naturesp - Espacios naturales de Latinoamérica:

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Espacios naturales de Latinoamérica:
Desde la Tierra del Fuego hasta el Caribe
http://www.lateinamerika-studien.at/content/natur/naturesp/naturesp-title.html/naturesp/naturesp-titel.html
Axel Borsdorf, Carlos Dávila, Hannes Hoffert, Carmen Isabel Tinoco Rangel
Instituto de Geografía de la Universidad de Innsbruck
LASON fue apoyado por el Ministerio de Educación, Ciencia y Cultura (BMBWK) en el marco de la iniciativa "Nuevos
Medios en la Enseñanza" (NML).
Kapitelübersicht
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1.1.1
1.1.1.1
1.1.1.1.1
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1.2.2.3.2.1
1.2.2.3.3
Geología, o: el universo de las rocas de Latinoamérica
Geología histórica
Clasificación de la historia de la Tierra
Precámbrico
Afloramiento de la era arcaica y proterozoica
Distribución continental del Precámbrico
Paleozoico
Tabla cronológica del Paleozoico
Distribución continental del Ordovícico
Distribución continental del Pérmico
Afloramientos del Paleozoico en Latinoamérica
Mesozoico
Tabla cronológica del Mesozoico
Distribución continental del Triásico
Distribución continental del Cretacio inferior
Distribución continental del Cretacio superior
Afloramientos del Mesozoico en Latinoamérica
Cenozoico
Tabla cronológica del Cenozoico
Distribución continental del Mioceno
Cuaternario
Afloramientos del Terciario y Cuaternario en Latinoamérica
Constitución de la Tierra
Movimientos tectonicos
Procesos tectogenéticos
Terremotos
Registro de terremotos
Volcanismo
La hipótesis de las placas tectónicas
Colisiones de Placas
Minerales y Rocas
Rocas magmáticas
Componentes del magma
Enfriamiento del magma
Clasificación de las magmatitas
Más sobre las rocas magmáticas
Rocas metamórficas
Alteración o metamorfismo por contacto
Metamorfismo regional
Rocas de la metamorfosis
Más sobre las rocas metamórficas
Sedimentos
Diagénesis y aglomerante
Sedimentos clásticos
Más sobre las rocas clásticas
Sedimentos químicos
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Carbonatos
Rocas salinas
Sedimentos biogénicos
El ciclo de las rocas
Geología regional
Configuración geológica de Sudamérica
El basamento precámbrico
El Cratón de Guayana
Guirense
Pre-transamazónico
Transamazónico
Formación Roraima
Parguazense
El Escudo brasileño
Guriense y Jequié
Transamazónico y Parguazense
Espinhaço y Rondoniano
Brasiliano - Fanerozoico
Cratón Río de la Plata
El Escudo patagónico
La configuración superior sedimentaria
Cuencas epicontinentales
La cuenca del Amazonas
La cuenca Parnaíba-Marañón
La Cuenca del Paraná
Llanuras ("Los Llanos")
Llanos de Orinoco
Llanura Chaco-Pampeana
Cuencas cretácicas de Brasil
Cuencas cretácicas de Argentina
Los Andes - una breve visión general
Los Andes a la luz de la tectónica de placas
Los Andes en comparación con los Alpes
Andes del Sur
Las Sierras Pampeanas
Andes Centrales
Andes del Norte
Cordillera de la costa caribeña
Los yacimientos en Sudamérica
Yacimientos en zonas extra-andinas
Hierro
Manganeso
Yacimientos eluviales
Petróleo
Yacimientos en los Andes
Yacimientos minerales
Cobre
Estaño
Yacimientos polimetálicos
Oro
Salitre y Guano
Petróleo y carbón
Constitución geológica de Centroamérica
La tierra firme de Centroamérica
La península de Yucatán
La zona montañosa al norte de Centroamérica
El área volcánica de Centroamérica
Los paisajes volcánicos de Centroamérica
La zona montañosa al sur de Centroamérica
Áreas costeras y Tierras bajas
Los yacimientos de Centroamérica
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México
El Altiplano de México
Riquezas del subsuelo
La península de California
Las Antillas
Las Grandes Antillas
Las Pequeñas Antillas
Las Bahamas
Literatura sobre la geología de Latinoamérica
Geomorfología, o: el relieve de Latinoamérica
Geomorfología general
Procesos morfogenéticos
Procesos tectónicos y volcánicos determinantes del relieve
Procesos tectónicos determinantes del relieve
Formación de relieve a través de volcanismo
Formación de relieve mediante movimientos en masa gravitativos
Diferentes tipos de movimientos en masa
Movimientos en masa cryogeneticos
Formación de relieve fluvial
Río y valle
Formas de valles
Meandros y drenajes ramificados
Formas de las desembocaduras
Ästuar
Delta
Terrazas de valle
