1. INTRODUCCIÓN
Desde una perspectiva actual, La Geología es una ciencia moderna que nace de La necesidad de dar una explicación racional a lo rasgos observables más sobresalientes de la Tierra, tales como los minerales, las rocas, los fósiles, las montañas, los mares, los terremotos, etc. La dificultad que entraña el estudio de estos rasgos ha sido la causa de que hasta el siglo XIX no se estableciesen las bases conceptuales y metodológicas necesarias para considerar La Geología como ciencia.
Fue en ese siglo cuando se resolvieron algunas de Las principales controversias que habían tenido lugar en el siglo anterior. Se comprendió el origen de los principales tipos de rocas, se estableció definitivamente el significado de los fósiles y se desarrollaron Las teorías de la evolución orgánica; también se pusieron las bases de la Estratigrafía y de La Geología Estructural, y se perfeccionaron y generalizaron las elaboraciones de mapas geológicos.
La aparición de la teoría de La “deriva continental”, desarrollada por Wegener en las primeras décadas del siglo XX, según la cual Los continentes se mueven a La “deriva” sobre un sustrato más denso, abrió una nueva controversia entre los partidarios y Los detractores de estas ideas. EL conocimiento del fondo de los océanos adquirido con posterioridad a la Segunda Guerra Mundial, dio paso al desarrollo de la teoría de La “tectónica de placas”, que fue el resultado de numerosos trabajos realizados por diversos autores a lo largo de la década de Los sesenta.
Por último, conviene recordar que uno de los objetivos de la Geología consiste en conocer cómo sucedieron los procesos que dieron Lugar a los minerales y a las rocas, y a Las estructuras y formas que las afectan, y cuáles fueron las causas de estos procesos, lo cual hace que la Geología sea una ciencia con un fuerte contenido histórico; es decir, intenta reconstruir la historia de la Tierra. Esto implica situar cronológicamente Los fenómenos geológicos que se estudian y cuando ocurrieron. Se trata, por tanto, de determinar el período transcurrido, medido en unidades físicas de tiempo, desde que tuvo Lugar el fenómeno geológico pertinente hasta La actualidad.
2. LA TIERRA. UN PLANETA EN CONTINUO CAMBIO
De una manera simple puede decirse que la Geología es la ciencia que se dedica al estudio de la Tierra. Un primer acercamiento al estudio de la Tierra requiere considerar ésta como un conjunto y analizar sus características globales. En este sentido, es conveniente partir de la Tierra en el contexto del sistema solar, para pasar a analizar después algunas de sus características generales, como son el campo gravitatorio, el campo magnético, el calor terrestre, y la estructura global y la composición química de la tierra.
Para abordar el conocimiento científico de la Tierra puede partirse de ía observación de los rasgos mayores más relevantes de la parte externa de ésta. Desde un punto de vista geográfica, el rasgo global más evidente es la distinción entre continentes y océanos (figura 1).
Esta división obvia tiene una gran trascendencia geológica; así, una gran parte de los procesos geológicos se produce en los límites entre continentes y océanos. Existen otros rasgos mayores que, aunque son menos aparentes, presentan un importante significado geológico; entre éstos están las dorsales oceánicas, que presentan elevaciones notables de los fondos oceánicos y forman un sistema que puede seguirse por todos los océanos, y los arcos de islas, que son rasgos emergidos del dominio oceánico que menudo se sitúan próximos al continente. En estos rasgos se genera otra parte importante de los procesos geológicos. Así, por ejemplo, las manifestaciones actuales más evidentes de la dinámica de la Tierra, constituidas por los volcanes y los terremotos, se originan a lo largo de los rasgos citados, o bien en áreas que en un pasado geológico reciente formaron parte de ellos.
La fuerza de la gravedad presenta una gran trascendencia en los procesos geológicos, ya que es la causa generadora de una gran parte de tales procesos. El punto de partida para el estudio de la gravedad es la Ley de la Gravitatoria Universal, que nos permite conocer la fuerza de atracción entre dos cuerpos pequeños en función de su masa y de la distancia que los separa. Una aplicación inmediata de esta ley es la determinación de la masa de la Tierra. Esta fuerza de atracción gravitatoria produce una aceleración en los cuerpos que varía ligeramente de unos puntos a otros de la superficie terrestre, dependiendo además de factores tales como la distribución de densidades y la topografía. Como consecuencia, la gravedad presenta a menudo valores anómalos cuyo conocimiento tiene gran interés, pues permite conocer algunas de las propiedades físicas de nuestro subsuelo. Algunas de las consecuencias globales más destacables de la gravedad son la forma y los movimientos de la Tierra, y las mareas, que son aspectos que el geólogo debe tener en cuenta en muchos casos para interpretar los procesos que estudia.
La Tierra se encuentra sometida a fuerzas internas que actúan largos períodos de tiempo y que dan lugar a la deformación de las rocas. El estudio de estas fuerzas y de sus efectos es una parte importante de la Geología. El esfuerzo es la magnitud usada para describir estas fuerzas por unidad de superficie, mientras que la deformación describe el cambio de forma y posición de los cuerpos sometidos a esfuerzos. Las relaciones que existen entre ambas magnitudes, esfuerzo y deformación, dependen del tipo de comportamiento del cuerpo sometido a esfuerzos; los tres tipos básicos de comportamientos, que constituyen la base para el conocimiento del comportamiento mecánico de las rocas son;
– Comportamiento elástico: el cuerpo recupera su forma inicial cuando se eliminan los esfuerzos aplicados.
– Comportamiento viscoso: el cuerpo se deforma y fluye con cualquier esfuerzo aplicado.
– Comportamiento plástico: el cuerpo sufre deformación permanente cuando está sometido a un esfuerzo por encima de un cierto valor crítico,
Otro concepto importante es el de isostasia, que presupone que, en el interior de la Tierra, deben cumplirse las condiciones de equilibrio hidrostático por debajo de una cierta profundidad, que recibe el nombre de “nivel de compensación”.
El conocimiento de la estructura de la Tierra se basa en el estudio de las ondas generadas por los terremotos, que son el objeto de estudio de la ciencia denominada “Sismología”. A partir del estudio de la transmisión de estas ondas por el interior de la Tierra se deduce la estructura de la Tierra, que está constituida a grandes rasgos por tres capas concéntricas denominadas “corteza”, “manto” y “núcleo”. Desde el punto de vista mecánico, interesa destacar la existencia de una capa externa relativamente rígida, denominada “litosfera”, bajo la cual se encuentra una capa menos rígida, denominada “astenosfera”. Esta última distinción es importante para entender la dinámica de la parte externa de la Tierra.
