasta un 70 por ciento, sino también porque sobre el 60 por ciento de su superficie sólida se sitúa una delgada corteza, elaborada en una fábrica geológica única que se encuentra en medio del océano. El primer pedazo de corteza oceánica que se identificó lo extrajo el barco de vapor cablero británico Faraday en 1874. Había zarpado hacia el Atlántico Norte con la misión de reparar un cable telegráfico, que se había roto a una profundidad de 2242 brazas de agua, donde atravesaba una gran prominencia del fondo oceánico que luego se llamó meseta de Faraday. El buque iba equipado con un gran arpeo para levantar cables del fondo. Recordaba el geólogo inglés Marshall Hall: “Mientras aferrábamos el cable telegráfico roto, el barco enganchó los duros garfios del arpeo en una roca, que resistió una tensión de unas 27,5 toneladas, bajo la cual se habría roto cualquier cosa que no fuera un cable de fabricación maravillosamente perfecta. Puesto que lo era, lo que cedió fue la roca, y subió un trozo de basalto negro de 21 libras de peso. Esta masa mostraba indicios de haber sido arrancada.” Se llevaron la roca basáltica a Inglaterra. En 1876 fue examinada y descrita por el propio Hall y por J. Clifton Ward. Más de un siglo después del hallazgo de su primer trozo, la corteza oceánica ocupa un puesto central en las ciencias de la Tierra. Hoy se sabe que la meseta de Faraday es un segmento de un sistema de dorsales submarinas de 59.000 kilómetros que circunda el globo. La dorsal mesoceánica es de gran trascendencia en la teoría de la tectónica de placas. Señala el límite entre dos placas rígidas apoyadas sobre el manto terrestre subya-

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cente. En la dorsal, las placas se separan lentamente y sube roca subyacente, que rellena el hueco mientras se funde. De este modo, cada año se forman varios kilómetros cuadrados de corteza oceánica nueva en la cresta de las dorsales mesoceánicas. La corteza así formada difiere profundamente de la corteza de los continentes. En la escala geológica del tiempo, es un orden de magnitud más moderna que la corteza continental y posee una composición completamente diferente de la que ostentan las masas continentales. Tras muchos decenios de observación, sintetizada en la hipótesis de la tectónica de placas, sabemos hoy dónde se forma la corteza oceánica y más o menos cómo lo hace. Con to do, la estructura detallada de la corteza no se conoce tan bien. Los trabajos sobre corteza oceánica pasaron de la elaboración de una teoría global a la investigación de detalles sobre su estructura y composición hacia 1980. La corteza oceánica se revela ahora mucho más diversificada, tanto en su topografía como en su estructura en capas, de lo que antes se pensó. Los refinamientos logrados en su comprensión se deben en gran parte a técnicas nuevas de observación del fondo del mar, que sigue siendo una de las partes menos accesibles de la superficie del planeta.

Las mediciones del campo gravitatorio sobre los océanos realizadas desde satélites están proporcionando un cuadro mejorado de la topografía general del suelo marino. La topografía detallada se cartografía mediante nuevos métodos acústicos. Las capas de la corteza se investigan por medio de perforaciones de profundidad, métodos sísmicos nuevos y mediciones de conductividad eléctrica. El cú mulo de información que tales técnicas ponen al alcance está cambiando rápidamente la idea que se tenía de la corteza oceánica. La investigación no se ha agotado en absoluto, pero en pocos años cabe contar con una representación bastante ajustada de la delgada corteza que cubre la mayor parte de la superficie sólida de la Tierra.

S

egún la teoría de la tectónica de placas, la corteza y el manto superior terrestre se dividen en litosfera, o capa dura, y astenosfera, o capa blanda. La litosfera comprende la corteza y parte del manto superior. En el océano, por término medio, la corteza tiene un grosor de cinco a siete kilómetros; lejos de la cresta de la dorsal la litosfera mide unos 100 kilómetros de grosor. La litosfera se rompe en una serie de placas bastante rígidas, que se parecen mucho a balsas que flotaran

1. DORSAL DEL PACIFICO ORIENTAL. Se aprecia como una región elevada que discurre aproximadamente de norte a sur en el mapa topográfico de la página opuesta, que representa el océano Pacífico frente a la costa de Sudamérica. En marrón se indican las regiones someras, en amarillo, las regiones intermedias y, en verde, las profundas. La dorsal del Pacífico oriental forma parte de un sistema de dorsales que circunda la tierra bajo el mar. Cada dorsal señala el lugar donde divergen dos placas litosféricas: la dorsal del Pacífico oriental es el límite entre la placa Pacífica y la placa Nazca. Conforme se separan las placas, mana del manto material fundido, que rellena el hueco y crea corteza oceánica nueva. El eje de la dorsal está atravesado por numerosas fallas, de considerable tamaño, llamadas fallas transformantes. El mapa se basa en sondeos de la profundidad efectuados por buques de investigación; los datos los compiló el Servicio Oceanográfico de la Marina de los Estados Unidos. El mapa se confeccionó y coloreó con un ordenador en el Observatorio Geológico Lamont-Doherty de la Universidad d e Columbia.

TEMAS 20

sobre el material menos rígido de la astenosfera. Las placas se desplazan unas respecto de otras a velocidades de unos cuantos centímetros por año; el lími-

te entre dos placas puede describirse en función del movimiento relati v o de la s m is m a s. En b o r de s divergentes, las placas se separan. En bordes convergentes, las placas

2. REPRESENTACION GEOTECTONICA basada en mediciones de la gravedad desde satélite. Revela los accidentes tectónicos del fondo oceánico como si los mares se hubieran secado. Las zonas blancas corresponden a los campos de gravedad elevada asociados a regiones someras del fondo oceánico; las zonas azules, a los campos de baja gravedad asociados a regiones

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se acercan una a otra; generalmente una placa se sumerge bajo la otra dentro de la astenosfera en un proceso llamado de subducción. En los bordes transformantes las placas

profundas y las zonas rojas, a campos de gravedad intermedia. La faja elevada roja y blanca que queda entre Europa y América señala la dorsal mesoatlántica. Las líneas en azul oscuro del Pacífico occidental indican el efecto de fosas oceá nicas profundas; las fosas aparecen rodeadas de regiones someras. La diagonal irregular del Pacífico recorre la cadena de montes sub-

TEMAS 20

resbalan una por delante de la otra. El centro expansivo de la dorsal mesoceánica, donde se inyecta en la corteza roca fundida del manto, es un borde de placa divergente.

El manto subyacente al centro de expansión está compuesto principalmente de peridotita, tipo de roca constituido en su mayor parte por el mineral olivino, que, a su vez, consta

marinos Emperador-Hawai. Un monte submarino corresponde a un volcán submarino; Hawai queda en el extremo meridional de la cadena. El mapa se basa en mediciones de la profundidad del mar efectuadas por el Seasat, un satélite lanzado por la NASA en 1978. William F. Haxby desarroll ó los métodos informáticos para obtener imágenes tectónicas. Las diferencias de


primordialmente de magnesio, hierro, oxígeno y silicio, aunque, comparado con las rocas de la corteza, es pobre en silicio. La separación de las placa s en la dorsal reduce la presión hacia

masa entre las rocas del fondo del mar se traducen en variaciones de la gravedad: los montes submarinos tienen un campo de gravedad alto y las fosas lo tienen bajo. Por consiguiente, el agua tiende a “concentrarse” sobre los montes submarinos y a hacer lo contrario en las fosas. Gracias a ello, de la altura de la superficie marina puede deducirse el perfil del fondo del océano.

83

abajo a que está sujeta la roca del y las fisuras producidas por la tensión de tierra seca y en conjeturas. El resmanto subyacente. aplicada a la corteza penetra agua de to de este artículo se dedicará a exaParte del manto empieza entonces mar. El agua fluye hacia la corteza, se minar algunos de los problemas no rea ascender; la zona de ascenso se ex- calienta y vuelve a subir a la superfi- sueltos que presenta el modelo. Se tiende desde una profundidad de 50 cie de la corteza. Tal circulación hidro- verá que el cuadro sencillo de la cora 70 kilómetros hasta la base de la termal arrastra, por lixiviación eficaz teza que se consideraba correcto hascorteza. La descompresión de mate- de la roca, compuestos solubles en ta hace muy poco se está volviendo rial del manto es adiabática, es decir, agua. Se lixivian con particular inten- más complejo a la luz de los nuevos tiene lugar sin pérdida de calor, y en sidad los elementos metálicos, que for- descubrimientos. tales condiciones la peridotita em- man fácilmente complejos iónicos. Los Desde que se realizaron los primepieza a fundirse conforme sube. elementos lixiviados son arrastrados ros sondeos del océano profundo, en En su vía hacia la superficie no to- hacia arriba y el agua marina calien- la segunda mitad del siglo XIX , se sada la peridotita se funde. En general, te, con su carga de metales, se expul- be que el fondo oceánico queda mucho el basalto líquido inyectado en el cen- sa al océano a través de chimeneas más profundo bajo la superficie del tro de expansión se forma por la fu- próximas a la cresta de la dorsal. El mar que elevados se alzan los contisión del 10 al 20 por ciento de la roca descubrimiento de las chimeneas y de nentes sobre ella. Más allá de los del manto que sube. La roca fundida las comunidades biológicas exóticas márgenes continentales, que no están se reúne en una cámara magmática, que se apiñan a su alrededor constitu- hechos de corteza oceánica, la profunen la base de la corteza, donde se se- yó uno de los hallazgos más emocio- didad media del océano es de unos 3 ,7 para por fraccionamiento de cristali- nantes de la ciencia oceánica a fines zación en porciones de composición di- de los años setenta del siglo XX . ferente. Las fracciones quedan sobre un sólido residual de composición pea circulación de agua caliente y ridotítica. El enfriamiento lento y el las fuentes someras de calor profraccionamiento por cristalización en vocan cam bio s met amó rficos en la el interior de la cámara originan la corteza inferior y rápidos cambios formación de gabro, un tipo de roca químicos en la corteza superior. Adeque, además de olivino, contiene mi- más, conforme la corteza se desplaza nerales plagioclasas, que constan hacia afuera, una capa de sedimento F O S A D E L S principalmente de silicio, oxígeno, so- se deposita en su capa superior. Los A FOSA DE dio y calcio. Los gabros y otras rocas sedimentos constan principalmente LAS KURILES que se forman por acumulación cons- de restos de plantas y de animales FOSA DEL JAPON tituyen la capa inferior de la corteza. oceánicos minúsculos. Por consiguienEl líquido basáltico de la parte supe- te, el tipo de sedimento que se deporior de la cámara llega a la superficie sita y la profundidad de la cubierta FOSA DE a través de un sistema de pasadizos de sedimento dependen primordialLAS MARIANAS verticales. Ya en la superficie, el lí- mente de la actividad biológica del PLACA quido fluye cuesta abajo por las lade- océano. FILIPINA ras de la dorsal y se endurece en lá Así pues, a cierta distancia de la minas o en formas redondeadas cresta de la dorsal, la corteza oceánillamadas lavas almohadilladas. Que ca presenta la siguiente estructura resulte una forma u otra depende de vertical, desde el suelo marino hacia F O la pendiente de la dorsal y de la velo- abajo. Arriba queda una capa de seS A D E cidad a la que hace extrusión la lava. dimento de unos 0,5 kilómetros de J AV A Además, conforme se van separando grosor. Bajo el sedimento se halla una las placas, el magma ascendente se capa, conocida como zócalo oceánico, PLACA endurece en una serie de diques: lá- constituida por coladas laminares y E D minas verticales compactas. de lavas almohadilladas intercaladas A A S G O La inyección de magma, silicato con el complejo subyacente de diques F N INDOAUSTRALIANA O T fundido, rellena el hueco dejado por verticales. El zócalo puede tener unos la separación de las placas. Pero las dos kilómetros de grosor y está intenplacas siguen separándose y el tapón samente fracturado y alterado por la acaba por romperse y abrirse. Em- circulación hidrotermal. La tercera D O R S AL pieza un nuevo ciclo de ascenso aste- capa, la oceánica, está compuesta de S U D D E L I N D O R I nosférico, fusión de peridotita, sepa- gabros que se solidifican y separan de E N T I CO AL ración en la cámara magmática y la fusión basáltica en la cámara magextrusión. La corteza formada en la mática. Los gabros pueden experironda anterior de ascenso se aleja en- mentar un notable metamorfismo al tre tanto del centro de expansión. Al alejarse de la dorsal. El grosor de la desplazarse, la corteza se modifica. capa oceánica es tal vez de unos cinLa tensión que ejerce el movimiento co kilómetros. continuo de placas puede resolverse Este modelo de la estructura en caen una serie de fisuras y de fallas pa- pas de la corteza oceánica y de cómo BORDE DIVERGENTE ralelas a la dirección, o eje longitudi- se forma se basa en datos geofísicos nal, de la cresta de la dorsal. marinos, en estudios de rocas del fon- BORDE CONVERGENTE A medida que la corteza se enfría, do oceánico, en observaciones de frag- INCIERTO en sus capas superiores aparecen mu- mentos de corteza oceánica emchas grietas pequeñas. En las grietas plazados en cinturones montañosos FALLA TRANSFORMANTE

L

MOVIMIENTO DE LA PLACA

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TEMAS 20

kilómetros. La gran profundidad del el centro de expansión. La dorsal es océano y la cubierta de sedimento so- una larga protuberancia lineal con un bre la corteza oceánica hacen difícil talud gradual. La profundidad media observarla con la mayoría de las téc- de la cresta de la dorsal es de unos nicas geológicas. Pero avances técni- 2,5 kilómetros y el fondo oceánico descos de distinto tipo han incrementa- ciende a ambos lados hasta una prodo enormemente en los últimos fundidad de unos cinco o seis kilómetiempos el conocimiento acumulado tros. sobre la corteza oceánica. A medida que la corteza oceánica Siguiendo una división muy sim- se aleja de la cresta de la dorsal, se plista, los métodos de observación se enfría y se contrae. En este proceso resumen en dos grupos: aquellos que la placa litosférica puede concebirse revelan la topografía de la superficie como “flotando” en la astenosfera. de la corteza y los que penetran bajo Consideremos un bloque de madera el fondo oceánico para obtener infor- que flota en un tonel de agua. Si no mación acerca de su composición y es- se mueve el bloque, quedará estanco tructura vertical. El interés principal en el agua a un nivel correspondiente de los estudios topográficos se centra al equilibrio entre la fue rza de la graen la dorsal mesoceánica, que señala vedad y la flotabilidad de la madera.

E D S L E A N A S J R K O Y D E R

S

N A

A T I U E A L

PLACA

La flotabilidad y, por consiguiente, el punto de equilibrio dependen de la densidad de la madera. Análogamente, si no hay factores perturbadores, la placa litosférica flota sobre la astenosfera a una profundidad correspondiente a lo que se llama equilibrio isostático: el nivel en el cual el peso de la litosfera está equilibrado con la presión del manto. El nivel hasta donde se hunda la placa depende de la densidad de la roca de la columna litosférica, una delgada sección vertical de la litosfera.

C

uando la corteza oceánica se enfría y se contrae, su densidad aumenta; se hunde, por tanto, a mayor profundidad en la astenosfera. Se

I C A

A A C L P

I A T A S O R E U

PLACA ANATOLICA

NORTEAMERICANA

A R P L A A B C A I C A

PLACA CARIBE D

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PLACA COCOS

PLACA

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D C O R A S R A L S L B D E R E G

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L T A N E I D C C O D U S

O

I C D I N E L

A L D D O R S

C A T I R T A A N A A C P L 3. PRINCIPALES PLACAS LITOSFERICAS y sus límites. La litosfera comprende la corteza y la parte superior rígida del manto. En regiones intermedias del océano, distantes del centro de expansión, la litosfera tiene unos 100 kilómetros de grosor. Los cinco o siete kilómetros superiores corresponden a la corteza. Las placas litosféricas se mueven unas con respecto a otras y los bordes se definen en función de ese movimiento relativo. En bordes divergentes las


placas se separan; los centros de expansión, en las dorsales mesoceánicas, se incluyen en esa categoría. En las fallas transformantes las placas resbalan una por delante de la otra. En bordes convergentes, las placas litosféricas se aproximan y una pl aca se introduce debajo de la otra, en el proceso llamado de subducción. Así, la corteza oceánica, en una suerte de reciclaje, se genera en bordes divergentes y se destruye en bordes convergentes.