Formación de vertientes por ablación - denudación y erosión del suelo
Formación de llanuras o planicies
Glaziale Reliefformung
Formas glaciares
Formas de erosión glaciar
Valles de forma en U y valles suspendidos
Circo glaciar
Cuencas lacustres
Otras formas de erosión glaciar
Formas de acumulación
Morrenas
Drumlins
Sedimentaciones fluvioglaciares
Tipología de glaciares
Glaciares de valle
Nieve penitente, mesas glaciares y crioconitas
Glaciares de plataforma
Glaciares regionales o hielo continental
Glaciares rocosos
Glaciares templados
Glaciares polares o helados
Formación de relieves eólicos
Formas de erosión eólica
Formas de acumulación eólica
Dunas
Loess
La dinámica eólica como indicador de la desertificación
Procesos marinos y límnicos
Formas litorales - visión general
El litoral - morfografía de la costa
Oleaje
Gezeiten
Abrasión marina
Acantilados
Plataformas de abrasión
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Acumulación marina
Playas
Restinga o cordón litoral y flechas o barreras litorales
Carst
Paisajes cársticos
Geomorfología (estructural) regional
Grandes unidades morfoestructurales
Formas de las altas montañas
Formas convexas (por ejemplo, montañas)
Cadenas montañosas
Volcanes y relieves vulcanógenos
Formas glaciares
Relieves tropicales convexos de carst
Sistemas de planicies
Superficies antiguas
Cuencas intramontanas
Pedimentaciones cordilleranas
Terrazas
Relieves cóncavos
Cuencas intramontanas
Formas de las Llanuras (Tierras bajas)
La llanura o Tierra baja del Amazonas: Várzea y tierra firme
Diques ribereños y lagos de Várzea
Llanuras costeras, deltas y estuarios
Formas de los escudos antiguos, de las mesetas de basalto y de las montañas y colinas centrales
Cataratas y saltos
Geomorfología (climática) regional
Fundamentos de la geomorfología climática según Büdel
Fundamentos de la geomorfología climática según Wilhelmy
Transformación planetaria de relieves
Meteorización
Tipo de suelo
Erosión, transporte y sedimentación
Transformación hipsométrica de relieves
Transformación de relieves centroperiféricos
Transformación de relieves de este a oeste
Relieves originados en eras anteriores
Zonificación morfológica climática según Wilhelmy
Hidrología o: Las aguas de Latinoamérica
Los océanos y los mares latinoamericanos
El fondo marino
Las corrientes marinas
Limnología: Aguas continentales de Latinoamérica
Ríos de Latinoamérica
Acarreo de sedimentos
Ríos de aguas blancas
Ríos con diques naturales
Amazonas
Paraná
Orinoco
Ríos de aguas negras
Río Negro
Ríos de aguas claras
Sao Francisco
Rios carsticos
Regiones de drenaje
Régimen de escurrimiento
Valles en perfil longitudinal y transversal
Saltos y cataratas
Aprovechamiento de la energía hidroeléctrica
Itaipú — la central hidroeléctrica más grande del mundo
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4.2.6
4.2.7
4.2.8
4.3
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Lagos de Latinoamérica
Lagos de origen constructivo
Lagos tectónicos
El lago de Titicaca
Lagos volcánicos
El lago de Atitlán
Lagos de origen destructivo
Lagos glaciares
Lago Argentino
Lagos de origen obstructivo
Ensenadas
Represas naturales
Lago San Pablo, Ecuador
Humedales y lagos de várzea
Humedales en Paraguay y Pantanal
Aguas subterráneas
Movimiento de las aguas del suelo
Aguas subterráneas
Fuentes y pozos
Glaceología
Origen de los glaciares
Tipos de glaciares
Distribución de glaciares en Sudamérica
Pleistoceno
Glaciación actual
Magnitud de la glaciación en nuestro planeta y Latinoamérica
Eras y fluctuaciones glaciares
Literatura para la hidrología
Climatología, o: procesos y estructuras básicos del clima en Latinoamerica
Climatología descriptiva - Visión general de los elementos y fenómenos climáticos más
importantes en Latinoamérica
Visión general de los elementos climáticos más importantes
Temperatura media anual en Latinoamérica
Precipitación anual en Latinoamérica
Precipitación en enero en Latinoamérica
Precipitación en julio en Latinoamérica
Climatología dinámica -Principios de la circulación atmosférica en Latinoamérica
Principios matematico-astronomicos para la circulacion atmosferica
Fuerza de coriolis
Anticiclones y zonas depresionarias
Alisios
Ciclones
Circulación extratropical
Corrientes en chorro (jet streams)
Esquema de circulación atmosférica en enero
Esquema de circulación atmosférica en julio
¿Qué son realmente los trópicos?