El conocimiento del origen y la transmisión del calor terrestre es otro aspecto básico para el entendimiento de muchos procesos geológicos, puesto que este calor es la otra fuente básica de la energía que facilita el desarrollo de dichos procesos. La principal fuente externa de calor es el Sol, mientras que la principal fuente interna de calor es la desintegración radiactiva. En la litosfera, el calor se transmite por conducción; esta transmisión da lugar a un aumento de la temperatura con la profundidad que recibe el nombre de “gradiente geotérmico”, cuyos valores más frecuentes oscilan entre 20 y 30°C por kilómetro de profundidad. En el manto, el calor se transmite por convección, aunque ésta debe seguir un modelo complicado, debido, entre otras causas, a la heterogeneidad del manto. En la Tierra, el calor perdido supera al calor generado, lo cual implica que la Tierra se está enfriando lentamente y que, en consecuencia, va aumentando la viscosidad.
Otra propiedad física de la Tierra es su magnetismo. El hecho de que una aguja imantada, que pueda girar libremente alrededor de su centro de gravedad, se oriente de manera que su proyección ortogonal sobre un plano horizontal apunte hacia el norte magnético, indica que la Tierra se comporta como un gran imán cuyo campo magnético sufre variaciones a corto plazo (variaciones diurnas) y a largo plazo (variaciones seculares). El campo magnético terrestre resulta de la superposición de un campo magnético principal (o interno} y de un campo magnético externo. El primero se debe a la existencia de corrientes eléctricas en el núcleo externo fluido de la Tierra, que es muy rico en hierro y se comporta como conductor eléctrico. El segundo se debe a la actividad del Sol y da lugar a las variaciones de corta duración del campo magnético. Como resultado de las medidas del campo magnético terrestre se pueden detectar valores anómalos, que se deben a la influencia de las propiedades magnéticas de los cuerpos rocosos de la parte superficial de la Tierra. El conocimiento del campo magnético terrestre en el pasado, es decir, el paleomagnetismo, tiene un gran interés geológico. Este conocimiento se basa en que las rocas que presentan determinados minerales se magnetizan en el momento de originarse, adquiriendo una magnetización remanente natural que mantiene sus características y que aporta información sobre las características del campo magnético en el momento en que se formó la roca. Esta información es básica, por ejemplo, para conocer cómo varió la posición relativa de los continentes en el pasado geológico.
La composición química de la Tierra representa otro aspecto básico. Dado que la parte accesible de la Tierra representa menos del 1% de su masa, el conocimiento de la composición del planeta requiere fuentes indirectas de datos. La elevada densidad de la Tierra en relación con las rocas de la corteza ha llevado a admitir la existencia de un núcleo con elevada densidad; la suposición de una composición metálica para el núcleo análoga a la parte metálica de los meteoritos es acorde con los datos de la distribución de densidades en la Tierra. Por consiguiente, el estudio de los meteoritos tiene gran interés para el conocimiento de la composición química de la Tierra. La corteza terrestre es la parte mejor conocida; está constituida por una acumulación de los componentes menos densos y más fusibles. De acuerdo con su composición y su espesor, se distinguen dos tipos de corteza: corteza continental y corteza oceánica. La primera es más gruesa, menos densa, más rica en sílice (SiO2) y menos rica en Ca, Fe y Mg. Esta diferenciación es un reflejo de la gran diferencia que existe, en cuanto a significado geológico, entre continentes y océanos.
Los fenómenos meteorológicos son la causa fundamental del desarrollo de los fenómenos geológicos externos, es decir, los que tienen lugar en la proximidad del contacto entre el aire (atmósfera) y la litosfera. Por ello, el estudio del clima, considerado desde el punto de vista global como un rasgo asociado a la dinámica de la atmósfera (capa gaseosa que envuelve la Tierra), tiene un gran interés. Algunos de los elementos fundamentales del clima, como son la temperatura, las precipitaciones y el viento, representan agentes básicos en el modelado del relieve, lo cual explica las diferencias en los rasgos morfológicos que existen en regiones de climas diferentes. Además, el clima ha variado a lo largo del tiempo geológico; el conocimiento de estos cambios es básico para conocer muchos aspectos de la historia geológica de una región determinada.
3. LOS FÓSILES COMO INDICADORES
La Bioestratigrafía puede definirse como la aplicación de la Paleontología al establecimiento de las relaciones espaciales y temporales entre los estratos, organizándolos en unidades en función de su contenido fósil. La Bioestratigrafía se basa en dos ideas bien sustentadas por el concepto de la evolución orgánica. La primera es que un grupo taxonómico dado vive sobre la Tierra durante un periodo de tiempo, ocupando un espacio geográfico definido. La segunda idea fue expuesta al final del siglo XV11I por W. Smitb y puede considerarse consecuencia de la anterior, pudiendo enunciarse diciendo que, sobre un área geográfica determinada, estratos de la misma edad y originados en un mismo tipo de medio sedimentario presentan los mismos fósiles. Esta afirmación, que más que una ley rigurosa constituye un principio metodológico, adquiere su máximo valor cuando los fósiles implicados son fósiles guía (también llamados “fósiles característicos” o “fósiles índice”).
Los fósiles guía son fósiles de organismos de alta velocidad de evolución y elevada abundancia en un área geográfica grande, caracterizando por ello un período de tiempo geológicamente breve y permitiendo determinar la edad relativa de los estratos en los que se encuentran y establecer la correlación temporal entre dichos estratos. Es preferible, además, que estos fósiles presenten unos caracteres morfológicos claros que permitan su fácil identificación. Los mejores fósiles guía para los diferentes periodos de tiempo geológico son los que se muestran en la figura 2.
Para designar la superficie que limita un cambio determinado en el contenido fósil de una sucesión estratigráfica se utiliza el término de “biohorizonte”; tales superficies presentan gran utilidad para la correlación bioestratigráfica. En la mayoría de los casos, los biohorizontes son superficies que limitan la presencia de un taxón de fósiles determinado en una sucesión estratigráfica, distinguiéndola en tal caso un biohorizonte inferior de aparición o de primera aparición y un biohorizonte superior o de última presencia.