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VALLE DE FRACTURA AXIAL 5 2 , 0

SEDIMENTOS (CAPA 1) LAVAS ALMOH ADILLADAS Y COLADAS LAMINARES (PARTE SUPERIOR DE LA CAPA 2)

5 , ) 1 S O R T 5 , E 0 M O L I K ( R O S O R G 5

DIQUES LAMINARES (PARTE INFERIOR DE LA CAPA 2) L

A M

R O N

A L L A F

GABRO (CAPA 3)

CAMARA MAGMATICA

4. CENTRO DE EXPANSION, que se localiza en la dorsal mesoceánica, donde se inyecta magma en la corteza. El magma se forma a medida que las placas litosféricas se separan y asciende roca del manto, que se funde por la disminución de la presión. Se reúne en una cámara, po r debajo del centro de expansión. En la cámara magmática cristaliza roca gabro. En el techo de la cámara el magma sube al separarse las placas y se enfría en forma de diques verticales. En la super-

ha demostrado que la profundidad alcanzada por la corteza varía con la raíz cuadrada de su edad. Una corteza de unos dos millones de años queda a unos tres kilómetros, la de 20 millones queda a cuatro kilómetros y una de 50 millones cae a cinco kilómetros. La cartografía de la topografía del fondo oceánico nos brinda, pues, una estimación de la edad de la corteza. Los mapas topográficos rinden otra interesante información sobre el mo vimiento de las placas. Dado que las placas litosféricas son cuerpos rígidos, cuando se separan dos de ellas su movimiento puede describirse en relación a un punto de la superficie terrestre al que llamamos polo de rotación. (El polo de rotación no debe confundirse con los polos geográficos o magnéticos de la Tierra; sólo tiene sentido en relación con el movimiento de placas. Además, el polo que describe el movimiento relativo de un par de placas puede desplazarse varias veces en la historia de su relación.) Segmentos continuos del eje expansi vo a lo largo de la cresta de la dorsal definen círculos máximos que pasan por el polo de rotación, de modo muy parecido a como un meridiano, o línea que señala la longitud, pasa por el polo geográfico.

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ficie la lava fluye y se endurece en forma de láminas y “almohadillas”. A medida que la corteza nueva se aleja del centro de expansión, va depositándose sobre ella una capa de sedimentos. La corteza también se agrieta a lo largo de fallas normales, que discurren parale las a la cresta de la dorsal; de ahí que la corteza madura exhiba una estructura en capas de arriba abajo: sedimentos, láminas y lavas almohadilladas, diques y gabros.

Cuando dos placas giran en torno a su polo de rotación, se forman fa llas transformantes transversalmente a la dirección de la dorsal, causadas por los esfuerzos que inciden en las placas. Otras fallas transformantes las genera la irregularidad de la rotura inicial de un continente que cree una cuenca oceánica. Cuando las masas de tierra se separan, las roturas paralelas a la dirección de movimiento de las placas se convierten en fallas transformantes; las roturas perpendiculares al movimiento de placas pasan a ser centros de expansión. En una falla transformante, el eje de la dorsal está dislocado, y las placas resbalan una junto a otra en sentidos opuestos.

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as dislocaciones de las fallas transformantes son más o menos paralelas a la dirección del movimiento relativo de las placas. Los desencajes ejercen el efecto de mantener el eje perpendicular a la dirección de expansión. Las fallas transformantes de la dorsal mesoatlántica pueden no distar más de 50 kilómetros una de otra. Lejos de la dorsal, más allá de la dislocación, las partes de la placa no están en movimiento relativo mutuo. En esta región, estructuras llamadas zonas de fractura señalan la

posición de las fallas transformantes; las zonas de fractura arrancan de la cresta de la dorsal como las costillas lo hacen desde la columna vertebral. Entre las fallas transformantes quedan muchas fallas menores provocadas también por el movimiento de las placas. La posición precisa de las fallas y de las zonas de fractura de la dorsal constituye un registro excelente de la cinemática de las placas: la historia de sus movimientos relativos. Por consiguiente, las técnicas cartográficas que permiten a los geólogos identificar la posición de estos accidentes transversales pueden servir para reconstruir la historia de las placas, en un método análogo al de proyectar al revés un rollo de película. Uno de los instrumentos más prometedores para reconstruir la cinemática de las placas es una clase de cartografía a la que su promotor, William F. Haxby, ha denominado representación geotectónica. Las imágenes geotectónicas se obtienen de datos reunidos por el Seasat , un satélite lanzado por la NASA en junio de 1978. El Seasat iba equipado con un altímetro de radar capaz de me dir la altura de la superficie del mar con una precisión de cinco a diez centímetros. Los instrumentos a bordo del

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satélite fallaron prematuramente a los tres meses de funcionamiento; mas, para entonces, el aparato, que orbitaba a una altura de 800 kilómetros, había explorado los océanos del mundo entre los 72 grados no rte y los 72 grados sur. Los datos procedentes de los tres meses de funcionamiento del Seasat han proporcionado imágenes espectaculares del fondo oceánico ( véase la figura 2 ). El principio empleado para convertir la información relativa a la profundidad del mar en mapas topográficos es curioso. La causa principal de la variación espacial en altura de la superficie del mar reside en la variación del campo gravitatorio a ni vel del mar: el océano tiende a “amontonarse” allí donde el campo gravitatorio es elevado y a hacer lo contrario donde es reducido. Las diferencias de gravedad se miden en relación al elipsoide. Es éste una figura matemática que corresponde a lo que sería la superficie media del mar si la masa de la Tierra se distribuyera de manera radialmente simétrica. Pero la masa de las capas superiores de la Tierra bajo los océa nos no se distribuye así, por lo que la superficie del mar no se ajusta al elipsoide, sino que sigue una figura irregular llamada geoide. La diferencia entre el geoide y el elipsoide en cualquier punto del océano corresponde a la anomalía gravitatoria local. Donde el geoide queda más alto que el elipsoide hay una anomalía gravitatoria positiva. Donde el geoide está más bajo hay una anomalía negativa.

¿Q

ué podría explicar las desviaciones del campo de gravedad? Dado que la fuerza gravitatoria ejercida por un cuerpo es proporcional a su masa, la presencia de grandes accidentes topográficos tales como montes submarinos, montañas sumergidas que se alzan desde el fondo oceánico, va asociada a anomalías gravitatorias positivas; las depresiones o valles del fondo se asocian a anomalías negativas. En los mapas Seasat del fondo oceánico, las zonas de fractura, los montes submarinos volcánicos y las fosas profundas cercanas a zonas de subducción destacan como si el océano se hubiera secado. Aparte de la espectacularidad de sus panorámicas, de las imágenes geotectónicas se saca partido en importantes aplicaciones geofísicas; así, los mapas detallados de zonas de fractura que proporcionan ayudan a reconstruir la dirección de movimiento de las placas en el pasado.


5. VALLE DE FRACTURA AXIAL. Marca el centro exacto de la dorsal mesoceánica: es la línea a lo largo de la cual mana lava a la superficie. El val le de fractura, o rift, de la imagen se halla en la dorsal del Pacífico oriental, un importante centro de expansión que discurre a lo largo de la costa de México, América Central y del Sur. La imagen se obtuvo con el sistema de sonar Se aMarc 1. Una fuente de pulsaciones acústicas de alta frecuencia se aloja en un “pez”, que se arrastra, uncid o a un barco, cerca del fondo oceánico, de 100 a 400 metros sobre el suelo. La pulsación se proyecta lateralmente y se registra la intensidad de la banda reflejada. Los datos recogidos se convierten luego en una representación del fondo oceánico. En esta imagen de sonar, las superficies muy reflectoras aparecen claras; las no reflectoras y de sombra, oscuras. La sonografía se obtuvo durante una travesía por la zona de fractura de Clipperton, situada a 21 grados norte, en el Pacífico, dirigida por William B. F. Ryan.

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Las imágenes geotectónicas no se corresponden exactamente con la topografía del fondo del mar. Si bien montes submarinos, zonas de fractura y fosas quedan representados con gran claridad, uno de los principales centros de expansión del Pacífico, la dorsal del Pacífico oriental, aparece como una hinchazón insignificante. La razón de tal discrepancia se comprenderá volviendo a considerar el taco de madera. Imaginemos que el bloque es un accidente topográfico de la corteza y que el Seasat vuela sobre él y compara su campo de gravedad con los de sus inmediaciones.

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uando el bloque flota, parte del mismo sobresale de la superficie; por tanto, existe una masa adicional en dicho punto sobre la superficie y allí cabe esperar una anomalía gravitatoria positiva. Sin embargo, el bloque es menos denso que el fluido en que flota y, por ello, bajo la superficie hay un poco menos de masa de la que hay en puntos cercanos, donde no existen bloques flotantes. Cuando el bloque está en equilibrio de flotación, la masa añadida en la superficie y la masa restada bajo la misma son igua-

les. Por consiguiente, en condiciones de equilibrio isostático, se observa en la corteza una anomalía gravitatoria mucho menor de la que sería de esperar en razón de los datos topográficos. De ahí que el accidente topográfico resulte casi invisible para el Seasat . Las dorsales mesoceánicas están aproximadamente en equilibrio isostático y por ello aparecen como protuberancias relativamente pequeñas, mucho menores de lo que en realidad son. Otros accidentes no están en equilibrio y se ven con toda nitidez. Consideremos un monte submarino sobre un pedazo de corteza oceánica vieja. La corteza, enfriada y contraída, es completamente rígida y, por tanto, el monte submarino no puede hundirse a una profundidad suficiente para alcanzar el equilibrio en a quel punto; la corteza se deprime levemente bajo el monte submarino, si bien dicha depresión somera se extiende a gran distancia alrededor del monte. Así la vasta extensión, que incluye el monte submarino, está en equilibrio, pero el punto donde se halla el monte no lo está. La masa sustraída se reparte por un área considerable de la corteza, mientras que la masa añadi-

6. HUMEROS NEGROS, chimeneas por las que mana agua caliente desde la corteza. Las partículas que imprimen al penacho su color osc uro son sulfuros extraídos por disolución de la roca cortical. Cerca de la dorsal mesoceánica penetra agua marina por las grietas de la c orteza recién formada. El agua se cal ienta y es expulsada por las chimeneas, precipitando los minerales que lleva disueltos. Esta fotografía y la siguiente se tomaron en la dorsal del Pacífico oriental desde el Cyana, un sumergible tripulado. Esta se obtuvo durante una expedición dirigida por Roger Hékinian.

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da se concentra en el monte submarino. Resulta de ello una anomalía gravitatoria positiva en el monte y negativa a su alrededor. La dorsal mesoatlántica y la dorsal del Pacífico oriental resultan casi in visibles a instrumentos medidores del campo gravitatorio, razón por la cual hay que utilizar otras técnicas para cartografiarlas. Las más significati vas son métodos basados en el registro de pulsaciones acústicas de frecuencia muy alta, proyectadas hacia el fondo del océano desde un aparato instalado a bordo de un buque. Puede calcularse la profundidad por el tiempo que tarda la pulsación en ir del barco al fondo y volver. Además de la capacidad de cartografiar centros de expansión, tales métodos acústicos proporcionan un grado de detalle mucho mayor que un satélite. Las técnicas acústicas no son nue vas, pero las progresivas innovaciones las han ido haciendo cada vez más valio sa s para los es pec ialis tas en ciencias de la Tierra. Una mejora importante reside en los conjuntos de emisores y receptores acústicos montados en un único aparato. La información procedente de las múltiples bandas puede combinarse rápidamente en un cuadro topográfico detallado. Otra consiste en montar tales con junto s en vehíc ulo s arr astra dos a bastante profundidad uncidos a un barco. El sistema llamado SeaBeam, desarrollado por la General Instru ment Corporation, consta de un conjunto de 16 bandas, cada una de 12.000 hertz (ciclos por segundo) de frecuencia. Cada banda abarca algo menos de tres grados de anchura. Las bandas se proyectan en forma de abanico a lo largo de una línea perpendicular a la ruta del barco, lo que permite al aparato cartografiar, conforme avanza el barco, una faja de fondo marino igual a los dos tercios de la profundidad del agua. La cartografía mediante el SeaBeam de alta resolución es una herramienta de gran capacidad para el examen del fondo del mar, en particular de las zonas del sistema de la dorsal donde las placas divergen rápidamente. La velocidad de expansión de la cresta de la dorsal puede variar considerablemente. La dorsal mesoatlántica es un centro de expansión entre mediano y lento, con una velocidad de unos cinco centímetros anuales. En cambio la dorsal del Pacífico oriental es un centro de expansión rápido, donde el ritmo de divergencia alcanza hasta 15 centímetros al año. Los accidentes de la cresta de la dorsal

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tienden a concentrarse en una zona angosta en centros de expansión rápida, pudiendo ser abarcados con una única pasada del SeaBeam; el sistema, pues, es particularmente útil para cartografiar zonas como la cresta de la dorsal del Pacífico oriental. El eje de la dorsal del Pacífico oriental discurre más o menos de norte a sur frente a la cosa de América Central y del Sur. En su cresta hay una prominencia de unos 30 kilómetros de anchura y 500 metros de altura. La protuberancia axial ha sido objeto de intensa investigación, tanto por parte de científicos interesados en el centro expansivo rápido como por parte de compañías mineras interesadas en los compuestos sulfurosos depositados a lo largo de la dorsal por el agua marina calentada que sube por las grietas. La cresta de la dorsal incluye una zona de vulcanismo activo. En el transcurso de las inmersiones con el sumergible francés Cyana, a principios de 1982, varios investigadores observamos que la región de volcanismo actual mide sólo uno o dos kilómetros de anchura, lo que permite su fácil cartografía con sólo una pasada de SeaBeam. De hecho, unos dos años antes se confeccionó un mapa SeaBeam de la “gran carretera del Pacífico”, la estrecha cresta plana de la dorsal, desde el barco francés de in vestigación Jean Charcot . Desde entonces otros barcos levantaron mapas parecidos. Vamos conociendo, pues, con bastante pormenor, la topografía de esa dorsal.

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a utilización simultánea de la cartografía acústica y de los sumergibles tripulados en la dorsal del Pacífico oriental ha puesto de manifiesto un modelo topográfico espectacular que podría modificar la idea vigente sobre el funcionamiento del centro de expansión. En la parte septentrional de la dorsal del Pacífico oriental, grandes zonas de fractura señaladas por fallas transformantes interrumpen la cresta de la dorsal cada 200 a 300 kilómetros. Entre las grandes fallas se cuentan numerosas fallas menores, algunas separadas sólo 10 kilómetros una de otra. Cerca de la falla transformante la dorsal es muy profunda y asciende hasta un pico entre cada par de fallas. La cima topográfica suele equidistar de ambas fallas; el abombamiento global es de unos 500 metros en una distancia de 200 a 300 kilómetros. Por tanto, en un perfil tomado a lo largo de la dirección, la dorsal aparece como una colina de ascenso suave. Da-


7. FISURA QUE ABRE LA SUPERFICIE de la corteza oceánica cerca de la cresta de la dorsal del Pacífico oriental. Tales fisuras las producen el movimiento de placas, que genera esfuerzos laterales, y la contracción de la corteza. Las fisuras más próximas a la cresta de la dorsal coinciden con fuentes activas de coladas de lava y suelen taponarse con las coladas. Las más distantes a la cresta de la dorsal, como la que se muestra aquí, ya no arrojan lava. Esta fotografía se tomó en 1978, durante la primera exploración de la dorsal del Pacífico oriental desde un sumergible tripulado en una expedición dirigida por el autor.

do que el perfil de la dorsal transver- nica podría consistir en un rosario de sal a la dirección es también el de un pequeños talleres adyacentes. Hans ascenso suave, la región comprendi- Schouten y sus colaboradores han da entre un par de fallas transfor- propuesto que la dorsal mesoceánica mantes está modelada como un domo forma ciertamente tal cadena de cépoco elevado. lulas de expansión adyacentes, sepaUn segundo conjunto de domos me- radas por zonas de fractura; las cénores se proyecta sobre la estructura lulas podrían mantenerse estables grande formando una hilera de ampo- durante largos períodos de tiempo. La llas a lo largo de la cresta de la dor- hipótesis de Schouten implica que la sal. Este segundo conjunto de domos corteza oceánica no se crea cual una lo descubrimos, en estudios de sonar sola masa homogénea, sino que se gede banda múltiple, Robert D. Ballard, nera en largas cintas estrechas flanRoger Hékinian y yo mismo en la dor- queadas por zonas de fractura. sal del Pacífico oriental entre la zona i bien el SeaBeam es el sistema de fractura de Orozco, a 15 grados norte, y la zona de fractura de Cliacústico más idóneo para cartopperton, a 10 grados norte. La infor- grafiar la topografía a lo largo de una mación de los mapas de sonar se com- dirección, otros dos sistemas de sopletó con las inmersiones del Cyana. nar pueden proporcionar un cuadro Los domos pequeños están li- más detallado del fondo oceánico. mitados por las fallas que cortan la Ambo s son sonare s “de visi ón late dorsal entre fallas transformantes. ral”, esto es, sus pulsaciones acúsLas pequeñas proyecciones se elevan ticas se proyectan hacia los lados unos 100 metros. Es probable que ca- desde aparatos arrastrados por el da domo corresponda a un centro de barco cerca del fondo del océano. El expansión: un área pe queña donde la GLORIA ( Geological Long Range Ingeneración de corteza nueva tiene lu- clined ASDIC ) se desarrolló en el Insgar con independencia de los segmen- tituto de Ciencias Oceanográficas de tos de dorsal adyacentes. En vez de Wormley, Inglaterra. Los transmisouna gran fábrica, la dorsal mesoceá- res acústicos encerrados en el “pez”,