¿Qué son realmente los subtrópicos?
Los subtrópicos en América del Sur
Curiosidades sobre las regiones áridas de Latinoamérica
Causas de la aridez
Desiertos alisios o tropicales
Regiones secas de sombras pluviométricas, desiertos interiores
Desiertos costeros
Casos especiales
El clima del desierto
Zona de vientos occidentales de las latitudes moderadas
Resumen del clima de México
Visión general del clima del puente de tierra mesoamericano
Vista en conjunto del clima de las Indias Occidentales
Climatología efectiva - Zonificación climatológica de Latinoamérica según KÖPPEN
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5.4.13.2.2
5.4.13.2.3
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Caracterización de los tipos principales
Climas A en Latinoamérica
Climas B en Latinoamérica
Climas C, D y E en Latinoamérica
Zonificación climatológica según Köppen - Mapa
Mapa de climas según Köppen con corrientes marinas
Clasificación vertical de la temperatura - climas altitudinales de los trópicos
Ubicación y atributos climáticos de tierra caliente
Ubicación y atributos climáticos de tierra templada
Ubicación y atributos climáticos de tierra fría
Ubicación y atributos climáticos de tierra helada
Ubicación y atributos climáticos de tierra nevada
Literatura para la climatología
Biodiversidad en Latinoamérica
Visión general de la fitomasa en Latinoamérica
Visión general de la producción primaria en Latinoamérica
Estrategias de supervivencia de las plantas en general
Conceptos básicos acerca de la sistemática de las plantas y las formaciones vegetales
Árboles y arbustos similares
Matorrales, semiarbustillos y plantas vivaces
Gramíneas y otras plantas
Modos de vida según Raunkiaer
Plantas y medio ambiente
La luz
El agua
Factores químicos
El factor térmico
Biodiversidad en Latinoamérica - una increíble variedad de especies
Pluviselvas tropicales de Latinoamérica
Estratos de la selva pluvial de los trópicos
Estrategias de supervivencia
La cuenca amazónica
Visión general de los tipos de selvas pluviales (del Amazonas)
Selva pluvial de Tierra firme
Bosque de campiña
Váreza e Igapó
Selva pluvial de la costa del Pacífico
Selva pluvial de la costa brasileña
Selva pluvial de la costa brasileña
Selvas pluviales de montaña
Restinga
Manglares — un ecosistema sensible
Costas de arrefices coralinos
Selvas pluviales de las montañas
Desiertos y semidesiertos de la costa del océano Pacífico
Regiones exentas de bosques en Sudamérica meridional
Estepas y semidesiertos de la Patagonia
Vegetación subártica
Bosques meridionales
Bosques siempreverdes
Bosque de araucarias
Pluviselva siempreverde de Valdivia
Bosques siempreverdes con Nothofagus
Bosque de cipreses
Bosques siempreverdes con Nothofagus pumilio
Escalonamientos altitudinales andinos
Páramo
Puna
Puna húmeda o estepas gramíneas de la Puna
Puna seca o prados de tola
Puna de suculentas, arbustos espinosos y suelos salinos
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5.5.1.2.3.3
5.5.1.3
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El desierto de la Puna
Andes meridionales
Orden altitudinal en Centroamérica - cinturón climático de vegetación
Tierra caliente
Tierra templada
Tierra fria
Tierra helada
Comparación de perfiles andinos
Mapas de vegetación
Tipos climáticos de vegetación según Lauer
Zonas suramericanas de vegetación
Mapa de vegetación mexicana y centroamericana
Vegetación de Norte y Centroamérica
Selvas tropicales siempre verdes parcialmente
Bosque alisio colombo-venezolano
Bosques pluviales parcialmente siempreverdes del noroeste de Brasil
Bosques subtropicales