Dado que una propiedad importante de las rocas sedimentarias es la de contener fósiles, un conjunto de estratos puede quedar caracterizado por el contenido paleontológico. Este conjunto de estratos constituye una unidad bioestratigráfica. La unidad bioestratigráfica básica es la biozona, que se define como un cuerpo de estratos, considerados tanto en dirección vertical como lateral, diferenciado de las rocas adyacentes por su contenido en fósiles. Se han definido además otros tipos de unidades bioestratigráficas, de las cuales la más empleada es la subzona. En la definición de estas unidades juegan un papel esencial los fósiles guía. Los tipos de biozona más utilizados son:
– Zona de extensión: es un cuerpo de estratos que representa la extensión total, tanto vertical como lateral, de cualquier elemento seleccionado de las formas fósiles presentes en las rocas. Dentro de este tipo de zona pueden distinguirse varios subtipos. Los principales son:
o Zona de extensión de un taxón determinado. Dentro de una determinada sucesión estratigráfica, se incluirá, dentro de la zona de un taxón dado, los estratos que se sitúen entre los límites de primera aparición y de última presencia de dicho taxón (distribución del taxón). Una zona de extensión de un taxón recibe el nombre del utilizado en su definición, en la mayoría de los casos una especie, en cuyo caso se prescinde del nombre genérico. Estas zonas están sujetas a cambios como consecuencia de nuevos descubrimientos del taxón en estratos adyacentes.
o Zona de extensión de concurrencia: es el conjunto de estratos en el cual pueden aparecer conjuntamente dos taxones determinados. Representa el período de solapamiento de las dos zonas de extensión de los taxones correspondientes. Se denomina mediante el nombre de los dos taxones implicados en la definición.
– Zona de linaje: es el conjunto de estratos situado entre los límites de 1a primera aparición de dos taxones que forman parte de una misma línea evolutiva.
– Zona de abundancia o de apogeo: es un conjunto de estratos caracterizado por existir en ellos la máxima abundancia relativa de uno o más taxones. Sus límites son subjetivos y están marcados por un cambio brusco en la abundancia del taxón o taxones. En algunos casos, pueden aparecer varias zonas de abundancia para una misma especie o puede no aparecer ninguna. Estas zonas se denominan por el nombre del correspondiente taxón o taxones.
– Zona de intervalo: representa un cuerpo de estratos definido entre dos biohorizontes de taxones distintos.
– Zona de asociación: es un cuerpo de estratos caracterizado por la asociación de tres o más taxones. Su definición puede basarse en cualquiera de las formas fósiles presentes en las rocas, aunque puede también limitarse a formas de un tipo o tipos determinados. En consecuencia, hay muchas maneras posibles de definir una zona de asociación en un conjunto de estratos y deben elegirse las más útiles. Estas zonas se denominan mediante el nombre del fósil o fósiles más representativos, siendo conveniente además describir el criterio utilizado para definirla, y designar un estratotipo que sirva como referencia para identificar la zona en otros lugares. Para incluir un determinado conjunto de estratos en una zona dada, no se considera necesario que estén presentes todos los componentes de la asociación, de tal modo que tal inclusión es una cuestión de interpretación. Las zonas de asociación suelen tener una extensión local o regional, si bien en determinados casos, como por ejemplo cuando se usan en su definición organismos planctónicos, pueden presentar una extensión mucho mayor. Estas zonas tienen gran valor para la correlación dentro de su ámbito de definición y, además de su utilidad cronoestratigráficas, presentan gran interés paleoecológico como indicadores del medio.
Las biozonas presentan un significado temporal, de forma que el máximo intervalo de tiempo correspondiente es un tipo especial de cron que recibe el nombre de “biocron”, y el cuerpo de los estratos correspondiente a dicho intervalo es una “biocronozona”. El intervalo de tiempo durante el cual vivió una determinada especie recibe el nombre de “extensión” o “rango”, y se considera que transcurre entre el momento que corresponde al “dato de primera aparición” (DPA) del fósil y el “dato de última aparición” (DUA).
No obstante, la representación bioestratigráfica de una especie varía de unas localidades a otras, pudiendo distinguirse en cada caso un punto de “primera presencia observada” (PPO) hasta un punto de “última presencia observada” (UPO), lo cual está determinado por la dinámica evolutiva y paleobiogeográfica de la especie. Al analizar el valor biocronológico de los límites definidos por la PPO y la UPO de una especie, debe tenerse en cuenta que, cuando estos límites coinciden con cambios litológicos, la parición o desaparición de la especie en el registro estratigráfico de una sucesión determinada puede ser debida a factores ambientales, por lo cual, desde el punto de vista biocronológico, es preferible utilizar sucesiones estratigráficas donde la PPO o la UPO se encuentre dentro de unas mismas facies.
4. EL TIEMPO GEOLÓGICO
El tiempo es una abstracción que sólo se puede concretar llenándola de acontecimientos. La mejor demostración de ello es que la unidad usual de medida del tiempo a la escala humana (el año), es un acontecimiento determinado: el tiempo de traslación terrestre alrededor del Sol.
La Geología se encarga de estudiar los cambios que ha experimentado la Tierra a lo largo del tiempo, pero éstos son tan lentos que normalmente no son observables en la escala del tiempo humana y, aunque existen ciertos fenómenos geológicos muy rápidos (sismos, erupciones volcánicas, desprendimientos, etc.), prácticamente carecen de importancia desde el punto de vista global. Una comparación común es imaginar la edad de la Tierra como un día cosmológico:
1. La edad de la Tierra se fija, lógicamente, en el inicio del día 1 de enero.
2. Las rocas más antiguas conocidas serían de mediados de marzo.
3. Los primeros indicios de vida en la Tierra aparecerían en los mares en mayo.
4. El máximo desarrollo de las plantas terrestres (en el Carbonífero) acaeció hacia el final de noviembre.
5. Los dinosaurios aparecen muy tarde, a mediados de diciembre, y desaparecen el 26 de diciembre.
6. Los homínidos aparecieron sobre la Tierra en la tarde del 31 de diciembre.
7. La retirada de los grandes glaciares, que cubrían gran parte de Europa en el Cuaternario, habría ocurrido 1 minuto y 15 segundos antes del fin de año,
8. El Imperio Romano habría iniciado su auge 10 segundos antes del fin de año y finalizado 5 segundos después.
9. El descubrimiento de América, por parte de Cristóbal Colón, habría ocurrido 3 segundos antes de la medianoche.
La escala de tiempo geológico fragmenta estos acontecimientos en unidades un poco más manejables, sin olvidar y valorar el enorme grado de dificultad que conlleva el manejo de una escala de tiempo de estas dimensiones.
Los cambios geológicos muy importantes, como la formación de cordilleras o los desplazamientos continentales, se producen a un ritmo mucho más lento, el cual se mide en “crones” (106 años). El crón es la unidad de tiempo utilizada en Geología Histórica. Para poder usar con precisión esta unidad, tendríamos que saber si el período de traslación terrestre ha cambiado significativamente desde el origen del Sistema Solar. Afortunadamente, parece que el año no ha variado más de 3 ó 4 minutos a lo largo de la historia de la Tierra.
El punto de partida para establecer la historia geológica de una zona, región, país, etc., es el conocimiento pormenorizado de las series o secuencias estratigráficas que en ellas se encuentren, estableciendo las unidades estratigráficas más adecuadas para el estudio que se vaya a realizar. Es decir, un “tiempo geológico relativo”. Por el contrario, la edad absoluta de una roca es la medida del tiempo transcurrido desde su formación hasta nuestros días, expresada en años y sus múltiplos. Es decir, un “tiempo geológico absoluto”.