S

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una caja con flotación neutra, emiten pulsaciones sonoras con una frecuencia de 6200 a 6800 hertz. El GLORIA puede cartografiar una faja de fondo marino de unos 30 kilómetros de anchura. Un sistema de sonar de visión lateral tiene una gran ventaja sobre un sistema de perfilaje acústico de un solo canal manipulado a bordo. En los sistemas instalados a bordo, accidentes verticales tales como escarpes resultan difíciles de detectar, porque proporcionan poca reflexión hacia arriba de las bandas acústicas. En cambio, en el sistema de visión lateral, los accidentes verticales se revelan con claridad, porque ofrecen superficies excelentes para la reflexión horizontal. Por ello, en las dorsales mesoceánicas el GLORIA ha aclarado el modelo de escarpes introspectivos (que miran hacia dentro) a lo largo de fallas que discurren paralelas al eje de la dorsal. Cada sistema acústico de visión lateral tiene una frecuencia y una disposición de bandas tal que lo pertrechan idóneamente para un fin particular. El SeaMarc I lo desarro25o N

ZONA DE FRACTURA DE TAMAYO

PLACA RIVERA

Z O N A 20o

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A C T U R A D E O Z N A R I V E R A D E F R A C T U R A D

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ZO N A

DE F R AC TU R A D E S I Q U EIRO S

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PLACA PACIFICA

0o

115o W

lló la International Submarine Tech- cualquier período comparable antenology, Ltd., para buscar los restos rior. Los especialistas en ciencias de del transatlántico Titanic. El apara- la Tierra tienen hoy una imagen casi to SeaMarc se arrastra en un pez des- tan clara de algunas partes de la dorde 100 a 400 metros sobre el fondo del sal mesoceánica como de las estrucmar. Transmite dos bandas aproxima- turas en tierra emergida. De todos damente horizontales con una fre- modos, para penetrar bajo la corteza cuencia de 27.000 a 30.000 hertz. El y representar su composición y esSeaMarc puede cartografiar una par- tructura se requieren otras técnicas. cela de fondo marino de uno s cinco kiMucho de lo que se sabe sobre las lómetros de anchura; por tanto, su es- capas de la corteza oceánica procede cala está comprendida entre las del de registros de ondas sísmicas, tanto SeaBeam y la del GLORIA . Combinan- de las originadas de manera natural do resultados de los sistemas Sea- por terremotos como de las provocaBeam, GLORIA y SeaMarc se dispone das a través de explosiones o cañones de un cuadro detallado de los centros de aire especiales. En realidad, la dede expansión. Un crucero dirigido por finición de la corteza se formuló oriWilliam B. F. Ryan y J. Paul Fox em- ginariamente a partir del estudio de pleó el sistema SeaMarc para carto- las ondas sísmicas. La discontinuidad grafiar la dorsal del Pacífico oriental de Mohorovic ic´ , o Moho, que separa entre las zonas de fractura de Cli- la corteza del manto, se detectó por pperton y de Orozco. Las estructuras vez prime ra graci as a su capacidad asociadas con la acreción de corteza para reflejar ondas sísmicas. oceánica podían verse con la misma La velocidad a la cual se propagan claridad que si se hubieran observa- las ondas sísmicas depende de la temdo desde el aire. peratura, de la presión y de la comLos datos de satélites y los regis- posición del medio rocoso. Por ello los tros de sonar han aportado en los úl- registros efectuados a cierta distantimos años más detalles al mapa del cia de un terremoto o de una explofondo oceánico que los obtenidos en sión experimental pueden dar indicios sobre la constitución del material intermedio. En la investigación sísmica se estudian dos tipos principales de ondas: las ondas de cuerpo, que tienden a propagarse por el interior de una capa particular, y las ondas superficiales, que tienden a propagarse a lo largo del límite entre dos capas. Una y otra clase de ondas pueden presentarse, a su vez, en dos formas: las ondas P y las ondas S. Las ondas P son análogas a las ondas sonoras del aire. Al pasar la onda P, la roca se comprime y se expande únicamente en la dirección de movimiento de la onda. Las ondas S someten a la roca a esfuerzos de cizalla, perpendiculares a la dirección de movimiento onPLACA COCOS dulatorio. Las ondas S sólo pueden propagarse a través de sólidos; las P lo hacen por sólidos, líquidos y gases. ˇ

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PLACA NAZCA 110o

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8. DORSAL DEL PACIFICO ORIENTAL frente a la costa meridional de México. Presenta una geometría compleja, que incluye muchas fallas transversales a la dirección, o eje principal, de la dorsal. Este discurre a lo largo del límite entre la placa Pacífica y la placa Cocos; las flechas señalan el sentido de movimiento de las placas. Las zonas de fractura revelan los puntos donde grandes fallas transformantes atraviesan la dirección. En la zona de fractura, el eje de la dorsal está dislocado. En la zona desencajada, el sentido de movimiento de la corteza de un lado de la falla es opuesto al de la corteza del otro lado. Entre las zonas de fractura hay muchas fallas menores. Gran parte de las investigaciones recientes del autor, a bordo del Cyana y del Jean Charcot, se han realizado entre las zonas de fractura de Clipperton y de Orozco.

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ussell W. Raitt propuso hacia 1960 un modelo sísmico de la corteza en el que ésta constaba de tres capas, que podían distinguirse en razón de la velocidad de las ondas P. La capa 1 comprendía la cubierta sedimentaria, la capa 2 el zócalo oceánico y la capa 3 la capa oceánica. Al manto subyacente se le llamó capa 4. Se sostenía que la velocidad de las ondas P se mantenía constante en cada capa. La hipótesis de Raitt incluía tres supuestos simplificadores. El prime-

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ZONA DE FRACTURA DE CLIPPERTON FALLA TRANSFORMANTE FALLA TRAYECTO DEL SEABEAM TRANSFORMANTE

) S O R T E M (

D A 2600 D I D N U F2800 O R P

3000

ZONA DE FRACTURA DE OROZCO FALLA TRANSFORMANTE TRAYECTO DEL SEABEAM

EJE DE LA DORSAL

Y A A L N E O R Z E D

DOMOS PEQUEÑOS DOMO GRANDE

DOMO GRANDE KILOMETROS 0

9. DOMOS SUPERPUESTOS en la cresta de la dorsal del Pacífico oriental; pueden proporcionar indicios del funcionamiento del centro de expansión en la dorsal mesoceánica. El dibujo de arriba muestra parte de la dorsal del Pacífico oriental vista en planta según la cartografía del sistema de sonar SeaBeam, dotado de 16 bandas, cada una de 12.000 hertz, de frecuencia. La cartografía la realizó el autor junto con Hékinian y Robert D. Ballard. El eje de la dorsal está representado por la línea central; los segmentos a trazos indican las regiones en las que el eje tuvo que estimarse por deducción. El eje

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viene marcado por fisuras volcánicas activas. Las líneas paralelas a pares indican regiones que se han cartografiado mediante el sistema de sonar SeaBeam. Las dislocaciones de la dorsal señalan fallas transformantes y zonas de relevo, donde fallas pequeñas atraviesan la dirección. El dibujo inferior muestra el mismo segmento de dorsal en un corte. Dos domos grandes se distinguen entre fallas transformantes, con la cima aproximadamente equidistante de ellas. Una serie de domos pequeños, limitados por zonas de relevos, sobresalen en cada domo grande.

ro era que la velocidad de las ondas las capas sea constante se puso en en- transición de la corteza al manto tieen la roca siempre aumentaba con la tredicho. Paul Spudich, John A. Or- ne lugar en una distancia de tres o profundidad. Este es el caso general, cutt y G. Michael Purdy esbozaron un cuatro kilómetros. De todas maneras, porque la compresión de la roca incre- modelo de corteza en el que las capas las ondas de longitud suficientemenmenta su “resonancia” como medio no se definen por la velocidad absolu- te corta para dar un cuadro de alta para el movimiento de las ondas. Pe- ta de las ondas, sino por el gradiente resolución del Moho quedan muy atero hay excepciones a la regla, que de velocidad: el cambio de velocidad nuadas al propagarse hasta el fondo complican el modelo de velocidades de las ondas con la profundidad. Los de la corteza y volver a la superficie, de la corteza. trabajos sísmicos se han ocupado mu- por cuya razón se sabe poco de la caEl segundo supuesto era que el lí- cho más de las capas 2 y 3 que de la pa de transición. mite entre dos capas cualesquiera de 1, donde a menudo los sedimentos Purdy obtuvo un perfil sísmico al la corteza era un plano horizontal. dan resultados sísmicos incongruen- sudoeste de las Bermudas, en corteza Admitía, por tercer supuest o, que las tes. oceánica generada durante la era capas son muy gruesas en comparamesozoica, hace unos 140 millones de ción con la longitud característica de e acuerdo con Spudich y Orcutt, años. Después de considerar minuciolas ondas. En general, una onda sísen la capa 2 el gradiente de ve- samente los efectos de una cubierta mica puede proporcionar información locidad es muy abrupto. La velocidad variable de sedimento, encontró que sólo de accidentes que son considera- de las ondas aumenta en uno a dos la corteza medía 7,2 kilómetros de blemente mayores que la longitud de kilómetros por segundo en cada kiló- grosor por encima de una zona de su onda. Los accidentes menores que metro de profundidad de la corteza. transición al manto de 500 metros. La la longitud de onda ejercen escaso Matemáticamente se expresa tal gra- velocidad de las ondas P en la parte efecto en la trayectoria de la onda, por diente con la notación 1 a 2 s –1 . El superior de la corteza era de cinco kilo que no se detectan cuando se ana- gradiente de la capa 3 ronda los 0,1 lómetros por segundo. La capa 2, deliza el movimiento ondulatorio. Las s–1 . La velocidad de la onda P en la finida como la región donde el graexplosiones experimentales (que cons- capa 3, es pues, casi uniforme, lo que diente superaba los 0,64 s–1, tenía 2,3 tituían la fuente principal de ondas la convierte en la región mejor defi- kilómetros de espesor. La capa 3, con sísmicas en los trabajos geológicos de nida de la corteza desde el punto de un gradiente de 0,1 s–1 o menor, memediados del siglo XX ) suelen generar vista sísmico. En la capa 4, manto su- día 4,9 kilómetros de grosor. ondas de 0,5 a dos kilómetros de lon- perior, la velocidad de las ondas reEn la corteza donde Purdy realizó gitud; sólo informan así de los compo- basa los 7,8 kilómetros por segundo. su trabajo la capa 3 aparece subdivinentes de la corteza cuyo grosor sea Algunos sismólo gos sostienen que dida en dos niveles: uno superior, de superior a algunos kilómetros. existe otra zona de baja velocidad en- 1,7 kilómetros de grosor y un gradienInvestigaciones posteriores demos- tre las capas 3 y 4, que corresponde- te de 0,1 s–1, y otro inferior, de 3,2 kitraron que los tres supuestos entra- ría a la transición de la corteza al lómetros de espesor, donde las ondas ñan una simplificación excesiva. In- manto, pero las pruebas de su presen- no muestran cambio de velocidad con cluso la idea de que la velocidad en cia son insuficientes. Se sabe que la la profundidad. La velocidad en el ni-

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vel inferior de la capa 3 es de siete kilómetros por segundo. Por tanto, la capa oceánica (la ca pa 3), definida sísmicamente, tiene unos cinco kilómetros de grosor y la capa de zócalo suprayacente (la capa 2) es la mitad de gruesa. Diversos investigadores han tratado de ir más allá del perfil estructural dado por los gradientes de velocidad para deducir la composición de las capas de roca. A tal fin suele compararse la velocidad de las ondas P con la de las ondas S para una roca de una profundidad determinada de la corteza. Tipos de roca diferentes muestran cocientes característicos entre velocidades de ondas P y de ondas S, razón por la cual, y apoyados en los datos sísmicos, cabe hacer algunas deducciones acerca del tipo de roca. Por desgracia para el sismólogo, los cocientes entre velocidades de las ondas correspondientes a los tipos de roca no son únicos. Por tanto, el

cambio de velocidad de la capa 2 a la capa 3 podría interpretarse ya como un cambio en el tipo de roca metamórfica (de esquistos verde encima a facies de anfibolita debajo), ya como un cambio de tipo litológico (de basalto encima a gabro debajo). Quizás el conocimiento de la composición exacta de las capas inferiores de la corteza oceánica deba esperar a que las perforaciones penetren en la corteza a profundidad mayor de la hasta ahora alcanzada. Durante el invierno de 1981, un sondeo desde el Glomar Challenger , dentro del Programa Internacional para la Perforación del Océano, con la participación de seis países, consiguió por vez primera rebasar el kilómetro de profundidad. El sondeo, de 1076 metros de profundidad y denominado 504 -B, se efectuó en el valle de fractura de Costa Rica, que atraviesa la dorsal del Pacífico oriental entre las islas Galápagos y Sudamérica.

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unque un sondeo de un kilómetro parece modesto comparado con la profundidad de siete kilómetros de toda la corteza, el logro es considerable, teniendo en cuenta los problemas que se plantean para perforar en el océano. Citemos, a modo de ejemplo, la torsión y la rotura del cable de perforación y un fuerte desgaste de las barrenas. En la perforación del pozo 504 -B apenas se presentaron tales problemas. ¿Qué nos dice el pozo 504 -B acerca de la corteza? La corteza en el punto perforado tiene seis millones de años de antigüedad. Dado que el Pacífico, en la latitud del rift costarricense, es cálido y biológicamente activo, la superficie de la corteza ya está cubierta por una capa de sedimento de 275 metros de grosor. Bajo los sedimentos, los 575 metros superiores del zócalo son de lavas almohadilladas y de rocas llamadas brechas y hialo-

FALLA TRANSFORMANTE GRANDE

SENTIDO DE MOVIMIENTO RELATIVO DE LAS PLACAS

FALLA TRANSFORMANTE PEQUEÑA REGION PROFUNDA DEL DOMO

LAVAS ALMOHADILLADAS CIMA DEL DOMO

COLADAS LAMINARES

REGION PROFUNDA DEL DOMO

FISURAS Y FALLAS ERUPTIVAS

FALLA TRANSFORMANTE GRANDE

10. HIPOTESIS propuesta por el autor y por Ballard para explicar cómo funciona el centro expansivo : cada domo grande comprendido entre fallas transformantes es una célula individual de expansión, una región donde la creación de corteza oceánica tiene lugar independientemente. En este diagrama se muestran dos domos completos. La línea interrumpida de fisuras eruptivas de las que mana lava señala la cresta de la dorsal. Cada domo tiene una cima entre las

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fallas; el domo desciende hacia regiones profundas junto a la falla. Cerca de la cumbre, la cresta de la dorsal está cubierta principalmente por coladas laminares. Abajo, el talud está cubierto por lavas almohadilladas. El predominio de uno u otro tipo de lava depende de su posición en el domo. Si cada domo es una célula expansiva, la corteza podría generarse en delgadas cintas que se extendieran desde los lados de la célula de expansión.