Bosques subtropicales parcialmente siempreverdes del sureste de Brasil
Bosque subtropical con araucarias
Bosques subtropicales parcialmente siempreverdes en las vertientes de los Andes
Bosque subtropical de transición de las vertientes occidentales del Chaco
Bosques secos
El Chaco
Tipos de Chaco
Bosques secos interandinos
Bosques secos del Caribe
Bosques secos de la Caatinga
Bosques en galería
Sabanas
Sabanas arbóreas abiertas de Brasil
Tipos de Campo Cerrado
El enigma del Campo Cerrado
Chaparrales y Kamps
Sabanas con palmas
Sabanas gramíneas de la Orinoquia
Otras sabanas gramíneas de los llanos y altiplanos
Bosques en galería de las sabanas
Vegetación de los santuarios ecológicos
Pantanal del Mato Groso
El Palmar, provincia de Entre Ríos
Vegetación de México
Pisos altitudinales de México
Vegetación de Centroamérica
Las Indias occidentales
Vegetación subtropical de gramíneas y arbustos
La Pampa
El enigma de la pampa
Estepas arbustivas del Monte
Bosques esclerófilos subtropicales del centro de Chile
Plantas suculentas y espinosas subtropicales
Plantas cultivadas en Latinoamérica
Plantas endémicas o autóctonas
Especias
Productos alimenticios
Cacao
Papaya
Productos alimenticios
Maíz
Mandioca
Quinoa
Productos estimulantes
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Tabaco
Mate
Coca
Plantas textiles y fibrosas
Agave
Algodón
Ceiba pentandra
Tomates y papas
Plantas industriales
Hevea Brasiliensis - el árbol de caucho
Cocoteros
Maderas aprovechables
Cultivo de plantas foráneas o alóctonas
Caña de azúcar
Café
Plátanos
Otros productos
Estratos vegetales de plantas cultivadas
Literatura para la biodiversidad
Ejemplos de problemas ecológicos de Latinoamérica
Destrucción de la selva pluvial
Acoplamientos regenerativos de sistemas
Desertificación
El Niño
Protección de la naturaleza y del medio ambiente
Parques nacionales, aceptabilidad
Problemas ecológicos causados por la civilización
El valle de la muerte
La maldición de la Revolución Verde
Café - un placer con sabor amargo
Peligros de la naturaleza en Latinoamérica
Peligros tectónicos
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1 Geología, o: el universo de las rocas de Latinoamérica
La geología
es la historiografía de la evolución de la Tierra, de la composición de la corteza y de la superficie terrestre. Ella
investiga el curso de los episodios desde la constitución de la Tierra hasta la actualidad, por lo tanto, es
considerada como una ciencia natural contemporánea. Latinoamérica se subdivide geológicamente en tres
grandes zonas: los antiguos escudos cristalinos, las jovenes montañas plegadas de los Andes, las
cordilleras y las llanuras de aluviones de los sistemas fluviales.
Los Andes son considerados como una de las cordilleras más espectaculares del mundo por sus innumerables
volcanes.
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1.1 Geología histórica
Las rocas, principal componente de la corteza terrestre, y los fósiles, vestigios petrificados de restos orgánicos
de animales y vegetales son testimonios del pasado. La descripción y ubicación de estos restos como un todo o
como impresiones de seres vivos conservados es tarea de la paleontología, una disciplina estrechamente
relacionada con la biología. La estratigrafía ofrece una representación cronológica para exponer la historia de
la Tierra.
Latinoamérica es rica en testimonios de eras pasadas. Huesos de dinosaurios y rocas cuya formación se
remonta a más de tres millardos de años han sido encontrados en este subcontinente. Lostestigos más antiguos
del pasado se encuentren en el escudo o cratón deGuayana[1].