4.1. Tiempo geológico relativo: unidades estratigráficas
A partir de las correlaciones entre varias series o secuencias estratigráficas, se pueden definir diversas unidades que sirvan para encuadrar en ellas las conclusiones e interpretaciones conseguidas. Según se atienda, preferentemente, al carácter litológico, paleontológico o temporal, se establecen las unidades “litoestratigráficas”, “bioestratigráficas” y “cronoestratigráficas” respectivamente. Además, relacionadas con éstas últimas aunque sin referirse a las series estratigráficas, se utilizan también las unidades “geocronológicas”, que sólo tienen en cuenta el tiempo absoluto.
Unidades Litoestratigráficas
Las unidades litoestratigráficas son unidades establecidas a partir de los caracteres litológicos de la sucesión estratigráfica. Son las más utilizadas, ya que muestran una gran objetividad. La principal limitación que presentan es su relativa extensión lateral, en el caso de correlaciones a grandes distancias. Como estas unidades están condicionadas por los ambientes sedimentarios, al variar éstos lateralmente en un mismo periodo de tiempo, hacen que varíen las características litológicas. Por ello, la extensión que abarca una misma unidad litoestratigráfica está siempre limitada en el espacio. De menor a mayor categoría estas unidades se denominan: capa, miembro., formación, que es la unidad básica, y grupo, comprendiendo cada una de ellas a las anteriores.
Unidades bioestratigráficas
Las unidades bioestratigráficas son unidades establecidas a partir de las características paleontológicas que presentan las rocas estratificadas, tal y como se explicó en el punto segundo. Son bastante objetivas, pues se fundamentan en la presencia física de los diferentes taxones. Las ventajas que ofrecen están ligadas a los parámetros tiempo y espacio, pues al basarse en la evolución, no son repetitivas y cubren un espacio que puede llegar a ser la totalidad de la superficie de la Tierra. La principal limitación consiste en que están subordinadas a la presencia de fósiles por lo que cubren bien sólo el Fanerozoico y aún así, existen materiales azoicos en los que no es posible realizar ninguna división bioestratigráfica. El término fundamental es la zona o biozona,
Unidades cronoestratigráficas
Las unidades cronoestratigráficas dividen la Columna Estratigráfica en base al tiempo y se refieren a los estratos que se han depositado durante un tiempo determinado. Son, por lo tanto, unidades materiales y tangibles (estratos). Es muy difícil, descriptivamente, separarlas de las unidades geocronológicas; sin embargo éstas no se consideran unidades estratigráficas propiamente dichas y son divisiones estrictamente temporales. Ambas unidades son inferidas, ya que se deducen de observaciones previas realizadas. Son las unidades fundamentales, ya que a través de ellas se llega a la finalidad del trabajo puramente estratigráfico, es decir, al encajamiento de las observaciones dentro de la columna estratigráfica general y por lo tanto correlacionar las secuencias estratigráficas a lo largo de la Tierra. Son las usadas para el establecimiento de la escala de tiempo geológico.
Unidades geocronológicas y unidades cronoestratigráficas
Ya en el siglo XVIII los naturalistas de la época habían organizado divisiones del terreno (primarios, secundarios y terciarios) que, aunque esencialmente urológicas, solían tener un cierto sentido temporal.
En las primeras décadas del siglo XIX, los naturalistas europeos comenzaron a aplicar los principios definidos por Steno para las series sedimentarias, organizando sucesiones locales de rocas que pronto se intentaron correlacionar a escala continental. Las divisiones básicas se llamaron “eras” y se dividían en “sistemas” y “series”. Los criterios para el establecimiento de divisiones fueron tectónicos (presencia de discordancias o disconformidades), sedimentológicos (cambio en el régimen de depósito) y paleontológicos (relevo importante de faunas fósiles).
El gigantesco trabajo de los estratígrafos del siglo XIX dio como resultado una proliferación de escalas que, en general, sólo tenían un valor regional. Aunque pronto se empezó a trabajar con objeto de conseguir una escala universal, hacia el final de ese siglo se comenzó a tener conciencia de que no había ningún acontecimiento geológico que sucediese en todo el mundo al mismo tiempo.
De esta forma fueron creciendo en paralelo dos escalas de la historia de la Tierra: una estratigráfica, para las rocas y su fauna asociada, y otra cronológica, para el paso de un tiempo que no se sabía cómo medir. Las unidades cronoestratigráficas se refieren a los estratos que se han depositado durante un tiempo determinado, por lo que son unidades materiales (estratos), mientras que las unidades geocronológicas son divisiones puramente temporales (tiempo), aunque estén relacionadas con las primeras. La equivalencia entre las divisiones estratigráficas y las cronológicas es la siguiente:
La moderna escala de tiempos geológicos es una suma generalizada de acontecimientos geológicos planetarios (los menos), continentales (algunos) y regionales (la mayoría). La política de la Unión Internacional de Sociedades Geológicas (IUGS) es la de establecer los llamados Estratotipos Globales de Límites, como concreciones materiales del paso de unas unidades estratigráficas a otras. Sin duda, los límites son reales sólo en determinados puntos de la Tierra; en el resto, sólo son una fecha que no coincide con ningún acontecimiento geológico específico.
De este modo, la historia geológica de la Tierra se ha dividido en distintas unidades. Normalmente el uso de unas u otras dependerá del tipo de investigación y los objetivos a alcanzar. Lo habitual es usar las unidades geocronológicas para las grandes divisiones que, ordenadas de mayor a menor, son: eones, eras y períodos, y la estratigráficas para las divisiones de menor rango que, de mayor a menor, son: series, pisos y cronozonas o zonas.
Eón
El eón es la unidad geocronoíógica de mayor intervalo en la escala de tiempo geológico. Se distinguen tres eones:
– Arcaico: abarca desde hace unos 3.800 millones de años (m.a.) hasta los
2.500 m.a.
– Proterozoico o Precámbrico: desde los 2.500 m.a. hasta los 570 m.a.
– Fanerozoico: se extiende desde hace 570 m.a. hasta la actualidad.
Eontema es la unidad superior cronoestratigráfica, aunque no se suele utilizar, pues debido a su magnitud no es útil como división de estratos.
Eras
A su vez, los eones se dividen en eras, definidas a partir de grandes discordancias que señalan el inicio de distintos ciclos orogénicos.
Así, el Fanerozoico está integrado por tres eras geológicas que son:
– Paleozoica: abarca desde los 570 m.a hasta los los 245 m.a.
– Mesozoica: desde los 245 m.a. hasta los 65 m.a.
– Cenozoica: se extiende desde los 65 m.a. hasta la actualidad.