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11. PERFIL SISMICO, prueba de que la cámara de magma subyacente a la dorsal mesoceánica es muy angosta. El perfil lo obtuvo Peter Buhl a nueve grados 30 minutos norte en la dorsal del Pacífico oriental. El pico del borde superior del perfil es la cresta de la dorsal. La línea oscura que cae en un tiempo de reflexión de unos seis segundos es la discontinuidad de Mo horovi cˇi c´, o Moho: lí mite entr e la corte za y el manto. Un perfil sísmico se construye generando fuertes ondas acústicas y registrando sus reflexiones desde varios

niveles de la corteza. El tiempo invertido en el trayecto y las amplitudes de las ondas sísmicas reflejadas proporcionan información acerca del carácter de la roca cortical. En un magma parcialmente líquido las ondas sísmicas resultan considerablemente retardadas. La interrupción del Moho directamente debajo de la cresta de la dorsal evidencia la presencia de magma. La anchura de la discontinuidad sugiere que, a nivel del Mohorovicˇic´, la cámara de magma mi de menos de dos kilómetros de anchura.

clásticas, que se producen por la ceNo se conoce todavía el mecanis- en el gabro de la capa 3. El sondeo mentación de pedacitos de basalto mo responsable de tan notoria inver- 504 -B no llegó a suficiente profundifracturado en una masa única a pre- sión del gradiente de presión. El des- dad para resolver la cuestión, pero sión. Entre 575 y 780 metros apare- censo de presión del sondeo podría es significativo que las rocas obtenicen los primeros diques y se interca- deberse, sin embargo, a un ciclo de das a una profundidad de 600 metros lan de forma generalizada brechas convección de calor en el manto. La y hacia el fondo del pozo mostraran con algo de lava almohadillada. Des- presión relativamente baja de las ca- un modelo de alteración muy compade 780 metros hasta el fondo del son- pas inferiores de la corteza podría ex- tible con la del fluir de agua marina deo hay basaltos compactos, abun- plicar la circulación hidrotermal; calentada por su interior. Además, dantes diques y una ausencia notable tendería a tirar del agua marina des- las rocas de la parte más profunda de lavas almohadilladas o de mate- de el fondo oceánico hacia abajo por del pozo se cuentan entre las más alrial fracturado. las grietas de la corteza. teradas. Tal alteración tendría que Registros de la presión local a gran La profundidad de la circulación hi- haberse producido antes de la depoprofundidad, efectuados en el pozo drotermal es en la actualidad tema de sición de los sedimentos que coronan 504 -B por Roger N. Anderson y Mark considerable controversia. Se ha pro- el zócalo e impiden el flujo de agua Zoback, explican la circulación de puesto que el agua que circula pene- hacia el mismo. agua a través de las capas superio- tra a una profundidad suficiente para Los indicios sobre el funcionamienres de la corteza. Se empleó un ins- desempeñar algún papel en la regula- to de la cámara magmática que se trumento hinchable, un empaque- ción del funcionamiento de la cámara obtuvieron del sondeo 504-B se comtador, para aislar parte del pozo. La magmática situada bajo el eje de la pletaron con investigación sísmica. presión en la zona aislada se midió dorsal mesoceánica. Si a las capas in- Al investiga r la cámara magmática con un instrumento desarrollado por feriores de la corteza llegase suficien- se observan las ondas sísmicas de rela industria petrolera para la pros- te agua marina, ésta podría enfriar el flexión y de refracción. En los expepección de pozos de petróleo y de gas. magma y provocar su solidificación. rimentos de reflexión suelen emEs curioso que se observase que, ha- En consecuencia, la lava cesaría de plearse como fuente de energía cia la mitad inferior del pozo, el agua manar en la superficie de la dorsal cañones de aire arrastrados tras un se hallaba a menor presión que el hasta que las placas se separaran lo barco. Las ondas de los cañones de agua de la parte alta. La diferencia suficiente para renovar la descompre- aire atraviesan la corteza y se reflede presión era de unos ocho bar. (Un sión de la roca del manto. jan hacia arriba, hacia el barco, donbar son 1,02 kilogramos por centímePara que el agua circulante produ- de se registran el tiempo de recorrido tro cuadrado.) jera tal efecto tendría que penetrar y la amplitud. En los experimentos


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3460

L

FONDO DEL MAR

3500

3600

) S O R T E M ( R A M L E D E I C I F R E P U S A L O J A B D A D I D N U F O R P

3700

3738

3800

3900

3952,5

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S E L I S O F O N A N E D O R R A B Y A E C I L I S A Z I L A C

1 A P A C

S S O O O T L E D U C N I A E D I L L A O M S C I N D E R E E N D S O T N C I

S E R A N I M A L S A D A L O C Y S A D A L L I D A H O M L A S A V A L

2 A P A C A L E D R O I R E P U S E T R A P

de refracción, la energía se propaga a “raíz’’ de la dorsal mesoceánica, por la superficie que separa capas de las estructuras subyacentes en roca y puede registrarse a cierta dis- el manto, también se investiga por tancia en el fondo del mar con un sis- medios sísmicos. Una forma de examómetro de fondo, o bien en la su- minar las capas más profundas es esperficie del mar. Combinando los tudiar las ondas superficiales, resultados de la reflexión y de la re- llamadas ondas Rayleigh. Donald W. fracción, puede calcularse la veloci- Forsyth, Nicole Girardin y Wolfgang dad de las ondas a través de las es- Jacoby estudiaron el paso de ondas tructuras. Rayleigh por litosfera joven en el PaLa velocidad de las ondas sísmicas cífico y a lo largo de la dorsal de Rese reduce considerablemente en la ro- ykjanes, al sur de Islandia. Enca fundida; una zona de baja veloci- contraron que la baja velocidad de dad en la corteza podría corresponder, las ondas S se extiende, hacia abajo, por tanto, a una cámara magmática. hasta 60 kilómetros. Existe una región bajo la dorsal del Un fuerte terremoto producido en Pacífico oriental donde las ondas re- Uzbekistán, en el sur de la e x Unión fractadas se atenúan o reducen mu- Soviética, en mayo de 1976, aportó cho su velocidad; la zona probable- nuevos datos. Con sismómetros para mente sea una cámara de magma longitudes de onda ultralargas se recortical. El magma es un eficaz reflec- gistraron, en Los Angeles y en el potor de la energía sísmica, de modo que, lo Sur, ondas Rayleigh con un peen los trabajos de reflexión, el techo ríodo de 300 a 400 segundos, que de la cámara magmática aparece co- pueden hacer varios circuitos terresmo una superficie reflectora bastante tres. El paso de ondas de gran longillana y bien patente a dos o tres kiló- tud demuestra que la zona de baja metros bajo el fondo del mar. En el velocidad situada bajo la dorsal del centro expansivo de la dorsal del Pa- Pacífico oriental se extiende hasta cífico oriental, a nueve grados norte, una profundidad de 200 kilómetros, y también en la cuenca de Lau, cerca detectándose la velocidad mínima a de las islas Fidji, la reflexión del te- unos 100 kilómetros. Por consiguiencho de la cámara abarca unos cuatro te, la dorsal mesoceánica tiene raíkilómetros de anchura. ces profundas. Los experimentos de refracción Stuart A. Hall y sus colaboradores efectuados por Brian T. R. Lewis y han propuesto un avance de modelo sus colaboradores también dejan cla- cuantitativo de la cámara magmátiro que la cámara de magma es muy ca y de su raíz en el manto. Su traestrecha. Lewis cree que su anchura bajo trata de explicar las pequeñas es incluso inferior a cuatro kilóme- anomalías gravitatorias de la cresta tros. Por tanto, toda la corteza oceá- de las dorsales mesoceánicas. Ya me nica se crea a partir de un delgado he referido a que la dorsal se halla tubo de roca fundida que discurre a aproximadamente en equilibrio isospocos kilómetros bajo la cresta de la tático, libre, pues, de grandes anodorsal mesoceánica. malías del campo gravitatorio. Lo que no impide que sí se presente n pequeñas anomalías sobre la propia 12. UN SONDEO PROFUNDO de la cortecresta de la dorsal. En la dorsal za oceánica fue el pozo 504 -B, en el valle mesoatlántica, donde el ritmo de exde fractura de Costa Rica, situado entre pansión es bajo, existe una anomalas islas Galápagos y Sudamérica. Testilía negativa; en la dorsal del Pacífigos del sondeo 504-B, como el represenco oriental, donde el ritmo de tado esquemáticamente, brindan nueva expansión es alto, hay una pequeña información sobre la estructura de la anomalía positiva. corteza. A la izquierda se indica la profundidad bajo la superficie del mar; el Según Hall y sus colaboradores, testigo dibujado viene a ser la mitad de ambas anomalías gravitatorias potoda la profundidad del sondeo. En el rift drían explicarse mediante un tipo de costarricense, la corteza tiene unos seis cámara magmática. Postulan que la millones de años de antigüedad. Está densidad del material de la cámara cubierta por una capa de sedimentos de magmática ronde los 2,75 gramos 275 metros de grosor, constituida prinpor centímetro cúbico, es decir, que cipalmente por los restos de plantas y de sea el uno por ciento menor que la animales microscópicos marinos. Bajo esos 275 metros queda el zócalo oceánico, de la roca circundante. La raíz del compuesto por lavas almohadilladas y manto, construida en gabro, tiene coladas laminares. Curiosamente, se ha una densidad de tres gramos por cendemostrado que la presión local en el tímetro cúbico, un 6 por ciento mefondo del testigo de la ilustración es nor que la de la roca del manto admenor que la presión en el fondo oceániyacente. Por tanto, la densidad de la co. La diferencia de presión podría hacer cámara y la de la raíz del manto se bajar agua marina por las grietas.

TEMAS 20

parece mucho a la densidad de la roca adyacente.

H

all y sus colaboradores llegan a la conclusión de que las pequeñas anomalías gravitatorias que aparecen sobre las dorsales no obedecen a variaciones de la densidad, sino a accidentes topográficos de la cresta de la dorsal. En la dorsal mesoatlántica, de expansión lenta, existe un valle de fractura a lo la rgo del eje de la dorsal. En la dorsal del Pacífico oriental, de expansión rápida, el eje lo marca una prominencia. La última fuente de información sobre la estructura de la corteza oceánica no son las ondas sísmicas ni los datos de gravedad, sino la radiación electromagnética. Se pueden medir ya los campos magnético y eléctrico submarinos con notable precisión a través de receptores instalados en el fondo oceánico. Si sobre el suelo marino, a cierta distancia de un tal receptor, se coloca una fuente de corriente eléctrica, el campo eléctrico inducido por la corriente se propaga por la roca. La intensidad del campo electromagnético que se mide indica cuán buen o mal conductor de electricidad sea la sección intermedia de la corteza. La conductividad eléctrica de una roca se ve afectada por la composición química, por la temperatura y por el grado de fusión. Por consiguiente, un registro de la conducti vidad eléctrica en profundidad puede informar muy bien acerca de las rocas de la corteza y del manto superior. Charles S. Cox y Peter Young emplearon un alambre aislado de 800 metros, aislado en toda su longitud menos en los extremos, como fuente de energía electromagnética. El alambre actúa como dipolo eléctrico horizontal; el flujo de retorno de corriente pasa por el océano. El alambre se tiende sobre el fondo del mar al final de un cable uncido a un barco. Por el alambre se hace pasar una corriente alterna con un máximo de unos 70 ampère. La energía transmitida por el dipolo tiene una frecuencia de un hertz aproximadamente. Un par de antenas cruciformes con brazos de nueve metros de longitud se colocó sobre el fondo del mar a 19 kilómetros del transmisor. Con esta estructura se registraron señales de campo eléctrico de hasta 10 –1 0 volt por metro. Dado que el “ruido”, o campo eléctrico de fondo del suelo marino, es de 10–12 volt por metro, cien veces más débil que la señal registrada, el hallazgo es importante.


El modelo de señales recibidas demuestra que en la corteza hay dos capas con conductividad eléctrica muy distinta. La superior mide como máximo 1,5 kilómetros de grosor y tiene una conductividad eléctrica alta, de alrededor de 0,1 siemens por metro. La capa superior corresponde a los basaltos fracturados, relativamente modernos, hallados cerca del techo del sondeo 504-B ; la conducti vida d medida en los dos lugares es casi igual. En ambos sitios, la presencia de agua marina que ha penetrado por las fracturas aumenta mucho la conductividad eléctrica.

B

ajo la capa conductora hay una región, que se extiende hasta unos seis o siete kilómetros, de conductividad mucho menor: unos 0,004 siemens por metro. La conductividad medida en la región inferior probablemente sea un promedio entre la de la corteza inferior y la del manto superior. En las partes profundas de la corteza la conductividad se debe a la penetración de agua marina en la capa de gabro. La conductividad del manto resulta del paso de la señal eléctrica a través de minerales de la roca caliente. Las mediciones electromagnéticas pueden proporcionar una información única acerca de los cambios de temperatura con la profundidad y de la presencia de roca fundida en las regiones profundas de la corteza. Por lo tanto este método podría arrojar mucha luz sobre la zona cercana al Moho, difícil de investigar con otras técnicas. La observación electromagnética, tan novedosa y curiosa, no es más que otro de los métodos que se están desarrollando para sondear la parte superior subyacente bajo el océano. Las teorías sobre la corteza oceánica, mucho más que las teorías sobre otras áreas de la ciencia, avanzan sólo con el progreso de nuevos métodos de observación.

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Resolución de la paradoja de los terremotos profundos Harry W. Green II

Durante mucho tiempo los geofísicos defendieron la imposibilidad de que se desencadenasen terremotos en el interior de la Tierra. Pero se dan. Conocemos ya el proceso y la razón de su presencia

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l 8 de junio del año 1994, un potente terremoto sacudía el manto terrestre a más de 600 kilómetros bajo el suelo de Bolivia. Se trataba del mayor de los seísmos jamás registrados a tales profundidades y también el más intenso de los acontecidos en los últimos años. Las sacudidas se sintieron hasta en Toronto. El terremoto, espectacular, resultaba paradójico. No obstante gozar de la regularidad de la maquinaria de un reloj, la teoría niega a los terremotos profundos el derecho a la vida. De ahí que su existencia, descubierta en 1927, provocara el desconcierto de los geofísicos. Buena parte de los seísmos se producen a unas cuantas decenas de kilómetros bajo la superficie terrestre, por procesos de fractura frágil y deslizamiento con rozamiento —el mismo mecanismo por el que se hace añicos el cristal y chirrían las llantas en la carretera—. Ahora bien, casi el 30 % de los episodios ocurren a más de 70 kilómetros de hondura, donde la presión supera los dos gigapascal (20.000 veces la presión de la atmósfera al nivel del mar); en torno a un 8 % de los seísmos ocurren allende los 300 kilómetros de profundidad, donde reina una presión de más de 10 gigapascal. Sometida a esa enorme presión, la roca fluye ante esfuerzos menores que las tensiones requeridas para romperla o inducir su deslizamiento por una falla preexistente. Parece, pues, razonable inferir que no pueden darse terremotos a tales profundidades. Pero los seísmos profundos ocurren, y de modo exclusivo en zonas delgadas y planas que empiezan bajo las fosas oceánicas y se introducen en el interior del manto. De acuerdo con la teoría de la tectónica de placas, esos puntos denuncian zonas de subducción, donde la capa superficial y fría de la

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Tierra (la litosfera, de 50 a 100 ki- original. El cambio provoca un increlómetros de espesor) se hunde en el mento brusco en la velocidad de las manto. Así se produce el movimiento ondas sísmicas a esta profundidad. A de retorno que compensa la elevación 660 kilómetros, la espinela se vuelve de materiales líquidos y la creación de inestable y se descompone en dos falitosfera en las dorsales oceánicas. En ses, que son otro 8 % más densas. La dichas zonas, la tasa de frecuencia de reacción induce un nuevo salto brusseísmos registra una caída exponen- co de velocidad de las ondas sísmicas, cial desde la superficie hasta una cota dibujando una frontera entre el manaproximada de 300 kilómetros de pro- to superior y el inferior. En una capa subducida la temperafundidad. Traspasado ese límite, los episodios aumentan su cadencia has- tura es menor. En esa condición, la esta alcanzar su máximo entre los 550 y tructura de la espinela se estabiliza 600 kilómetros de profundidad. Más con presiones algo inferiores a la norallá de los 680, cesan los temblores. mal; permanece así hasta que se alPuesto que la frecuencia de episo- canzan presiones ligeramente supedios decrece de forma continua hasta riores a la normal. Por tanto, el llegar a los 300 kilómetros, los geofí- campo de estabilidad de la espinela sicos opinan que los seísmos origina- abarca desde los 300 hasta los 700 kidos en el intervalo entre los 70 y 300 lómetros de profundidad. Esta es exackilómetros (terremotos de profundi- tamente la región donde se producen dad intermedia) obedecen a un meca- los terremotos profundos. Apoyados en tal correla ción, solía nismo relacionado con la fractura frágil y deslizamiento con fricción. Los argumentarse que la distribución de terremotos profundos (cuyo foco yace los terremotos profundos tenía que allende los 300 kilómetros) siguen un ver con dichas transformaciones de famodelo diferente y deben, por tanto, se. Las primeras hipótesis se centraproceder de un mecanismo distinto, ban en torno a la densificación imque permaneció oculto por más de 60 plicada por las reacciones. Varios años. propusieron que una transformación repentina de una cantidad notable de isponemos de información muy olivino en espinela produciría una imcuriosa sobre las zonas de sub- plosión capaz de radiar la energía sísducción. En la vecindad de la superfi- mica requerida. Hipótesis que se recie terrestre, las rocas contienen mi- chazó más tarde cuando se demostró nerales que evidencian una baja que la pauta geométrica de la energía concentración de átomos. A medida sísmica que se radia de los terremoque aumenta la presión con la profun- tos profundos no puede distinguirse didad manto adentro, los átomos se de la pauta seguida por los episodios reorganizan y forman minerales con superficiales. Además, eso indica que densidades crecientes. La primera de el movimiento procede a lo largo de tales transformaciones se produce en una falla. la mayor parte del manto, a unos 400 ¿En qué reside, pues, la causa de los kilómetros de profundidad. En la reac- terremotos profundos? ¿Por qué guarción, el olivino, el mineral más abundan correlación con el campo de estadante del manto superior, se torna bilidad de la espinela? Sólo en los úlinestable y cambia hacia una fase con timos 30 años se ha podido acometer estructura (cúbica) de espinela, que la experimentación directa a las prees un 6 % más densa que el mineral siones elevadísimas de las profundi-

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TEMAS 20

dades de la Tierra. En 1976, ChienMin Shung y Roger G. Burns demostraron que, consideradas las temperaturas y presiones imaginables en el núcleo frío de una zona de subducción, no podría darse, por razones cinéticas, la transformación de olivino en espinela, ni siquiera en un ma r-

co temporal de decenas de millones de años. (El grupo de David C. Rubie confirmaría más tarde estos resultados y resolvería que el olivino debería persistir metaestable en una litosfera en rápida subducción.) En el mismo año que Sung y Burns publicaron sus resultados iniciales, J.