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.3.1.1.1
1.1.1 Clasificación de la historia de la Tierra
El desarrollo histórico de la Tierra
está dividido en grandes períodos geológicos que se remontan a unos 4,6 millardos de años, el Hadean, la era
pregeológica de la cual sólo existen escasos testimonios. Las formaciones rocosas más antiguas conocidas en
la actualidad tienen unos 4 millardos de años. Las rocas más antiguas de Latinoamérica también corresponden
a esa era. Es obvio que se sepa más sobre los períodos recientes de la historia geológica que de las eras
antiguas. Por ese motivo, el mesozoico se puede subdividir pero no con la exactitud con que se conoce el
cenozoico. En Latinoamérica afloran rocas de casi todas las eras.
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No es fácil comprender los grandes períodos de la historia terráquea. La ilustración siguiente muestra la
duración de las eras:
1.1.1.1 Precámbrico
Las rocas del precámbrico constituyen el núcleo central del continente. Las áreas que no han sufrido los efectos
de los procesos orogénicos desde finales del precámbrico se denominan cratones y están subdividos en
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escudos y mesetas.
En los escudos
afloran rocas precámbricas en la superficie terrestre que no ha sido cubierta por minerales detríticos recientes.
Se habla de mesetas cuando las rocas antiguas están superpuestas por sedimentos jóvenes.
Para el precámbrico
no existe una división estratigráfica detallada y vinculante. No obstante, los términos arcaico y proterozoico han
sido establecidos.
Durante la era precámbrica, Sudamérica estaba unida a África, India, Australia y a la Antártida oriental
formando "Gondwana", una antigua masa continental que al dividirse definitivamente en el cretácico forma los
continentes y subcontinentes antes mencionados. El resto de los continentes formaban también un
supercontinente en aquella era. También evidencias sobre los primeros procesos tectónicos con que se inicia la
formación de las primeras montañas.
No obstante, las rocas del precámbrico afloran también en los Andes. En este caso han sido transformadas y
sobreimpresas por procesos orogénicos recientes.
Hace aproximadamente 600 millones de años, es decir, en el Proterozoico superior, hubo períodos glaciales
cuyos sedimentos se pueden encontrar en Sudamérica, África y Australia.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 2.2.4
1.1.1.1.1 Afloramiento de la era arcaica y proterozoica
[1]
Las rocas de la era arcaica afloran en estructuras fuerte y
levemente metamorfizadas. Las rocas extremadamente
metamorifizadas constituyen un 90 % de las arcaicas y se componen principalmente de granulitas. Las rocas
con una metamorfización menor son de vulcanitos pero también de diferentes rocas sedimentarias.
Las rocas del proterozoico
ocupan mayores extensiones que las arcaicas especialmente por el gran espesor de la corteza terrestre,
producto de eventos tectónicos "modernos" para esa época. Está comprobado que e n el Precámbrico inferior
hubo procesos orogénicos y vulcanismo ácido, eventos que dejaron como resultado una corteza terrestre de
mayor espesor que la del arcaico.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
1.1.1.1.2 Distribución continental del Precámbrico
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1.1.1.2 Paleozoico
El Paleozoico se divide en dos eras: la superior o joven y la inferior o antigua.
El Paleozoico antiguo
se caracteriza por la fragmentación del supercontinente precámbrico, mientras que las masas continentales de
Gondwana seguían formando una unidad. Informaciones más detalladas no se han obtenido de los datos
paleomagnéticos, biológicos y climáticos.
El Paleozoico joven, en cambio, se caracteriza por una serie de colisiones que provocan nuevamente la unión
de la mayoría de las masas continentales.
Durante esa era, Gondwana pasa por una fase glacial (llamada Glaciación Permo-carbonísfera, una era que
dura desde el período Carbonísfero superior hasta el Pérmico joven). La masa central del glaciar se encontraba
en el actual territorio sudafricano. Sin embargo, todo el caparazón glacial se extendía en ese entonces hasta lo
que hoy es Brasil. Ahí se sedimentaron depósitos glaciales de la fuente alimentaria principal formando
morrenas. En ese material —convertido actualmente en conglomerados solidificados— yacen diamantes
provenientes del área del sur y del suroeste africano. Un mineral precioso al que la ciudad brasileña de
Diamantina
le debe su nombre y la región del interior del sureste brasileño su prosperidad. La existencia de bloque errático
en Brasil, cuya fuente está en Sudáfrica, es la prueba principal que constata la teoría de la deriva continental.