Periodos
Las eras del Fanerozoico, a su vez, se dividen en períodos. Están basados en estratos que afloran en diversos países europeos y en EE.UU., dónde se desarrolló el trabajo estratigráfico de clasificación. Los nombres se refieren a su origen geográfico y, en algún caso, a características específicas de los estratos, como la litología. En castellano, se utiliza la terminación “-ico” para los sistemas (Jurásico, Ordovícico, Cretácico, etc.). Por otro lado, el sistema llamado Terciario engloba a los sistemas Paleógeno y Neógeno de la escala actual.
Series
Las series, desde un punto de vista estratigráfico, están referidas como inferior, medio y superior, aunque desde un punto de vista meramente geocronológico (épocas) sería preferible decir inicial, medio y final.
Piso
El piso es la unidad fundamental en cronoestratigrafía. Consiste en un conjunto de rocas estratificadas que se han formado durante un intervalo de tiempo determinado. Ha de estar muy bien definido, por lo que es imprescindible que esté referido a una sección estratigráfica tipo, denominada “estratotipo”. No obstante, el problema principal estriba en la determinación de sus límites, por lo que hay una tendencia generalizada a definir los límites del piso de forma exhaustiva. En la terminología castellana se suele utilizar la terminación “-ense” para los pisos (Cenomaniense, Turonense, etc.). Normalmente se denomina con el nombre geográfico donde está establecido el estratotipo.
Cronozona
La cronozona son los estratos depositados durante el tiempo de existencia de un taxón determinado, aunque no esté presente de forma física. La denominación de esta unidad se realiza añadiendo a la palabra cronozona, el nombre de la especie que lo caracteriza. La unidad geocronológica correspondiente, es la zona, que se denomina de la misma forma.
4.2. Tiempo geológico absoluto: edad absoluta
Cuando se habla de edad absoluta de la Tierra nos referimos a la edad de la formación de la Tierra como planeta perteneciente al Sistema Solar, la cual será obviamente anterior a la edad de la roca más antigua conocida. Cuando las medidas se expresan en millones de años no es necesario tomar un punto de referencia reciente para iniciar la cuenta.
Los primeros intentos de datación absoluta son cálculos sobre la edad de la Tierra, y no medidas directas sobre la edad de rocas concretas. En definitiva, al inicio del siglo XX la edad estimada para la Tierra por la mayoría de los científicos era del orden de los 100 millones de años, aunque había incluso científicos que seguían admitiendo edades muy inferiores, del orden de las propuestas por Buffón (75.000 años).
Métodos radiométricos
La controversia sobre la edad de la Tierra acabó con la utilización de las técnicas radiométricas que permitieron dataciones de rocas y por tanto de fenómenos geológicos ocurridos en el pasado. Este avance en el campo de la Geología vino como consecuencia de un avance en otras ciencias y, por tanto, como una aportación interdisciplinaria.
Los elementos químicos en la naturaleza se pueden presentar bajo tres formas diferentes, todas ellas con el mismo número de neutrones:
– La primera forma es la más usual del elemento químico en cuestión, generalmente significando más del 95-99% del total del mismo.
– La segunda forma, siempre minoritaria, contiene un número diferente de neutrones, pero se trata de una forma estable (isótopos estables) que permanece sin cambio a lo largo del tiempo.
– La tercera, la que interesa para las técnicas radiométricas, es otra forma del elemento, con distintos neutrones, pero inestable, que está en continuo cambio desde su formación: son los isótopos radiactivos.
Por ejemplo, en el carbono la forma mayoritaria es el carbono-12, un isótopo estable es el carbono-13 y un isótopo radiactivo es el carbono-14.
Las técnicas radiométricas se basan, en primer lugar, en la idea que “un isótopo radiactivo inicia su desintegración en el momento de la formación de la roca”. Este hecho es claro en rocas ígneas en las que el inicio de la desintegración coincide con la solidificación de la roca. En algunas rocas sedimentarias muy recientes hay elementos radiactivos (C-14, U-234 o Th-230) cuya desintegración se inició en el momento que dejó de estar en contacto con la atmósfera, o sea, desde la sedimentación.
La segunda idea básica es que “la desintegración del isótopo radiactivo es irreversible y la velocidad de la misma es constante”. La magnitud absoluta de desintegración es muy diferente para cada uno de los isótopos radiactivos. De una manera gráfica, la relación de elementos padre (P) a elementos hijo (H) resultantes de la desintegración se indica en la figura 6. En ella se constata que a medida que pasa el tiempo las variaciones en los contenidos de isótopos radiactivos son cada vez menores, por lo que la fiabilidad del método es cada vez menor con el tiempo.
Se llama período de semidesintegración al tiempo necesario para que un elemento radiactivo reduzca a la mitad su abundancia.
La determinación de la edad absoluta de una roca, también llamada radiométrica o edad isotópica, se hace mediante la aplicación de la siguiente fórmula:
En dicha fórmula t es el tiempo a medir; A, en la constante de desintegración del isótopo correspondiente; P el número de átomos del elemento padre que queda en la roca (o mineral) y H el número de átomos del elemento hijo que hay en la misma. Las cantidades P y H son las que se miden en cada muestra, mientras que la constante lambda (A,) se conoce previamente para cada método.
En la actualidad son tres los métodos más usuales de datación radiométrica aplicables a rocas de cualquier edad y que se resumen a continuación:
Método Potasio-Argón (K-Ar)
Se puede aplicar sobre una roca volcánica, bien en muestra total, bien sobre alguno de sus minerales. El potasio es uno de los ocho elementos más abundantes de la corteza terrestre y un 0,4% del mismo corresponde a 40K radiactivo. La desintegración del mismo suministra un 11% de 40K y un 89% de 40Ca, al tiempo que emite partículas (3. La medida del calcio (como elemento hijo no es posible por ser muy abundante en las rocas y por tanto lo que se mide es el 40Ar.
Método Rubidlo/Estroncio (Rb-Sr)
Aplicable a diversos minerales (moscovita, biotitas, lepidota, etc.) de las rocas ígneas o metamórficas. En las primeras, data la edad de solidificación y en las segundas, la última etapa del metamorfismo. El rubidio es un elemento poco común en la corteza terrestre, pero el 28% del mismo corresponde al isótopo radiactivo 87Rb. Se descompone dando como elemento hijo 86Sr, emitiendo partículas beta.
Método Uranio-Plomo (U-Pb)
Especialmente aplicable a las rocas ígneas, entre ellas las graníticas con minerales de circón, los cuales contienen alrededor del 0,1% de uranio. El método comprende varios procedimientos relacionados con las cadenas de desintegración de 232Th, 238TJ y 235-Q que tienen como elementos finales 208Pb, 206Pb y 207Pb, respectivamente, emitiendo en todos los casos partículas alfa.