1. SOLO EN LAS ZONAS DE SUBDUCCION, donde convergen placas tectónicas, se producen terremotos intermedios y profundos. Los terremotos superficiales aparecen por doquiera la roca frágil de la litosfera se fracture y deslice. Los temblores intermedios ( puntos rojos) hacen acto de presencia cuando la serpentina (olivino y agua) se deshidrata en su descenso man-


Rimas Vaisnys y Carol C. Pilbeam sugerían la posibilidad, bajo ciertas condiciones, de una inestabilidad de falla durante la transformación del olivino en espinela. Apelaron a una fuga térmica (una reacción exotérmica libera calor, que acelera la reacción de forma creciente) y a una notable

to adentro. Los terremotos profundos ( puntos negros) se producen a partir del crecimiento y la expansión de microestructuras densas alrededor de los márgenes de la cuña de olivino metaestable que se extiende allende la cota de los 400 kilómetros. A 700 kilómetros, el olivino remanente se descompone silenciosamente y cesa toda actividad sísmica.

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2. MAPA de sismicidad en la vecindad del Japón (izquierda) y América del Sur (derecha), entre 1971 y 1986. La mayoría de los terremotos son someros, originados a menos de 70 kilóme-

mengua del tamaño del cristal, aspectos importantes de los que me ocuparé más adelante. En las postrimerías de los años setenta y comienzos de la década siguiente, se desató una polémica sobre la naturaleza del mecanismo en virtud del cual el olivino se transforma en espinela. Además, del olivino silicato del manto terrestre, (Mg,Fe)2SiO4, encontramos la transformación olivino-espinela en muchos sistemas químicos, oli vino germanato, Mg2GeO 4 incluido. Por ser el átomo de germanio, en este compuesto, mayor que el de silicio, la transformación se produce a presiones mucho más bajas que en el cambio del olivino silicato. El trabajo realizado en mi laboratorio usando el sistema germanato corroboró las observaciones de Sung y Burns: la transformación ocurría por la nucleación y crecimiento de los cristales de espinela en las fronteras de los granos de olivino. Pero otras investigaciones abogaban por un mecanismo diferente, en el que se producirían deslizamientos de cizalla de la red cristalina. Las discrepancias entre los diversos experimentos me movieron a proponer, en 1984, que debían darse ambos mecanismos y que el esfuerzo determinaba probablemente cuál de los dos operaría bajo determinadas condiciones.

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tros de profundidad. Los intermedios, más allá de 70 kilómetros, y los profundos, allende los 300 kilómetros, representan en conjunto un tercio de todos los seísmos.

Resultaba imperioso resolver el pro- mecanismo de nucleación y crecimienblema, pues no podemos entender la to, y así las muestras eran mucho más dinámica del manto (terremotos pro- débiles; en este segundo caso nunca fundos incluidos) sin conocer el mese alcanzó el esfuerzo intenso que descanismo responsable de la transfor- encadenaba el mecanismo de cizalla. mación. Por eso, en 1985, Pamela C. on nuestros resultados se acabó Burnley y yo empezamos a e studiar el efecto de los esfuerzos en la transforla polémica sobre la transformamación. Ni entonces podíamos, ni aho- ción del olivino en espinela. Ahora ra se pueden acometer experimentos bien, los esfuerzos necesarios para de deformación y medir el esfuerzo a producir el mecanismo de cizalla son muy altas presiones bajo las que tan altos, que en el interior de la ocurre esta transformación en el sis- Tierra sólo debe operar el mecanismo tema silicato. Continuamos, pues, de nucleación y crecimiento. Además, usando muestras de germanato de no encontramos ninguna inestabilidad de falla asociada al mecanismo de magnesio. Preparamos y deformamos peque- cizalla. Por consiguiente, podía deñas muestras de una “roca” sintética secharse también su candidatura de de esta composición dentro del campo mecanismo causante de los terremode estabilidad de la espinela polimór- tos profundos. fica. El estudio confirmó que los niveMientras Burnley acometía estos les de esfuerzo determinan qué meca- experimentos, Stephen H. Kirby obtenismo de los dos entrará en acción. A nía resultados un tanto anómalos. Inbajas temperaturas, bajo condiciones vestigaba éste las fracturas de dos midemasiado frías para que la reacción nerales sometidos a presiones se produzca por nucleación y creci- próximas o superiores a las que cabría miento de nuevos cristales, nuestras suponer se formara una reacción de muestras eran muy resistentes. Se densificación. Aunque no encontró transformaron sólo cuando esfuerzos ninguna prueba directa de tal reacmuy intensos causaron la fractura de ción, Kirby propuso que la incipiente cizalla de las facies cristalinas en el transformación en fases estables pointerior de delgadas láminas de la fa- dría haber causado el proceso de falla se más densa. Sin embargo, a altas que observó. Lo mismo que Vaisnys y temperaturas operaba más deprisa el Pilbeam sugirieran 10 años antes, su-

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TEMAS 20

puso que, durante la transformación del olivino en espinela, podría operar en el manto terrestre una inestabilidad de falla. Aunque no habíamos observado esa inestabilidad, Burnley y yo razonamos que, si la tal existía, debía entrañar el mecanismo de nucleación y crecimiento; tendría que limitar, además, su aparición al estrecho intervalo de temperaturas entre los dos rangos con que habíamos experimentado en trabajos precedentes. Y así nos aprestamos a deformar las muestras en las condiciones en que se produce la nucleación de la fase de espinela dentro del marco temporal del ensayo. Acertamos. Las muestras revelaban una caída brusca en la cantidad de esfuerzo que podían soportar y desarrollaban una o más fallas revestidas de espinela. El análisis subsiguiente nos reveló un conjunto singular de microestructuras en el interior de las muestras fracturadas. Al poco de iniciarse los experimentos realizados dentro de la estrecha “ventana” de fracturación, se formaron y crecieron, en los límites granulares del olivino, unos paquetes microscópicos de la fase de alta densidad. Los paquetes presentaban tres notas cruciales: semejaban fisuras rellenas, procedían perpendiculares al campo de esfuerzo y contenían cristalitos de espinela (unos 10–5 milímetros de diámetro). Las dos primeras peculiaridades guardaban un sorprendente parecido con el comportamiento que suele definir a los materiales frágiles

antes de romperse. En la tercera nota En nuestro experimento de falla (o distintiva podía leerse una respuesta fracturación) a altas presiones no obpotencial a la pregunta sobre el modo servamos microfisuras, sino el crecide formación y deslizamiento de las fa- miento de cristales microscópicos de llas a altas presiones. espinela en forma de lentes. Por su Con esa triple característica tejimos morfología, recuerdan éstas a las fiuna teoría sobre fallas inducidas por suras tensionales abiertas, aunque de transformación, tipo de fracturación orientación opuesta: se constituyen que es análogo a la fractura frágil de perpendiculares a S 1. La fase de espicizalla, aunque difiere en su microfísi- nela es más densa que el olivino; por ca. En la fractura frágil de cizalla, con- tanto, las fronteras de los cristales se forme aumenta el esfuerzo, se abren internan hacia el plano de la lente. Temuchísimas fisuras tensionales mi- nemos, pues, que las lentes son conficroscópicas, y lo hacen paralelas al es- guraciones del Modo I lo mismo que fuerzo máximo de compresión (S1). Las las fisuras tensionales. Por ser inverllamamos fisuras del Modo I porque so el desplazamiento de sus fronteras, los desplazamientos a través de las en sus cabezas se desarrollan concenmismas son perpendiculares al plano traciones de esfuerzos compresivos, no de la fisura. A medida que prosigue la esfuerzos tensionales. Los esfuerzos carga van multiplicándose, en núme- de tracción (tensionales) ejercidos en ro y densidad, las microfisuras de Mo- las cabezas de las fisuras abiertas en do I, hasta que el material empieza a materiales frágiles son los causantes perder localmente su resistencia. de que su orientación sea paralela a Llegado ese preciso momento, las S 1; de forma similar, los esfuerzos microfisuras se organizan para iniciar compresivos en las puntas de las lenla fractura de cizalla. Las muestras se tes de nuestras muestras hacen que rompen en una fracción de segundo. Al se orienten perpendiculares a S 1. frente de la falla creciente se desarroEn cualquier caso, pues, estas eslla una “zona de proceso” de microfisu- tructuras se contraponen a las fisuras tensionales (Modo I); la zona de ras; son, por decirlo en una palabra, proceso conduce la falla a través del antifisuras, idea ésta adelantada ya material. Importa resaltar que la falla en 1981 en un contexto diferente por no es aquí un proceso directo de frac- Raymond Fletcher y David D. Pollard. tura, sino que viene instada por las mi- Ante el estrecho parecido entre las dos crofisuras del Modo I y está sometida configuraciones del Modo I, dedujimos a la dirección de éstas. Puesto que la que las antimicrofisuras que preceden presión bloquea la expansión produci- al fallo en nuestras muestras deben da cuando se abren las microfisuras desempeñar el mismo papel en fallas tensionales, no pueden darse en el in- de altas presiones que las microfisuterior de la Tierra fracturas frágiles. ras en fallas frágiles.

3. FRECUENCIA de los terremotos y su estrecha correspondencia con las profundidades en las que el olivino experimenta transformaciones de fase (izquierda). La tasa cae al mínimo en la cota de 400 kilómetros, donde el olivino se transforma en la fase más densa (o cúbica) de espinela. Ningún t erremoto se produce por debajo de 700 kilómetros, donde la espinela se


descompone. La presión y la temperatura gobiernan estas reacciones (derecha). En el olivino germanato a bajas presiones y temperaturas elevadas, el olivino es estable; por contra, a altas presiones o bajas temperaturas, persiste estable la espinela más densa. La falla por antifisura se da sólo en una estrecha “ventana” de temperaturas.

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La tercera estructura crucial de nuestras muestras fracturadas, la espinela de grano muy fino en las antifisuras, nos indicaba que las antifisuras constituyen una etapa de debilitamiento fundamental; nos sugería también la razón de que el proceso se diera a altas presiones. Los materiales de grano extremadamente fino gozan de superplasticidad o fluidez suma y se deslizan por las fronteras de grano entre los cristales. Esta fluidez semeja la deformación de un saco de arena. Existe, sin embargo, una importantísima diferencia: los granos de arena son rígidos; deben deslizarse, pues, sobre y alrededor de otros. Al abrirse espacios entre los granos de arena, la dilatación labora contra la presión del entorno. Ello significa que este proceso, igual que el de fractura frágil, viene imposibilitado por la presión. El deslizamiento de las fronteras de grano es, por contra, un proceso plástico en el cual se mueven ciertos defectos de los cristales, las denominadas dislocaciones de la frontera de grano. No se produce la expansión observada en la fluencia granular de la arena; razón por la cual resulta insignificante el efecto inhibidor de la presión. Y así supusimos que la espinela de grano fino del interior de las antifisuras era mucho más débil que el olivino hospedante y presentaba una capacidad de fluidez “superplástica”. Tras reflexionar sobre estas obser vaciones formulamos la hipótesis si-

guiente. Durante la carga, y bajo condiciones en que crece con dificultad la fase de espinela, el olivino se transforma en espinela. La transformación se produce a medida que se van constituyendo nuevos cristales por nucleación repetida, contiguos unos a otros donde se concentra el esfuerzo. En un campo de esfuerzo no hidrostático, los paquetes de espinela en formación tienden a crecer perpendiculares a S 1. Esta preferencia les lleva a adquirir su morfología lenticular y su alineamiento. Las microfisuras del Modo I emergen dispersas inicialmente por las muestras. Ahora bien, debido a que los agregados de espinela de grano fino del interior de las microantifisuras son mucho más débiles que los grandes cristales de olivino, la muestra pierde su resistencia local en cuanto aquéllos completan un número suficiente. En ese estado crítico, se desarrollan grandes concentraciones de esfuerzos alrededor de la zona de quiebra incipiente, y se acelera la propagación de antifisuras. Las microantifisuras preexistentes se unen entonces y vacían su contenido superplástico dentro de la zona de fracturación, proporcionando un lubricante a lo largo del cual la falla puede deslizarse. El proceso continúa por delante de la cabecera de la zona de crecimiento de la falla y aporta, en consecuencia, el material superplástico necesario para lubricar la falla. Las antifisuras deben crecer rápidamente para producir este tipo de fracturación. En nuestra opinión, la velocidad de su crecimiento dependía de un mecanismo de realimentación térmico: la nucleación de la espinela en las antifisuras libera calor que eleva localmente la temperatura, lo que incrementa el ritmo de nucleación, que eleva a su vez la temperatura, promoviendo una nucleación más acelerada, hasta abocar en la quiebra catastrófica.

E

4. CRISTALES LENTICULARES microscópicos de olivino en fase de densa espinela (blanco). Esas lentes debilitaron las muestras de olivino germanato.

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n octubre de 1989 publiqué con Burnley en Nature las líneas generales del modelo. Hasta ahora ha superado todas las pruebas. En cierto test crucial, investigamos si se radiaba elásticamente energía durante el fallamiento de antifisura. Obviamente, si la fracturación de antifisura es “silenciosa”, no puede causar los terremotos, porque la sacudida que experimentamos viene producida por la llegada de “sonido” emitido durante el proceso de fractura. Debido a que nuestras muestras eran pequeñas y localizadas a cierta profundidad dentro del aparato de deformación (que produce ruido general de fondo), no

podíamos oír el sonido emitido durante el proceso de falla. Para obviar esta dificultad, me puse en contacto con Christopher H. Scholz, quien investiga las fracturas frágiles en la Tierra. Scholz acopla transductores piezoeléctricos sensibles a sus aparatos para “escuchar” las emisiones acústicas que preceden y acompañan a las fracturas frágiles. Nosotros adaptamos uno de mis aparatos de deformación a alta presión para reducir el ruido y, trabajando con Tracy N. Tingle, Thomas E. Young y Theodore A. Kozynski, detectamos emisiones acústicas procedentes de muestras de Mg 2GeO 4 durante su fractura. Con Tingle investigué también la intensidad del flujo de la espinela de Mg2GeO4 cuando los cristales son de talla similar a la de los cristales de olivino del material originario. Comparamos entonces esa intensidad con la resistencia al deslizamiento presente en las fallas inducidas por antifisuras. Esta resistencia es mucho menor que la intensidad de flujo de las muestras de olivino antes de la fractura; por contra, la intensidad de flujo de la espinela de grano grueso dobla la del olivino. De ello se desprende que no cabe explicar la debilidad de las zonas de falla de nuestras muestras por mera sustitución de la espinela por olivino; debe cambiar también el mecanismo de flujo. El único mecanismo conocido capaz de inducir tal debilitamiento es el flujo superplástico, lo que concordaba con nuestra idea original. Estas pruebas establecieron que la fracturación por antifisura era un nuevo mecanismo de quiebra distinto del implicado en la falla frágil. Pero adolecían de un defecto importante. Realizamos los experimentos con olivino germanato, no con el olivino silicato que se encuentra en el manto. Cierto es que ningún ensayo de ésos podía haberse ejecutado con olivino silicato; sigue siendo imposible medir esfuerzos a las altas presiones necesarias para alcanzar el campo de estabilidad de la espinela en el sistema silicato. David Walker nos sugirió entonces a Scholz y a mí que intentásemos experimentos directos con olivino del manto en su multiyunque, aparato capaz de alcanzar la presión exigida para transformar el silicato. Si la fracturación por antifisura desencadenaba terremotos profundos, debía operar en olivino real. Las microestructuras que observábamos en las muestras de germanatos podrían guiarnos para descubrir las condiciones bajo las cuales se desarrollaría la inestabilidad en el

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silicato. La hipótesis se cumplió mucho mejor de lo que hubiéramos podido desear; después de sólo cuatro intentos, produjimos las fallas y las características microestructuras de antifisuras en el olivino del manto a 14 gigapascal de presión. Pese a sus atractivas propiedades, el mecanismo de fracturación por antifisuras sólo puede operar en la Tierra si el olivino alcanza cierta profundi-

dad dentro del manto superior, donde permanece estable la estructura del cristal de espinela. No podemos adoptar ese mecanismo cuando se trata de terremotos intermedios, antes de los 300 kilómetros, donde el olivino persiste todavía estable. Ahora bien, tampoco podemos apelar a fracturas frágiles normales para explicar los terremotos desencadenados allende los 70 kilómetros de profundidad. ¿Qué ocurre entre estas dos cotas? La justificación del proceder de los terremotos de profundidad intermedia nos llega de otros experimentos recientes.