1.1.1.2.1 Tabla cronológica del Paleozoico
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1.1.1.2.2 Distribución continental del Ordovícico
1.1.1.2.3 Distribución continental del Pérmico
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1.1.1.2.4 Afloramientos del Paleozoico en Latinoamérica
1.1.1.3 Mesozoico
El Mesozoico
se caracteriza sobre todo porque en esa era comienza a desintegrarse Pangea. El clima en general más cálido
que el actual propicia en esa era el desarrollo de una flora y fauna particular. En vastos territorios del planeta se
depositan extensos sistemas sedimentarios, complejos que yacen en muchas áreas de la superficie terreste
(por ejemplo, en los Alpes calcáreos de Austria y en la cordillera occidental de Colombia).
1.1.1.3.1 Tabla cronológica del Mesozoico
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1.1.1.3.2 Distribución continental del Triásico
1.1.1.3.3 Distribución continental del Cretacio inferior
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1.1.1.3.4 Distribución continental del Cretacio superior
1.1.1.3.5 Afloramientos del Mesozoico en Latinoamérica
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1.1.1.4 Cenozoico
En el Cenozoico se fragmenta transitoriamente Pangea. El Terciario está marcado por un proceso orogénico de
varias fases no sólo en Europa —los Alpes— y en Asia —el Himalaya— sino también en Centroamérica — las
cordilleras—, en Sudamérica —Andes— y en algunas islas caribeñas —sobre todo en la Española y Jamaica.
El comienzo del Cuaternario
está definido por el inicio de fluctuaciones climáticas que pronto conducen a bajar los promedios térmicos entre
unos 4 y 5 °C (comparándolos con los actuales). En las latitudes altas y templadas (por ejemplo, en la
Patagonia), así como en la regiones elevadas de los Andes se forman enormes glaciares y áreas periglaciares.
También en Centro y Sudamérica las glaciaciones dejan sus huellas.
No obstante: En vista de que la cordillera andina durante el Pleistoceno, es decir, durante las glaciaciones, no
había alcanzado las elevaciones actuales, y, que sólo una parte de ella se encontraba fuera de la zona
intertropical, a saber en las latitudes medias y altas, el efecto de los eventos glaciales no fue tan fuerte como el
ocurrido en las cadenas montañosas altas de Europa y Asia. Prueba de ello es la Sacerglotta, una planta que
durante el Pleistoceno habitaba en tierras bajas y que existe en la actualidad fosilizada a 3.000 msnm en las
montañas colombianas. Esto evidencia que parte de las zonas elevadas de ese paí s pertenecía en esa época a
"Tierra Caliente", es decir, al primer piso térmico o altitudinal de la cordillera.
1.1.1.4.1 Tabla cronológica del Cenozoico
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1.1.1.4.2 Distribución continental del Mioceno
1.1.1.4.3 Cuaternario
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El comienzo del Cuaternario, el período más reciente de la historia geológica de la Tierra, se caracteriza por el
inicio de las fluctuaciones climáticas. Por la brevedad de esta época es imposible hacer una clasificación
bioestratigráfica. A causa de las numerosas variaciones climáticas, el Cuaternario se subdivide en períodos fríos
(glaciaciones) y períodos calientes o templados (interglaciales). La distribución de oxígeno e isótopos en los
sedimentos marinos aporta buenas informaciones sobre la sucesión de períodos calientes y fríos. De esta
manera se ha podido determinar unos 30 cambios de períodos fríos y calientes en los últimos millones de años,
aunque cada período no representa una Edad Glacial.
En la actualidad, aproximadamente un 10 % (15 millones de Km²) de la Tierra está cubierta de hielo. Durante el
período frío pleistocénico, en contraste, la superficie de la Tierra cubierta de hielo era tres veces mayor. En las
latitudes bajas, estos períodos se manifiestan como fases secas (interpluviales). A los períodos más cálidos se
les llama pluviales o húmedos.