Los métodos anteriores apenas se pueden aplicar, con cierta precisión, al intervalo de tiempo más reciente, concretamente al último millón de años. Un método utilizado con mucha frecuencia para materiales del Cuaternario es el del carbono-14 que se aplica, especialmente, sobre la materia orgánica de los sedimentos. El 14C es un isótopo radiactivo que aparece en las plantas y animales vivos, cuya desintegración se inicia cuando el organismo muere. El método tiene una limitación temporal muy importante, ya que solamente se puede aplicar para los últimos 35.000 años, con lo que se trata de un método de uso en Arqueología y en el estudio de los procesos de sedimentación actual.
La principal limitación de los métodos radiométricos para determinar edades absolutas en rocas sedimentarias estriba, principalmente, en que las medidas sólo pueden realizarse en rocas ígneas, datándose la fecha de solidificación de un plutón o de una colada volcánica, o en metamórficas, en las cuales datarán la última fase de deformación de las mismas, debido a que se han producido modificaciones de las composiciones isotópicas originarias como consecuencia de la reactivación del metamorfismo. Sólo en algunos métodos de aplicación exclusiva en materiales cuaternarios se pueden realizar determinaciones directamente sobre material sedimentario. A estas limitaciones hay que añadir que se trata de técnicas de laboratorio muy complejas, que exigen equipos instrumentales muy sofisticados y un alto costo de mantenimiento, aplicables esencialmente a rocas ígneas no alteradas. Por último, se ha de recalcar que el registro estratigráfico representa un intervalo de tiempo muy largo que alcanza varios miles de millones de años. Se trata del reflejo de la sedimentación en tiempos pasados, la cual se ha podido realizar con tasas de sedimentación similares a las actuales (medibles en mm/ka). Por esto, y otros argumentos, no hay una tabla de tiempo geológico de aceptación general, de manera que comparar unas con otras, incluso recientes, con frecuencia se constatan diferencias apreciables en algunas de las cifras. Ello tiene una explicación lógica ya, que toda tabla no es más que una propuesta de acercamiento a la escala real y está elaborada con todos los datos disponibles hasta ese momento, alguno de los cuales pueden tener errores. Sin embargo, las diferencias numéricas para un valor concreto entre las distintas tablas publicadas recientemente apenas suponen variaciones del 5% del valor numérico atribuido al material o límite estratigráfico, y en muchos casos son aún menores.
5. EXPLICACIONES HISTÓRICAS AL PROBLEMA DEL CAMBIO
El campo de desarrollo de la Geología son los estudios “de las rocas y sus componentes minerales, de los procesos naturales que afectan a la configuración y a la morfología de los cuerpos rocosos y, por último, de los factores y agentes que han producido estos procesos a lo largo del tiempo”. La dificultad que entraña el estudio de estos rasgos ha sido la causa de que hasta el siglo XIX, no se establecieron las bases conceptuales y metodológicas necesarias para considerar la geología como una ciencia. Su avance estuvo acompañado por grandes controversias, en buena parte condicionadas por creencias mitológicas y religiosas acerca del origen y la evolución de la Tierra, que fueron consideradas como verdades inamovibles y que mediatizaron el desarrollo de las ideas científicas.
Hasta el siglo XIX estaba garantizada la idea de que los grandes rasgos de la superficie terrestre eran el resultado de fuerzas enormes y procesos en absoluto comparable con los actuales; en consecuencia con esta idea, se postuló, en las primeras décadas de dicho siglo, una historia de la Tierra construida mediante grandes catástrofes que habían ocurrido periódicamente en el pasado. Se establecía así una división profunda entre el pasado y el presente. Gracias a los trabajos de Hutton, a finales del siglo XVIII, y de Lyell, en el siglo XIX, estas ideas desaparecieron para dar paso al concepto uniformista, que postula que “la acción de la naturaleza es uniforme y constante”, y la actualista, muy metodológica, según el cual “el estudio de los procesos actuales es el instrumento adecuado para interpretar y conocer los acontecimientos del pasado geológico”. En consonancia con estas ideas, se estableció que los procesos geológicos eran lentos y que la Tierra debía de ser muy antigua, de forma que su edad no se puede medir en miles de años, como se había admitido hasta entonces, sino que debe medirse en millones de años. Fue por otro lado, en el siglo XIX, cundo se resolvieron algunas de las principales controversias que habían tenido lugar en la centuria anterior. Se comprendió el origen de los principales tipos de rocas, se estableció definitivamente el significado de los fósiles y se desarrollaron las teorías de la evolución orgánica; también se pusieron las bases de la Estratigrafía y de la Geología Estructural, y se perfeccionó y generalizó la elaboración de mapas geológicos.
La aparición de la teoría de la deriva continental, desarrollada por Wegener en las primeras décadas del siglo XX, según la cual los continentes se mueven a la deriva sobre un sustrato más denso, abrió una nueva controversia entre los partidarios de las teorías movilistas y fijistas. El conocimiento del fondo de los océanos adquirido con posterioridad a la segunda guerra mundial dio paso al desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, que fue el resultado de numerosos trabajos realizados por diversos autores a lo largo de la década de los sesenta.
Por tanto, las causas de los procesos que caracterizan la geodinámica interna de la Tierra son explicadas en el marco de la Teoría de la Tectónica Global. No obstante, es conveniente revisar, aunque sea de un modo somero, las muchas teorías que la han precedido, con objeto de ver la evolución de las ideas en este campo de la Geología, muchas de las cuales se han incorporado, en todo o en parte, a las teorías actualmente en vigor.
En un libro sobre los procesos geológicos internos publicado en 1960 se citan hasta nueve teorías sobre los cambios que ocurren, o han ocurrido, en la Tierra desde su origen. Aun contando con la gran complejidad de estos procesos, el ejemplo ilustra la gran desorientación que reinaba entre los geólogos, en la década de los cincuenta, en lo referente a la explicación de estos cambios. La década siguiente fue un período de simplificación en el que la mayoría de los antiguos modelos fueron definitivamente descartados, mientras que alguno ha sobrevivido parcialmente, muy transformado merced a los nuevos datos geofísicos y oceanógraficos. Este período de simplificación culmina con el surgimiento de la Teoría de la Tectónica de Placas.
Las teorías sobre la evolución de la Tierra que han tenido alguna importancia histórica pueden agruparse, para su sistematización, en dos conjuntos:
– Teorías fijistas: no admiten la existencia de movimientos horizontales de la corteza terrestre y buscan la explicación de los cambios en movimientos verticales de la misma.
– Teorías movilistas: la explicación de los procesos que generan los cambios en la Tierra se basa en la existencia de movimientos horizontales y tangenciales de la corteza terrestre.