C

harles Meade y Raymond Jeanloz mostraron que la serpentina hidratada (que se forma cuando el oli vino reacciona con agua a temperatura y presión bajas) emite energía acústica al deshidratarse bajo esfuerzos a presiones muy altas. En los años sesenta, C. Barry Raleigh y Mervyn S. Paterson desentrañaron el proceso, inducido por deshidratación, de fracturación de la serpentina a baja presión. Los experimentos de Meade y Jeanloz se llevaron a cabo en muestras de serpentina del tamaño de granos de arena en una celda de yunque de diamante. La serpentina emitía energía acústica cuando se calentaba y deshidrataba bajo presiones equivalentes a las encontradas a 300 kilómetros de profundidad terrestre. Nosotros podemos entender ese proceso a través de la anatomía de la fractura frágil. La presión del agua producida por la deshidratación empuja microfisuras abiertas contra la alta presión aplicada, permitiendo así la fractura frágil. Sabemos que el olivino de la parte superior del manto se hidrata parcialmente a medida que avanza de una dorsal a una fosa oceánica. Así pues, las regiones someras de la litosfera contienen fases hidratadas que permiten la actuación del mecanismo. La caída de frecuencia de temblores en zonas de subducción hasta la cota de 5. EMISIONES ACUSTICAS ( azul) producidas cuando una falla se desliza rápidamente, radiando energía que mitiga el esfuerzo (amarillo). La fractura frágil, mecanismo responsable de los terremotos superficiales, emite ruido en la falla antes del movimiento y durante el mismo (arriba). Una fractura por antifisura, mecanismo responsable de los terremotos profundos, emite energía acústica sólo cuando se origina la fracturación (centro). A presiones más altas, aparece fractura frágil en presencia de un esfuerzo mucho más intenso (abajo). Ahí reside la razón de que no podamos apelar a la fractura frágil para explicar los terremotos profundos. La presión no impide la fractura por antifisura.

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unos 300 kilómetros expresa verosímilmente el progresivo agotamiento del mecanismo conforme la litosfera oceánica empieza a recalentarse y deshidratarse con el calor del manto circundante. A unos 300 km, vuelven a darse las condiciones para una fracturación por antifisura, con el incremento consiguiente de la tasa de terremotos. El mecanismo de fracturación por antifisura nos aporta una explicación de cómo y por qué los terremotos extienden su foco de origen a grandes profundidades de la Tierra. ¿Puede dar cuenta este mecanismo de la brusca desaparición de los seísmos? La descomposición de la espinela en dos fases más densas ocurre a unos 700 kilómetros de profundidad en las zonas de subducción. Esta reacción de descomposición es endotérmica (requiere calor adicional para producirse); la transformación de olivino en espinela es, por contra, exotérmica (se libera calor durante la reacción). Si nuestra hipótesis original sobre la necesidad de la fuga térmica para introducir una inestabilidad de falla fuera acertada, entonces la reacción endotérmica debería ser incapaz de causar tal inestabilidad. Para someter a prueba la hipótesis, he realizado, con Yi Zhou, varios experimentos con CdTiO3, sistema que atraviesa una transformación de densificación endotérmica. La deformación de la fase de baja presión, bajo condiciones en que la fase de alta presión persiste estable, se produce fácilmente; no vimos antifisuras ni fracturación. Quedan así asentados el modelo de antifisuras y nuestra explicación del cese de terremotos en el límite superior de presión de la estabilidad de la espinela. No sólo la descomposición es una reacción endotérmica, sino que también requiere la separación de átomos para producir dos estructuras de cristal a partir de una. Tal transformación impediría cualquier inestabilidad de fracturación potencial. La distribución de los terremotos de acuerdo con la profundidad y los resultados experimentales nos lleva al modelo siguiente. Las fracturas frágiles normales explican los terremotos superficiales. Porque la presión bloquea ese mecanismo, la mayoría de los terremotos del mundo ocurren a 20 o 30 km de la superficie. En zonas de subducción, la corteza oceánica y el manto parcialmente hidratados se hunden y se calientan. Los minerales que contienen agua se deshidratan y, en el proceso, posibilitan la fracturación favorecida por el fluido. La caída

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exponencial de la frecuencia de los terremotos hasta los 300 km refleja el progresivo calentamiento y deshidratación de la capa subducente. El interior de esa capa que se hunde no alcanza la temperatura suficiente para que el olivino del manto subducente se transforme en fase espinela cuando deja el campo de estabilidad del olivino, a unos 300 km. En los márgenes de esta fría región interior, la temperatura se eleva poco a poco. El olivino metaestable se calienta hasta la temperatura crítica en que tiene lugar el fallamiento por antifisuras. En las zonas de subducción más frías, la cuña de olivino metaestable se extiende hasta los 700 kilómetros, donde se descompone en dos fases muy densas del manto inferior. Después de esta reacción profunda, cesa toda actividad sísmica.

E

l modelo predice automáticamente ciertas propiedades de las señales sísmicas generadas en el manto durante los terremotos profundos e intermedios, así como determinados rasgos de los cambios de velocidad sísmica dentro de los bloques subducentes. Primera: la señal sísmica de estos terremotos debe guardar un estricto parecido con la señal de los terremotos superficiales. En particular, sus manifestaciones deben ser coherentes con los movimientos de cizalla de una falla. Y así ocurre. Aunque lo han buscado a lo largo de los últimos 30 años, los sismólogos no han encontrado ningún ejemplo de terremoto profundo que tenga una fuerte componente implosiva. Además, la velocidad sísmica del interior frío de las placas subducentes debería ser bastante más lenta en presencia de olivino metaestable que si se ha desarrollado la reacción y se han formado compuestos polimorfos más densos. Sólo Japón experimenta una cantidad suficiente de terremotos profundos y dispone de las estaciones sísmicas necesarias para distinguir entre estas dos posibilidades. En 1992 Takashi Iidaka y Daisuke Suetsugu pergeñaron ambos escenarios para una capa descendente bajo Japón y encontraron la baja velocidad predicha de una cuña de olivino metaestable. Si, como nosotros proponemos, una temperatura crítica controla la inestabilidad de la fracturación por antifisura, la falla debería concentrarse en la interfase entre la cuña del olivino metaestable y el caparazón circundante ya transformado. Existiendo esfuerzo suficiente en ambos márgenes de la cuña, podrían desarrollarse zonas dobles de terremotos. Dos grupos


6. ZONA DE FALLA, producida por la deformación de una muestra de olivino del manto. Dicha zona se extiende desde la esquina superior izquierda hasta la esquina inferior derecha de la micrografía. En la parte central superior de la imagen aparece un repunte de cristal de olivino (blanco) sobre la falla. Las antifisuras (lentes amarillas en cristal azul) que generan la zona de falla se forman perpendiculares a la dirección de compresión de la muestra. Crecen a través del material paralelas a esta dirección.

de sismólogos, uno liderado por Douglas A. Wiens y otro por Iidaka, descubrieron en 1993 zonas dobles. El equipo de Iidaka encontró la doble zona en el mismo bloque del que habían postulado antes debía contener una cuña de olivino metaestable. Además, si hubiera un cambio en el mecanismo fundamental responsable de los terremotos desencadenados entre 300 y 400 kilómetros de profundidad, cabría esperar que algunos aspectos de las señales sísmicas generadas a esas honduras difirieran de las generadas por terremotos superficiales. Hasta ayer mismo fracasaron todos los esfuerzos empeñados en identificar tales diferencias. Más aún, Heidi Houston y Quentin Williams publicaron no hace mucho que bastantes seísmos profundos parecen iniciarse con mucha mayor presteza que los terremotos intermedios. Houston y John E. Vidale han determinado que el tiempo total de rotura de tales terremotos viene a ser la mitad del invertido por los superficiales. Otros trabajos recientes han revelado

que las zonas de subducción jóvenes y calientes experimentan terremotos sólo hasta los 300 o 400 kilómetros; todos los terremotos profundos están confinados a zonas de subducción más frías y viejas, donde el olivino metaestable persiste probablemente a grandes profundidades.

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA ANTICRACK -ASSOCIATED FAULTING HIGH PRESSURE

IN

AT VERY

NATURAL OLIVINE .

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La dorsal mesoceánica

Kenneth C. Macdonald y Paul J. Fox

Es la cadena montañosa más larga, el área volcánica más activa y, hasta hace poco, la región menos accesible de la Tierra. La cartografía revela datos impresionantes de la formación y el desarrollo de los segmentos de la dorsal

E

l día 8 de julio de 1982 nos em- se fisuras a lo largo de la cresta de esa barcamos en el buque oceano- eminencia, dejando que se filtre roca gráfico Thomas Washington derretida procedente del manto. Parpara estudiar la cordillera submarina te de la misma se derrama sobre el del Pacífico Oriental, una cadena vol- suelo marino en erupciones tremencánica de montañas que yace bajo el das. El magma se solidifica entonces océano Pacífico. Ese macizo submari- y forma anualmente muchos kilómeno se integra en la dorsal mesoceáni- tros cuadrados de nueva corteza oceáca, de 75.000 kilómetros de longitud. nica. Situados a escasos kilómetros Similar a las costuras de un balón, la por encima del foco de actividad, nos dorsal recorre el globo desde el Artico sentíamos como liliputienses que se hasta el Atlántico, bordeando Africa, arrastraran por el lomo de un gigan Asia y Australia; por el Pací fico se te dormido, capaz de despertarse en prolonga hacia las costas orientales cualquier momento. de América del Norte. Aunque sea con Mientras el Haz estudiaba la joromucho la estructura más extensa del ba del gigante, observábamos las imáplaneta, conocemos peor sus rasgos genes del paisaje marino que nos ofremorfológicos que los de los cráteres de cían las pantallas instaladas a bordo la cara oculta de la Luna. del Thomas Washington . Aparecían Nuestros colegas de la Institución rasgos familiares: el terreno elevado Scripps de Oceanografía acababan de que define el eje de la dorsal y granequipar el Thomas Washington con un des discontinuidades, llamadas fallas nuevo tipo de sistema de sonar, cons- de transformación, que desplazan segtruido por la empresa General Ins- mentos suyos a cientos de kilómetros trument. El “Haz marino”, con ese de distancia. Pero vimos también, y nombre se le bautizó, podía cartogra- de ello fue testigo presencial Peter F. fiar un corte de dos kilómetros de sue- Lonsdale, otras estructuras desconolo oceánico en un solo barrido. Todos cidas: segmentos que se doblaban, esperábamos que lograra revelar la to- dorsales que se traslapaban y corteza pografía submarina con un detalle sin oceánica que se retorcía y se distorsioprecedentes y aportara nuevas luces naba en sus proximidades. sobre las fuerzas que originan y dan Nuestros colegas de Francia, Informa a la dorsal mesoceánica. glaterra y Estados Unidos habían exaTras navegar con rumbo sudeste minado varias secciones de la Cordiunos 2500 kilómetros desde el muelle llera submarina del Pacífico Oriental de la Institución Scripps en San Die- y otras partes de la dorsal mesoceánigo, intersecamos la cresta de la cordi- ca desde principios de los años ochenllera submarina del Pacífico Oriental, ta, por cuyas investigaciones sabemos que yace a una profundidad aproxi- que la dorsal presenta discontinuidamada de 2,5 kilómetros. Esa eminen- des laterales que fragmentan su eje cia submarina marca la frontera en- en segmentos. Aunque las discontitre la placa del Pacífico y la de Cocos; nuidades difieran en forma y comporlas placas tectónicas son bloques de la tamiento, muchas de ellas son más corteza y el manto superior de la profundas y tienen menor actividad Tierra. Las placas se van separando volcánica que los segmentos que defia razón de 120 milímetros por año (el nen. Ese es el motivo de que la cresta doble de la razón de crecimiento de l a de la dorsal se ondule, arriba y abajo, uña de un dedo de la mano). Confor- centenares de metros en distancias me las placas se alejan, van ab riéndo- que van desde 10 hasta 1000 kilóme-

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1. CORDILLERA SUBMARINA del Pacífico Oriental, que se va creando a medida que las placas de Cocos y del Pacífico se alejan mutuamente a una velocidad rápida: 120 milímetros por año. Este mapa de alta resolución presenta un bloque de 1000 kilómetros de la cordillera del Pacífico Oriental, desde 8 hasta 17 grados de latitud norte. El mapa pone de relieve dos clases de discontinuidades: fallas transformantes, grandes desplazamientos de casi 100 kilómetros de longitud, y centros de expansión traslapante, pequeños desplazamientos de 10 kilómetros de longitud. Los colores indican profundidades de 2350 (rosa) a 3500 metros (azul obscuro).

tros. Con los años hemos llegado a entender la evolución de tales discontinuidades y segmentos y su relación con los procesos que se producen en las profundidades de la corteza y el manto terrestre.

Expansión del suelo marino

B

ruce C. Heezen acertó cuando describió la dorsal mesoceánica como “la herida que nunca cicatriza”. El y W. Maurice Ewing advirtieron en 1956 que los terremotos de la cuenca oceánica definían un cinturón conti-

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nuo que circunvalaba el mundo. Por coincidir el cinturón con partes de la dorsal que se conocían en esa época, propusieron que la Tierra estaba rodeada por un sistema continuo de dorsales oceánicas. Desde su mismo descubrimiento, oceanógrafos y geólogos se aprestaron a conseguir una visión más inmediata de la dorsal mesoceánica que les permitiera entender sus orígenes. Pero hasta 1960 no se conocieron los procesos geológicos globales que generan y dan forma a la dorsal. Harry H. Hess introdujo entonces el concepto de expansión del suelo marino. Otros estudiosos refinaron y desarrollaron la idea en el marco de la teoría


de la tectónica de placas. La teoría postula que la corteza y el manto superior están divididos en unas docenas de placas, como la del Pacífico y la de Cocos, que se mueven una respecto de otra. Si dos placas se alejan, el material procedente del manto se infiltra hacia la superficie del fondo marino, formando una dorsal y nueva corteza oceánica. La teoría de la tectónica de placas da cuenta de las macroestructuras de la dorsal mesoceánica. H. William Menard y Heezen descubrieron su carácter discontinuo ya en 1960. En su labor cartográfica de la dorsal mediante equipos de sondeo, hallaron muchos lugares donde existían desplazamientos de aquélla en ángulo recto con relación a su longitud. J. Tuzo Wilson las caracterizó en 1965 como fallas de transformación: una frontera que se forma perpendicularmente a la longitud de la dorsal, donde los bordes de las placas tectónicas se deslizan alejándose en direcciones opuestas.