Teorías fijistas
Las principales teorías que se enmarcaron dentro de este grupo fueron las teorías del geosinclinal, la de las undaciones y la de la oceanización.
– Teoría del geosinclinal
Su formulación se debe al geólogo americano Hall (1859). Según Hall, la orogenia en una zona estaba siempre precedida por la instalación de una profunda cuenca, en la que se acumulaban espesores enormes de materiales sedimentarios, al tiempo que el fondo de la cuenca experimentaba un hundimiento o “subsidencia”. Estas grandes áreas subsidentes de sedimentación fueron denominadas, con posterioridad, geosinclinales. En cuanto al origen de los esfuerzos capaces de elevar y plegar las series sedimentarias, Hall postuló su origen en la propia subsidencia, al alcanzar los sedimentos profundidades en las que podría fundirse parte de la serie, deformándose el resto como consecuencia del empuje vertical resultante.
Dana y otros autores modificaron la teoría de Hall, proponiendo como causa de los esfuerzos tangenciales la contracción de la Tierra, que provocaría el arrugamiento de su superficie, como la piel de una fruta que al secarse pierde volumen. Estas hipótesis de contracción se desecharon definitivamente cuando, ya en el siglo XX, se demostró que nuestro planeta no disminuye sistemáticamente de volumen con el tiempo.
El concepto de geosinclinal subsistió en el tiempo, pero más como una hipótesis paleogeográfica sobre las facies sedimentarias de las cordilleras, que como una teoría causal de la formación de orógenos, siendo asumido por la mayor parte de las teorías orogénicas posteriores. Xo obstante, en la década de los sesenta cae en un rápido desuso para resurgir de nuevo incorporada a la nueva Geología, aunque en un sentido más restringido.
– Teoría de las undaciones
Esta teoría, que ha experimentado diferentes re definiciones y variantes, es, con toda probabilidad, la más consistente de las teorías fijistas y que han subsistido durante buena parte del siglo XX. La primera formulación se debe a Haarman (1930). Según esta teoría, una cadena de montañas se forma en dos fases: en la primera, denominada ‘”tectogénesis primaria”, se generaría un gran abombamiento de la corteza o “geotumor”, como consecuencia de la individualización en el manto superior de una masa magmáticosición granítica o “astenolito”, que subiría deformando y abombando la corteza. En la segunda fase, la “tectogénesis secundaria”, se producirían a favor de este abombamiento o undación, una serie de deslizamientos gravitacionales de varios tipos, que serían el origen de las estructuras de deformación observadas (pliegues, fallas y mantos de corrimiento).
– Teoría de la oceanización
Se debe al tectónico soviético Beloussov (1967). Este autor propone, a diferencia de la teoría anterior, que las masas de un magma básico podrían invadir una zona de la corteza continental, la cual sufriría un proceso de contaminación y densificación, con el consiguiente hundimiento. Ello implicaría la elevación de las zonas contiguas, con la consiguiente deformación de la cobertera sedimentaría como consecuencia del deslizamiento a favor de las pendientes por gravedad.
Esta teoría tiene una objeción muy importante ya que, para que se produzca el hundimiento u oceanización. el material resultante de este proceso debe tener mayor densidad que el manto mismo, lo cual parece un contrasentido. No obstante, un número considerable de geofísicos recurre a esta teoría para explicar la génesis de algunas cordilleras muy antiguas, que es difícil de comprender en el marco de la Teoría de la Tectónica de Placas.
Teorías movilistas
Las teorías de este grupo explican la génesis de las cordilleras montañosas, y los consiguientes procesos geodinámicos internos, en función de grandes esfuerzos compresivos como consecuencia del movimiento horizontal de los bloques de la corteza. El mayor problema para su aceptación fue, durante mucho tiempo, el demostrar fehacientemente la posibilidad de este tipo de desplazamientos y el mecanismo que los podría mover, que se suponía situado en el manto.
Las teorías movilistas de mayor importancia que se han desarrollado a lo largo del siglo XX han sido tres: la Teoría de la Deriva Continental, la teoría de las Corrientes de Convección en el Manto y, finalmente, la Teoría de la Tectónica de placas.
– Teoría de la deriva continental
Enunciada por el físico y meteorólogo alemán Alfred Wegener en 1912, fue una teoría revolucionaria y muy polémica en su tiempo. Propone como causa de las orogenias, el empuje que produciría la deriva de los continentes con el tiempo, a partir de una posición original, sobre los sedimentos acumulados en los geosinclinales de sus márgenes (lo que Wegener denominó «efecto de proa»). Esta teoría tuvo un notable éxito en aquel momento pero, ante la imposibilidad de demostrar el movimiento de los continentes, su velocidad y los mecanismos que los impulsaban, fue desprestigiándose y definitivamente abandonada hacia 1930.
Según las ideas de Wegener, todas las áreas continentales habrían estado unidas en un único supercontinente, al que llamó “Pangea”, hacia finales del período Carbonífero (hace aproximadamente unos 280 millones de años). Este supercontinente se habría fragmentado y los bloques resultantes habrían derivado a lo largo del tiempo geológico, hasta alcanzar sus posiciones actuales.
Los argumentos expuestos por Wegener en favor de la realidad de esta deriva, especialmente la relacionada con África y Sudamérica, fueron los siguientes:
– Hace 200 millones de años los continentes estaban agrupados formando el Pangea y rodeados por un océano universal, denominado “Pantalasa”. El Mar de Tethys (que con el tiempo se transformará en el actual mar Mediterráneo) era entonces una gran bahía que separaba África de Eurasia.
– Hace 180 millones de años, a finales del Triásico y después de 20 m.a. de deriva, comenzó la división de la Pangea en dos supercontinentes: “Laurasia” al Norte y “Gondwana” al Sur. La India comenzó a separarse tempranamente de Gondwana. Sobre la región de Tethys se desarrolló una gran fosa desde Gibraltar hasta la actual isla de Borneo, en la cual se fueron acumulando sedimentos y produciendo manifestaciones magmáticas.
– Hace 135 millones de años (a finales del Jurásico), los océanos Atlántico e índico se habían desarrollado notablemente. La placa índica estaba ya cerca del punto caliente que más tarde daría, al final del Cretácico, a las grandes emisiones volcánicas de la meseta del Dekán.
– Hace 65 millones de años, a finales del Cretácico y comienzos del Terciario, se produce la separación del Atlántico Sur y la separación aún mayor del Atlántico Norte. Madagascar se separa de África y Australia permanece unida a la Antártida. La separación de Australia del Antartico y la rotura completa de Laurasia, por separación doble de Groenlandia de América del Norte y de Europa, tuvo lugar durante el era cenozoica y a lo largo de ella se fue llegando paulatinamente a la configuración de continentes actual.
Las pruebas a favor de la deriva continental defendidas por Wegener, eran de cuatro tipos:
– Pruebas morfológicas. Son las más evidentes e intuitivas, y se basan en la posibilidad de encajar idealmente unos continentes con otros hasta reconstruir el Pangea. Esta reconstrucción geográfica es muy sencilla entre las costas africanas y sudamericanas, y menos clara en otros casos. No obstante, si en lugar de intentar encajar las líneas de costa se encajan los límites de las plataformas continentales, la reconstrucción es mucho más perfecta en todos los casos.
– Pruebas geológicas. Fueron muchas, basadas siempre en la continuidad de las estructuras geológicas entre Sudamérica y África, a ambos lados del Atlántico. Esta continuidad se manifiesta tanto en cuanto a litología (tipos de rocas), en cuanto a la estratigrafía (las series estratigráficas correspondientes a los mismos períodos geológicos muestran una clara correspondencia entre ambos continentes) y en cuanto a las estructuras geológicas (cordilleras montañosas antiguas). Esta continuidad se manifiesta incluso en un aspecto tan particular como los yacimientos de diamantes (en Sudáfrica y Brasil), que inicialmente habrían constituido un solo núcleo diamantífero en Gondwana.
– Pruebas paleontológicas. Señalan la semejanza de faunas y floras fósiles en distintos continentes. La semejanza es mayor cuando nos remontamos a períodos geológicos más antiguos. Así. continentes que tienen hoy floras y faunas claramente diferentes, como África, Sudamérica, la India y Australia, presentan, a partir de cierto período geológico, floras y faunas fósiles muy semejantes.
– Pruebas paleoclimáticas. Los cuatro continentes de origen gondwánico muestran presencia de tillitas (sedimentos de origen glaciar) de período pernio-carbonífero, deduciéndose que todos ellos sufrieron una glaciación común en estos períodos geológicos, por lo que se supone que estuvieron unidos.
Como motor de la deriva continental Wegener sugirió que los continentes formados por “Sial”, flotaban sobre un “Sima” más denso y de naturaleza física pastosa capaz, por tanto, de permitir desplazamientos. Las fuerzas que podrían provocar el desplazamiento horizontal de los continentes serían, según Wegener, la fuerza centrífuga de rotación de la Tierra y la inercia de las masas continentales, a causa de la órbita de la Tierra alrededor del sol.
Pese a lo ingenioso de sus ideas, a la consistencia de los argumentos y pruebas recopiladas y esgrimidas y pese a que su teoría explicaba elegantemente multitud de hechos geológicos, la deriva continental fue muy criticada por muchos geólogos y prácticamente olvidada en pocos años. La causa de este olvido generalizado radicaba en lo inconsistente de los mecanismos generadores de la deriva continental, ya que las causas resultaban a todas luces insuficientes para provocar desplazamientos continentales de miles de kilómetros en tan corto espacio de tiempo.
No obstante, la aparición de la teoría de la tectónica de placas representó una verdadera revolución en el desarrollo de las Ciencias de la Tierra, por tratarse de una teoría mtegradora que permite explicar el origen, el desarrollo y la distribución de los principales fenómenos geológicos (cuencas sedimentarias, volcanes, terremotos, formación de las cordilleras, etc.).
– Teoría de las corrientes de convección
Se desarrolló en la década de los años 30 del pasado siglo XX, como una alternativa a la teoría de la deriva continental. En ella se deduce la existencia de hipotéticas corrientes de convección en el seno del manto y que son el mecanismo de arrastre de los continentes suprayacentes. Se equipara el manto, al que supone plástico, con un líquido en ebullición, de tal manera que, debido a la diferencia de temperatura entre sus partes calientes inferiores y superiores frías, se generarán unas corrientes de corte más o menos circulares, cuyo ascenso daría lugar a fenómenos magmáticos y en cuyo descenso arrastrarían el manto superior, frío y denso, hacia abajo. Los continentes serían arrastrados en un plano horizontal por estas corrientes convectivas, y donde coincidieran dos cédulas convectivas hacia abajo se localizaría una zona de compresión, por lo que los posibles sedimentos ahí existentes serían comprimidos entre dos bloques continentales, provocando su deformación.
– Teoría de la Tectónica de Placas
Aunque la Teoría de la Tectónica de Placas, surgida en los finales de la década de los años sesenta del siglo XX, no es propiamente una teoría orogénica, proporciona un marco teórico explicativo para los fenómenos orogénicos, al igual que para los restantes procesos de la geodinámica interna. La Tectónica de Placas, como teoría orogénica, tiene un carácter movilista, ya que su postulado fundamental es precisamente el desplazamiento horizontal de las placas litosféricas. Esta teoría no descarta ni rebate las anteriores teorías movilistas, sino que las pone al día y las integra en ella. Así, la teoría de Wegener y la hipótesis de las corrientes de convección en el manto, aunque modificadas, constituyen un precedente claro y esencial para el desarrollo de la propia Tectónica de Placas.
No se puede citar a un científico como autor de esta teoría sino que son varios, y de diversas nacionalidades, los que en artículos publicados entre 1968 y 1971 la esbozaron. Los norteamericanos Dewey, Bird, Dietz, Holden, el canadiense Tuzo Wilson, el francés Le Pichón y el inglés McKenzie figuran entre los más destacados investigadores que aportaron las ideas básicas a esta teoría.
La totalidad de los procesos geológicos internos (magmatismo, metamorfismo, sismicidad, deformaciones tectónicas y los procesos que originan las orogenias) tienden a ser explicados en el marco de esta teoría.
Los principios fundamentales de la Teoría de la Tectónica de Placas pueden resumirse de la siguiente manera:
– La litosfera terrestre se encuentra dividida en una serie de bloques denominados placas litosféricas. Estas placas experimentan un continuo movimiento relativo entre ellas, deslizándose sobre la “astenosfera” plástica subyacente, de modo que en algunos puntos tienden a separarse, en otros a colisionar y en otros se deslizan lateralmente entre ellas.
– En las zonas de contacto entre las placas, llamadas bordes o límites de placa, se concentra, como consecuencia de la interacción mecánica entre las mismas, la mayor parte de la actividad geodinámica del planeta. En contraste, las zonas internas de las placas, llamadas zonas de intraplaca, son zonas de actividad de mucha menor intensidad.
– El espesor de las placas es variable, oscilando entre los 10 km en las zonas internas de las dorsales y los 150 km en algunas áreas continentales. Los continentes se desplazan al tiempo que el conjunto de la placa en la que están ubicados.
La división de la litosfera incluye 7 grandes placas (Norteamericana, Suramericana, Euroasiática, Africana, Pacífica, Australiana y Antartica) junto a cierto número de placas menores (de Nazca, del Caribe, de Cocos, etc.).