Más tarde Richard N. Hey advirtió que los segmentos definidos por dos fallas transformantes podían moverse en paralelo a la longitud de la dorsal. Este tipo de discontinuidad recibiría el nombre de hendidura (“rift”) de propagación. Los oceanógrafos de los años ochenta habían acotado muchas fallas de transformación y muchas hendiduras de propagación. Habían determinado también que distintas partes de la dorsal mesoceánica habían evolucionado a ritmos diferentes. Las placas que forman la cordillera submarina del Pacífico Oriental se separan a un ritmo “célere”: de 60 a 170 milímetros por año. Las placas que integran la dorsal mesoatlántica lo hacen con paso más lento: en torno a 30 milímetros por año. Debido a las variaciones en la tasa de expansión y al ritmo en que el magma se inyecta en las dorsales, la topografía de dorsales que presentan una rápida tasa de expansión difiere de las que conocen una tasa lenta. La cresta de una dorsal de rápida expansión se caracteriza por una ele vación de la corteza oceánica de varios cientos de metros de altura y de 5 a 20 kilómetros de anchura. Por contra, el eje de una dorsal de lenta expansión se caracteriza por una fosa tectónica de unos pocos kilómetros de profundidad y de 20 a 30 kilómetros de anchura. A principios de los años ochenta del siglo XX , basándose en las observaciones de la dorsal mesoatlántica, Hans

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lómetros de longitud; en razón de ellos también, las regiones originadoras y sus segmentos dorsales asociados permanecían inalterados durante decenas de millones de años. Cuando Lonsdale y nosotros cartografiamos grandes porciones del eje de la Cordillera submarina del Pacífico Oriental en 1982 esperábamos que esa eminencia fuera una estructura más o menos continua, puesto que sólo se habían descubierto nue ve fallas transformantes, muy distanciadas, en sus 5000 kilómetros de longitud. Para sorpresa nuestra, el eje de la cordillera se interrumpía con frecuencia por muchos cortes pequeños (posteriormente se han cartografiado más de 40). Tales discontinuidades fragmentaban la dorsal en segmentos cuya longitud variaba de 10 a 200 kilómetros. A diferencia de las fallas de transformación, las zonas de corte se caracterizaban por la superposición de remates o vertederos magmáticos de la dorsal; no parecía que ninguna falla uniera unos remates con otros ( véase la figura 2 ). Desde su descubrimiento hemos cartografiado las regiones externas al eje que circundan a esos remates traslapantes y, al hacerlo, nos hemos encontrado con que manifiestan una evolución rápida. Y hemos hallado que las discontinuidades pueden via jar a lo largo de la dorsal, a velocidades variables y en direcciones diferentes. Los segmentos individuales limitados por esas discontinuidades pueden, en apariencia, prolongarse o acortarse. Mapas de alta resolución atestiguan, por su lado, la existencia de discontinuidades no rígidas similares en la dorsal mesoatlántica, que 2. DISCONTINUIDADES DE LA DORSAL MESOCEANICA y su clasificación de acueres de propagación lenta. do con su forma, tamaño y longevidad. En un centro de expansión rápida, pensemos en la cordillera submarina del Pacífico Oriental, una discontin uidad de primer orden (a) es una falla transformante donde las placas rígidas se deslizan una frente a otra. La falla desplaza a la dorsal unos 50 kilómetros por lo menos. Una discontinuidad de segundo orden (b) suele ser un gran centro de expansión traslapante que desplaza a la dorsal en al menos dos kilómetros. La discontinuidad de tercer orden (c) es un pequeño centro de expansión traslapante que desplaza a la dorsal entre 0,5 y dos kilómetros. La discontinuidad de cuarto orden (c) se caracteriza por ligeras desviaciones de su linealidad axial. Para un centro de expansión lenta, así el de la dorsal mesoatlántica, una discontinuidad de primer orden (d) es también una falla transformante, pero supone una rotura en una fosa oceánica, y no en una cresta de la dorsal. En la discontinuidad de segundo orden (e) hallamos un repliegue, o saliente, en la fosa oceánica. Llamamos discontinuidad de tercer orden ( f ) al hiato entre cadenas de volcanes; discontinuidad de cuarto orden (f ), al hiato producido en el seno de una cadena volcánica. Las estructuras de primer y segundo orden suelen hallarse flanqueadas por corteza distorsionada que se ha formad o con el avance de la discontinuidad. Se sabe que estas estructuras son más ambiguas que las discontinuidades de tercer y cuarto orden porque la corteza oceánica de la proximidad de las estructuras de orden superior no muestra señales de que haya sufrido distorsión alguna.

Schouten, Kim D. Klitgord y sus colaboradores avanzaron la hipótesis de que las fallas de transformación dividían la dorsal mesoceánica en segmentos que mostrarían un comporta-

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Modelo de aportación de magma

P

ara determinar el origen de estas discontinuidades, nosotros, lo mismo que nuestros colegas, nos hemos esforzado por descubrir lazos entre la segmentación y la actividad vo lc án ic a. Au nq ue el vu lc an is mo pueda cambiar mucho de un segmento al siguiente, varía de manera sistemática a lo largo de la longitud de cada segmento. Las regiones menos activas son discontinuidades profundas, mientras que las más activas constituyen centros someros de segmiento singularizado. Cada segmento mentos. de expansión, sostenían, se hallaba co A partir de estas y de otras obsernectado a una fuente que hundía su vaciones hemos ideado un modelo de origen en el manto. A tenor de sus da- segmentación de la dorsal mediante tos, cada segmento medía unos 50 ki- suministro de magma. En el manto,

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a una profundidad de 30 a 60 kilóme- do variaciones en la morfología de los tros, las rocas se calientan hasta ele- diferentes segmentos suprayacentes. vadas temperaturas; ahora bien, por En el marco del modelo magmático culpa de las grandes presiones a que se explican también las variaciones suelen hallarse sometidas, permane- estructurales pequeñas. Conforme el cen en estado sólido. El ambiente di- magma que hay en las cámaras avanfiere algo en la frontera entre placas za lateralmente, a lo largo del eje de tectónicas. Conforme las placas se se- la dorsal, la corteza suprayacente, delparan, se relaja la presión que sufren gada y frágil, se estira y se fractura. algunas rocas, que se funden. La ro- El magma puede hacer erupción a traca fundida se infiltra entonces a tra- vés de esas rendijas y expandirse por vés del manto y ocupa una cámara so- el suelo marino. A medida que las ramera de la corteza, que yace bajo la jas se van abrie ndo , apa recen las cresta de la dorsal. A medida que la erupciones volcánicas. Las erupciones cámara se va llenando de magma y continuarán hasta que remita la procomienza a expandirse, la fuerza de ducción de magma y se acabe su su Arquímedes, ejercida por la roca fun- ministro. Las variaciones temporales dida en la cámara magmática y por en la liberación de roca fundida afecla región más extensa de roca calientan la evolución de un segmento: cuante del manto superior, empuja la cres- do un segmento está bien alimentado ta de la dorsal hacia arriba ( véase la de roca derretida, en comparación con sus vecinos, tiende a alargarse; en ca figura 4 ). De acuerdo con el modelo de seg- so contrario, el segmento se acorta. mentación con suministro de magma, Esta expansión y contracción del siscuanto mayor sea la aportación de ro- tema de suministro de magma, en resca caliente y fundida a una región más puesta a la separación de la placa, dese elevará el segmento suprayacente sencadena el crecimiento o el de la dorsal. La tasa y el volumen de acortamiento de los segmentos y el suministro de roca fundida pueden movimiento de pequeñas discontinuicambiar de una región a otra, crean- dades.

3. EMERGE LA DORSAL CENTROATLANTICA a medida que las placas sudamericana y africana se van separando a una velocidad “lenta” de 30 milímetros por año. El eje de la dorsal está definido por una fosa oceánica de dos kilómetros de profundidad, típica de muchos centros de expansión lenta. El


El modelo de suministro de magma parece mostrarse coherente con las medidas de gravedad y de sismicidad realizadas en la cordillera submarina del Pacífico Oriental. Las mediciones sísmicas revelan que existe un buen reflector de energía sónica entre 1,2 y 2,5 kilómetros por debajo de las porciones someras de cada segmento dorsal. Este reflector se hunde a menudo para luego desaparecer cerca de las discontinuidades. Robert S. Detrick y sus colaboradores identificaron el reflector con el techo de la cámara m agmática en 1987. La intensidad de la reflexión del sonido se atribuye a una delgada capa, fundida casi en su totalidad, situada en la parte superior de la cámara. La mayoría de geólogos y de oceanógrafos está hoy de acuerdo en que el reflector es un cuerpo magmático largo y somero, situado bajo la dorsal y rodeado de roca caliente. John A. Orcutt y sus colaboradores han realizado medidas sísmicas en la parte norte de la cordillera submarina del Pacífico Oriental y sostienen que esa cámara mide de dos a cuatro kilómetros de anchura, con un grosor de m e-

mapa muestra un salto de 12 kilómetros de la fosa oceánica, una discontinuidad de segundo orden, ofrece también una discontinuidad de primer orden: la falla transformante de Cox. Los colores indican profundidades de 1900 metros (rosa) a 4200 metros (azul obscuro).

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nos de un kilómetro. La cámara magmática está rodeada por una región más ancha, de roca muy caliente (quizá ligeramente derretida). El depósito podría medir de seis a 10 kilómetros de ancho y de tres a seis de espesor. Esta región de roca caliente se extiende hasta la base de la corteza oceánica y probablemente se hunde algunos kilómetros manto superior adentro.

Cámaras magmáticas

L

a presencia de cámaras magmáticas y de depósitos de roca caliente se ha apoyado en mediciones precisas del campo gravitatorio del lugar; esos datos abonan la existencia de una masa flotante bajo el eje de la dorsal. A partir de ambas mediciones, gravitatoria y sísmica, los in vestigadores han deducido que la cámara magmática se asemeja a un hongo en sección transversal: posee un estrecho talo parcialmente derretido que alimenta un sombrerillo ancho y muy delgado, completamente fundido. Las pruebas sísmicas no han demostrado taxativamente que existan cámaras magmáticas allende las formaciones de lenta expansión, como la dorsal mesoatlántica. Otras mediciones, sin embargo, parecen apoyar un modelo de suministro de magma para dorsales de expansión lenta. Donald W. Forsyth, Ban-Yuen Kuo, Jian Lin y G. Michael Purdy des cubrieron anomalías en el campo gra vitatorio, cen tradas sobre las porciones más someras de varios segmentos de la Dorsal mesoatlántica. La me jor explicación de estas anomalías es la que apela a una afloración de material del manto caliente o un engrosamiento de la corteza oceánica que subyace bajo las porciones superficiales de cada segmento. Ambas interpretaciones caben dentro del modelo propuesto. Resultó un gran consuelo que las mediciones gravitatorias y sísmicas apoyaran, al menos en sentido general, el modelo de segmentación con suministro de magma. Nosotros y muchos otros especialistas en tectó4. AFLORACION DE MAGMA desde las profundidades del manto, para crear la cornica y geoquímica hemos puesto en dillera submarina del Pacífico Oriental (en sección transversal a lo largo de la cres jueg o nuestro pre stigio durante muta de la dorsal). Los científicos suponen que la roca parcialmente derretida que se cho tiempo con esa hipótesis. Para encuentra entre 30.000 y 60.000 metros de profundidad percola hacia arriba y se produce en grandes cantidades en algunas áreas (rojo obscuro) más que en otras ser sinceros, algunos nos imaginába(rojo claro). Afirman que la roca fundida llena y expande las cámaras magmáticas. mos una cámara mayor; y aún está Las mediciones sísmicas abonan la hipótesis según la cual los techos de las cámaras por ver si el magma fluye de verdad se hallarían a la profundidad indicada por la línea roja discontinua. La roca fundida lateralmente bajo el eje de la dorsal. ascendería desde la cámara a través de grietas abiertas en la corteza y entonces se Ello no obstante, se han encontrado solidificaría o afloraría sobre el suelo marino. La profundidad de la dorsal (línea pruebas sólidas que respaldan el monegra superior ) se determinó con las mediciones realizadas por sonar. La cámara delo. magmática se rasga bajo las discontinuidades de orden uno, dos y a veces tres.

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5. CENTRO DE EXPANSION TRASLAPANTE que corta la cordillera submarina del Pacífico Oriental cerca de los 12 grados de latitud norte. Se exploró con el fin de determinar su topografía (izquierda) y magnetización (derecha). El mapa topográfico muestra que el centro de expansión traslapante provoca la deriva de la cordillera en ocho kilómetros. Los colores indican profundidades de 2350 metros (rosa) a 3500 metros (azul obscuro). Los dos brazos de la discontinuidad coinciden a lo largo de 27 kilómetros. Los brazos se estrechan y se tornan más profundos cerca de la discontinuidad, por la presumible razón de que el suministro de magma hacia la región es pobre. El suelo marino del entorno de la discontinuidad (también conocido por estela) alcanza una profundidad insólita y recibe los

El modelo de suministro de magma ha acertado de pleno en su justificación de los diferentes tipos de discontinuidades y de segmentos. Tales estructuras se agrupan en cuatro órdenes (primero, segundo, tercero y cuarto) de acuerdo con su tamaño, longevidad, forma y comportamiento. Se ha demostrado que las estructuras de primer, segundo y tercer orden son componentes fundamentales de las dorsales de expansión lenta y rápida. (Seguimos sin conocer la misión de las de cuarto orden.) Porque se ha investigado con cierto pormenor sobre dorsales de rápida expansión, comenzaremos por ellas.

Discontinuidades

E

l tipo más común de discontinuidad de primer orden es la falla de transformación. Aparece allí donde las placas rígidas se deslizan una sobre otra. Las discontinuidades de primer orden desplazan los segmentos dorsales al menos a 20 kilómetros y habitualmente a más de 50 kilómetros. De ahí que muchas fallas transformantes alcanzaran magnitud suficiente para que se detectaran en los primeros trabajos de reconocimiento cartográfico. Estas discontinuidades


vertidos de la dorsal, especialmente en su lado oeste. Se observa que las regiones que carecen de un buen suministro de magma poseen un elevado grado de magnetización. En el mapa de la derecha, la magnetización decrece en fuerza desde el rojo hacia el amarillo. El mapa muestra la estela (roja) del centro de expansión traslapante. Las fosas verdeazuladas se crearon hace 700.000 años, cuando el campo magnético tenía una polaridad inversa. La estela muestra que los centros de expansión traslapante emergieron hace unos 700.000 años, viajaron hacia el norte un breve trecho, para encaminarse luego, lentamente hacia el sur, a una velocidad de 70 milímetros por año. En los últ imos 200.000 años, el movimiento meridional procedió a un ritmo anual de 200 milímetros.

definen de manera característica segmentos de 200 a 800 kilómetros de longitud. Las fallas transformantes se manifiestan en el suelo marino como bandas estrechas y rectas que hilvanan los extremos de los segmentos. Las bandas pueden seguirse en los flancos de una dorsal por cientos o miles de kilómetros ( véase la figura 1 ). Tales trazas indican que las estructuras de primer orden persisten durante millones o decenas de millones de años. Un segmento de primer orden puede fragmentarse por varias discontinuidades de segundo orden, espaciadas por lo común en intervalos de 50 a 300 kilómetros. A diferencia de las estructuras de primer orden, sin embargo, los segmentos de segundo orden ni son rígidos, ni su movimiento se concentra a lo largo de una estrecha zona de falla. Las discontinuidades de segundo orden son rasgos complejos, caracterizados por estructuras oblicuas que se traslapan. Estas discontinuidades recuerdan de cerca los brazos de dos personas que se aprestan a estrecharse la mano. Los brazos (dorsales) se extienden de suerte que las manos (los extremos curvos de las dorsales) se superponen.

La distancia entre las “manos” oscila entre uno y veinte kilómetros. El desplazamiento es tres veces más corto que la longitud del solapamiento de las dorsales. Se ha dado en llamar a esos rasgos centros de expansión solapadora (véase la figura 5 ). Cuando se descubrieron los centros de expansión traslapante en 1982, nos sentíamos incapaces de explicar muchas de sus características. ¿Por qué muchos de esos centros tenían una razón de solapamiento a desviación de 3 a 1? ¿Qué sucedía con la corteza que yacía entre las dorsales traslapantes? ¿Por qué las dorsales crean un patrón de curvatura característico? David D. Pollard, Jean-Christophe Sempere y uno de nosotros (Macdonald) observamos en 1984 que la forma tan repetitiva de los centros de expansión traslapante podía explicarse atendiendo al modo de desarrollo y de propagación de las fisuras a lo largo de las dorsales. Conforme las placas tectónicas se van separando, aparecen fisuras perpendiculares a la dirección de la tensión. A mitad de un segmento la dirección del esfuerzo suele ser perpendicular al eje de la dorsal; por eso las fisuras crecerán paralelas a la dorsal. En la región de solapamiento de los segmentos, sin

109

6. ESTRUCTURAS EXTERNAS A LOS EJES generadas en un centro de expansión traslapante. Eso es lo que se ilustra en el diagrama (arriba) y en el mapa (abajo). Se representa un centro de expansión traslapante (1). Se forma una grieta en la parte sur del vertedero oriental de la dorsal (2), permitiendo que la roca derretida salga a la superficie y cree un nuevo remate o prominencia. Esta estructura crece hasta que se solapa con la dorsal occidental en un trecho que triplica el intervalo que los separaba ( 3). Conforme las zonas de roca continúan separándose, la prominencia inicial de la parte oriental de la dorsal se desprende y comienza a alejarse ( 4). Un nuevo remate empieza a formarse por el oeste (5). Después de muchos episodios de formación y segregación de los remates o prominencias de la dorsal (6), las estructuras exteriores a los ejes evidencien una clara migración hacia el sur. El mapa de alta resolución de una región cercana a los 21 grados

sur revela un centro de expansión traslapante que provoca la deriva, en 12 kilómetros, de la cordillera submarina del Pacífico Oriental. La discontinuidad ha conocido una evolución compleja durante los dos últimos millones de años. La velocidad de emigración ha superado los 200 milímetros por año conforme las prominencias de la dorsal, creadas por el magma, occidentales y orientales, han procedido hacia atrás y adelante, pero el curso neto hacia el sur se ha producido a una velocidad media de 20 milímetros por año. A ambos lados del centro de expansión pueden observarse numerosos vertederos (prominencias) abandonados dentro de una estela cuyo suelo marino es insólitamente profundo. El suelo oceánico está cortado por una hendidura de 80 kilómetros de anchura adyacente a esta discontinuidad. Los colores indican profundidades que van de 2350 metros (rosa) a 3500 (azul obscuro), pasando por 2900 metros (amarillo).

embargo, puede variar la dirección cos abiertos por las placas en su aledel esfuerzo. A medida que una fisu- jamiento mutuo. ra que arranca de la mitad de un segmento comienza a crecer en el sentido de la región de solapamiento, se Estructuras externas a los ejes desvía primero de la región para luego curvarse hacia ella ( véase la figuos centros de expansión que se ra 6). La fisura posibilita la salida del magma al suelo marino, lo que crea superponen a lo largo de varios kiuna nueva protuberancia de la dor- lómetros dejan, por lo común, “estelas” sal. Ahora bien, una vez que las fisu- de corteza oceánica deformada hasta ras se solapen en un trecho que tri- de 80 kilómetros de ancho. El suelo plique sus desplazamientos, se marino de dicha región perturbada, la detiene bruscamente la propagación llamada zona discordante, está entre de las fisuras. No tardará mucho en 100 y 300 metros más hondo que el circomenzar su formación una nueva fi- cundante. De forma similar, los censura, detrás de la primera. Conforme tros de expansión traslapante se ense desarrolle la segunda, el magma cuentran de 100 a 300 metros más que ha aflorado y constituido una pro- profundos que las porciones someras tuberancia se descarga sobre los flan- y ricas en magma de los segmentos de

L

110

la dorsal. Estos accidentes del relieve han quedado puestos de manifiesto en los mapas levantados por distintas expediciones realizadas en la cordillera del Pacífico Oriental. Los mapas de las zonas discordantes revelan también protuberancias fósiles de la dorsal, curvadas y de 10 a 40 kilómetros de longitud, que se cortan en los centros de expansión traslapante. El modelo de suministro de magma también parece explicar la estructura de los centros de expansión traslapante. Todo indica que esas zonas de coincidencia caen en los extremos de las fuentes de magma, del que suelen carecer. Si ello fuese cierto, el grosor de la corteza que se crea en los centros de coincidencia podría ser hasta la mitad de la potencia de la corteza

TEMAS 20

que encontramos en la vecindad de los discontinuidades de tercer orden se centros de cada segmento. (Potencia corresponden con fracturas de las cáque se cifra en seis kilómetros.) Para maras magmáticas. corroborar la hipótesis hay que proceLos segmentos de la dorsal definidos der a obtener en esas zonas las opor- por este tipo de discontinuidades detunas y precisas medidas sísmicas y jan muy pocas señales, si alguna, de gravitatorias. estelas fuera de los ejes. La pequeña Las mediciones del campo magnéti- traza que producen en la corteza oceáco terrestre en los centros de expansión nica de los flancos de la dorsal nos pertraslapante apoyan la idea de que ta- mite concluir que las discontinuidades les centros aparecen donde el suminis- de tercer orden tienen un tiempo de tro de magma es bajo. La lava que bro- vida geológico muy corto. Su edad no ta de cámaras magmáticas pequeñas, supera, en nuestra opinión, los 10.000 que alternativamente se solidifican y años, el tiempo que tarda una dorsal se reponen, contiene más minerales en- de expansión rápida en generar dos kiriquecidos con hierro en un estado muy lómetros de corteza. magnetizado. Por otro lado, las cámaLas discontinuidades de cuarto orras magmáticas grandes, que perma- den comprenden doblamientos suaves necen derretidas entre episodios de y delgados desplazamientos menores aprovisionamiento de magma, produ- de 500 metros. Se las llama DEVAL: licen una lava que es débil desde el pun- geras DEsViaciones de la Linealidad to de vista magnético. Por ser la roca Axial. Las DEVAL distan, entre sí, de de la vecindad de los centros de expan- 10 a 40 kilómetros. Una DEVAL puede sión traslapante más intensa en su ser la manifestación de una erupción magnetismo que cualquier otra de la importante; por consiguiente, lo misdorsal, parece verosímil que los centros mo puede ser joven que poseer ciense alimenten discontinuamente desde tos o miles de años de edad. bolsas de magma aisladas. Por la edad de la corteza e n cuyo interior las zonas discordantes se adentran, y basándose en los patrones de las estelas externas al eje, Laura J. Perram, Suzanne M. Carbotte y Marie-Hélène Cormier han demostrado que los segmentos de segundo orden persisten como entidades discretas durante varios millones de años. La posición de las discontinuidades podría oscilar poco a poco de 10 a 20 kilómetros en la dorsal y viaj ar a lo largo de la misma decenas de kilómetros, a razón de 20 a 100 milímetros anuales. La discontinuidad tiende a moverse a golpes; un segmento dorsal puede crecer a una tasa de varios cientos de milímetros por año para luego retraerse y encogerse cierto tiempo, antes de volver a avanzar. De ese modo, vertederos de magma (los remates) de la dorsal en las discontinuidades de segundo orden parecen jugadores de esgrima, en su avance y retroceso por la dorsal, con lentos progresos en una y otra dirección ( véase la figura 6 ).

Las DEVAL, muy difíciles de detectar, apenas son perceptibles con el sistema de sonar (Haz marino); tampoco las mediciones sísmicas prestan gran ayuda. En algunos casos la cámara magmática subyacente bajo una DEVAL se hunde un poco; en raras ocasiones exhibe una fractura visible. En la mayoría de los casos esas cámaras son más o menos continuas. Durante la campaña de 1982 Fox mostró a Macdonald su descubrimiento de varias DEVAL en los mapas de Haz marino; Macdonald le repuso que veía visiones. Coincidimos en que había que centrarse en los desplazamientos más largos, si queríamos que la gente creyera en nuestras ideas. En efecto, no se reconoció el carácter distintivo y notable de los segmentos de cuarto orden (las secciones de la dorsal entre cada DEVAL) hasta 1986, cuando Charles H. Langmuir y John F. Bender analizaron la geoquímica de un bloque de 500 kilómetros de la cordillera submarina del Pacífico Oriental. Los investigadores recogieron muestras de

Solapamientos y desviaciones

A

lo largo de la cordillera submarina del Pacífico Oriental las discontinuidades de tercer orden abarcan frecuentemente centros de expansión traslapante que desplazan la dorsal en menos de tres kilómetros. Los segmentos definidos por discontinuidades de tercer orden poseen una longitud que varía de 30 a 100 kilómetros. Se ha demostrado que las


7. SE SUPONE QUE LAS CAMARAS MAGMATICAS se extienden por debajo de dorsales de expansión rápida. La cámara magmática es un lentejón formado en su mayor parte por roca derretida; esa cavidad se asienta en la parte alta de un depósito de roca parcialmente fundida. La cámara y el depósito son pequeños y se hallan pobremente abastecidos de roca fundida en la vecindad de una discontinuidad (región más profunda en primer plano ). Adquieren mayor volumen y reciben un suministro importante cuando existen lejos de la discontinuidad (que aparece en segundo plano).

111

roca procedentes de lugares precisos del suelo oceánico con el objeto de establecer si la segmentación estructural estaba asociada con las variaciones químicas de las rocas. Encontraron que las rocas del interior de cada segmento de cuarto orden poseían una composición similar, mientras que las procedentes de otros segmentos distintos presentaban una constitución química diferente. Esos análisis han atestiguado la naturaleza fundamental de la segmentación en un amplio rango de escalas y han servido para identificar otras muchas DEVAL. ¿Por qué difieren las DEVAL en su composición química? Para unos, habría pequeños compartimentos que di vidirían la cámara magmática subyacente bajo segmentos contiguos de cuarto orden. Estas divisiones impedirían la mezcla de magma en las cámaras. Pero se han detectado muy pocas brechas de ésas en las cámaras magmáticas que yacen debajo de las DEVAL. Para otros autores podrían inyectarse localmente en el interior de la cámara lechadas de roca fundida procedentes de fuentes aisladas del manto superior, magma que podría llegar al suelo marino antes de que se produjera una mezcla más vigorosa. Este proceso crearía un segmento de cuarto orden con una geoquímica distinta. Necesitamos más datos para confirmar o refutar estas ideas. Nosotros, junto con Carbotte y Nancy R. Grinlay, hemos identificado varias clases de discontinuidades de primer, segundo y tercer orden en las dorsales de lenta expansión del Atlántico Sur. Como en las discontinuidades de primer orden en dorsales de propagación rápida, sus contrapartidas lentas son fallas transformantes. Las discontinuidades de segundo orden en dorsales de expansión lenta están definidas por un escalón lateral de la fosa oceánica o por una cuenca oblicua profunda, a lo largo de la cual se unen los desplazamientos de las fosas oceánicas. Las discontinuidades de segundo orden persisten durante millones de años —en promedio, más que las discontinuidades de segundo orden sobre centros de expansión rápida—. Las discontinuidades de segundo orden sobre centros de expansión lenta también avanzan más despacio por el eje de la dorsal que las de expansión rápida. Las discontinuidades de tercer orden en centros de diseminación o expansión lenta crean pequeños desplazamientos en largas cadenas volcánicas del suelo de la fosa oceánica, en tanto que las discontinuidades de cuarto orden pueden constituir pequeños hiatos entre volcanes.

112

Vida marina y segmentación

O

ceanógrafos, geotectónicos y geoquímicos comienzan a comprender algunas de las implicaciones de la segmentación en dorsales de expansión lenta y rápida. Hemos hallado ejemplos claros de estructuras de primer, segundo, tercer y cuarto orden y de estructuras intermedias. ¿Pasan sucesivamente los segmentos del cuarto al primer orden para luego iniciar otro ciclo? Sabemos que la segmentación ha constituido un proceso fundamental durante al menos 100 millones de años. ¿Ha desempeñado la segmentación su papel en un período mucho más dilatado? Los investigadores han estudiado las comunidades de fauna exótica que medran en las proximidades de las fuentes termales de la dorsal mesoceánica. ¿Guardan relación la supervivencia y la emigración de esas comunidades con la longevidad de cada segmento? De estas cuestiones ha de ocuparse el programa RIDGE (acrónimo que significa dorsal y que responde a las iniciales de la expresión inglesa “Experimentos globales interdisciplinarios en la dorsal”). Entre sus objetivos, se propone cartografiar los ejes y los flancos de la dorsal mesoceánica entera y generar imágenes precisas de las estructuras externas a los ejes. De momento, sin embargo, los geólogos y los oceanógrafos sólo llevan cartografiado menos del cinco por ciento del suelo marino. Más de la mitad de la corteza terrestre permanece inexplorada.

COLABORADORES DE ESTE NUMERO Traducción: Luis Solé Sugrañes: Dinámica terrestre; Manuel Puigcerver: Protohistoria de la Tierra; Joan Guimerá: La corteza continental; Montserrat Domingo: Evolución de la corteza continental, Retazos litosféricos, Estructura de las cordilleras y La corteza oceánica; Sònia Ambròs: La erosión, constructoras de montañas; Enrique Martínez: Las cordilleras de plegamiento y el ciclo supercontinental ; Pilar Coca: Resolución de la paradoja de los terremotos profundos ; René Chávez: La dorsal mesoceánica;

Portada: Manuel Crespo Página

Fuente

3

Biblioteca Houghton

4-5

Sally Black

6

Ian Worpole

8-11

Sally Black

14-15

Wayne Fields

16

Johnny Johnson

17

Wayne Fields (izquierda), Samuel A. Bowring (derecha)

18-20

Ian Worpole

23

EROS Data Center

24-25

Andrew Tomko

26-31

Todd Pink

32

B. Clark Burchfiel

34

Todd Pink

36-37

Laboratorio de Propulsión a Chorro/ NASA (detalle y Venus); Tom Van Sant, Proyecto Geosfera (Tierra), NASA ( Luna)

38

Jana Brenning

39-40

Michael Goodman

41

NASA

44

EROS Data Center

46-47

Benita L. Murchey y David L. Jones, Servicio Geológico de los Estados Unidos

48

Anita G. Harris, Servicio Geológico de los Estados Unidos

49-53

Hank Iken

54-55

Richard Sisk, Panoramic Images

56

Proyecto Geosfera/Tom Van Sant (arriba); Laurie Grace (abajo)

57

Laurie Grace (arriba); Gerald French (abajo)

58

Clyde H. Smith

59

Galen Rowell

62-64

Hank Iken

65

Johnny Johnson

66-67

Hank Iken

68

Landsat (izquierda), GEOPIC®, Earth Satellite Corporation (derecha)

71

NASA

72-74

Ian Worpole

76

Andrew Tomko

77

Ian Worpole

78

Peter Molnar

79

Servicio Aerofotográfico Nacional del Perú

81-83

William F. Haxby

84-85

Andrew Tomko

86

Todd Pink

87

William B. F. Ryan

88-89

Jean Francheteau

90-92

Todd Pink

93

Peter Buhl

94

Todd Pink

97

Roberto Osti

98

Servicio de Inspección Geológica de EE.UU.

99

Laurie Grace

100

Harry W. Green II

101

Harry W. Green II (abajo izda. y dcha.), Ian Worpole (dibujos)

102

Laurie Grace

103

Harry W. Green II

104-105

Stephen P. Miller, Daniel S. Scheirer, Charles M. Weiland, Suzanne M. Carbotte y Laura J. Perram de la Universidad de California en Santa Bárbara y Stacey A. Tighe, Universidad de Rhode Island

A NEW V IEW OF THE MID-OCEAN RIDGE FROM THE BEHAVIOUR OF RIDGE-A XIS DISCONTINUITIES. Ken C. Macdonald, P.

106

Ian Worpole

107

Nancy R. Grindlay y Suzanne M. Carbotte

108

Ian Worpole

109

Laura J. Perram

J. Fox, L. J. Perram et al. en Nature, volumen 335, n. o 6187, páginas 217-225; 15 de septiembre de 1988.

110

Ian Worpole (arriba), Laura J. Perram, Daniel S. Scheirer y Marie-Helene Cormier, Universidad de Santa Barbara (abajo)

111

Ian Worpole

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA SEGMENTATION

OF

MID -O CEAN RIDGES.

Hans Schouten, Kim D. Klitgord y John A. Whitehead en Nature, volumen 317, número 6034, págs. 225-229; 19 de septiembre de 1985. PETROLOGICAL AND TECTONIC SEGMENTATION OF THE E AST P ACIFIC R ISE, 5 o 30’14o 30’ N . Charles H. Langmuir, John F.

Bender y Rodey Batiza en Nature, volumen 322, n o 6078, págs. 422-429; 31 de julio de 1986. MULTI-CHANNEL SEISMIC IMAGING OF A CRUSTAL MAGMA CHAMBER ALONG THE EAST PACIFIC RISE. R. S. Detrick, P. Buhl,

E. Vera, J. Mutter, J. Orcutt, J. Madsen y T. Brocher en Nature, volumen 326, número 6108, págs. 35-41; 5 de marzo de 1987.

TEMAS 20

TEMAS 20 Superficie de La Tierra

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