Las fluctuaciones glacio-eustáticas del nivel del mar son típicas del Cuaternario. Durante el período frío
disminuye el nivel del mar ya que gran parte del agua de la Tierra se congela. Una gran parte de la plataforma
continental permanece seca. Existen diferentes teorías que intentan explicar el origen de las fases glaciales.
1.1.1.4.4 Afloramientos del Terciario y Cuaternario en Latinoamérica
1.2 Constitución de la Tierra
La corteza terrestre inicial surge hace unos 4,6 mil millones de años de la solidificación de la materia gaseosa y
líquida . A partir de entonces comienza su desarrollo geológico.
La Tierra está formada por la corteza, el manto y el núcleo central.
Mediante métodos de investigación geofísicos es posible determinar —por ejemplo, a través de mediciones
sísmicas— la profundidad de las áreas límites (o sea, las discontinuidades) de las capas que conforman la
Tierra. De esta manera se puede diferenciar entre la corteza terrestre, el manto y el núcleo central.
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Según sus propiedades físicas, la corteza y el manto terrestre se subdividen en:
La Litosfera
abarca la corteza terrestre y el manto superior hasta aproximadamente 100 km de profundidad. Esta envoltura
está constituida por placas quebradizas con una composición de rocas variadas. La litosfera se subdivide a su
vez en: La placa oceánica cuyo grosor oscila entre los 70 y 80 km, y la placa continental cuyo un grosor
fluctúa entre los 100 y 120 km.
La astenosfera
está conformada por material viscoso y se encuentra debajo de la litosfera. Las ondas sísmicas son frenadas
fuertemente en esta capa considerada como la zona de deslizamiento de la litosfera.
Sobre el núcleo central de la Tierra se encuentra la Mesosfera, capa que alcanza una profundidad de unos 700
km.
1.2.1 Movimientos tectonicos
La tectónica es la ciencia que estudia las fuerzas endógenas de la Tierra. Durante mucho tiempo sólo se podían
analizar los procesos provocados por dichas fuerzas. Por ejemplo, se hacían diferencias entre los procesos de
resquebrajamiento (o "tectónica germanotipo"), los de torce y plegamiento ("tectónica de estilo Alpino") y los
originados por movimientos magmáticos o por deformación del substrato viscoso ("Tectónica glacial y salina").
Todos los episodios que hacen vibrar la superficie terrestre se denominan procesos sísmicos y la sismología se
encarga de estudiarlos. Estos eventos, sin embargo, pueden tener también un origen antrópico, mas su
procedencia entonces no es realmente tectónica.
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Las causas de los procesos tectónicos son comprensibles en la actualidad gracias a dos teorías: la Deriva
Continental de Alfred Wegener y la Tectónica de placas desarrollada 50 años más tarde a partir de las tesis de
este gran geofísico alemán. Por eso sabemos ahora que la capa rocosa de la tierra (la litosfera) no es un
cuerpo homogéneo ni rígido. Por el contrario, esta envoltura está formada por la placa continental y la oceánica.
Estas placas difieren en grosores y pesos específicos y se mueven en todas las direcciones posibles. A veces
se aleja una de la otra o ambas convergen o se rozan. La Tectónica de Placas co mprende, por consiguiente, los
procesos originados por el movimiento de las placas en sus límites.
Numerosas placas han contribuido a formar la corteza terrestre del espacio latinoamericano: la gran placa
continental sudamericana, la placa oceánica de Nazca y de Cocos y la placa caribeña.
1.2.1.1 Procesos tectogenéticos
Los movimientos tectogenéticos
causan, por un lado, plegamientos y desplazamientos a través del choque lateral, y por el otro, fallas,
formaciones de fosas y hendiduras mediante la expansión lateral o el desplazamiento vertical. El desarrollo de
la teoría de la tectónica de placas ha ayudado sobremanera a entender en la act ualidad las actividades
tectónicas de la Tierra.
Los movimientos tectónicos
—conocidos también como morfogenéticos— transforman significativamente la estructura de la corteza terrestre
a través de los desplazamientos verticales y son los causantes de la orogenia, es decir, de la formación de las
cordilleras. Solamente por estos fenómenos tectónicos ascienden a la superficie terrestre las rocas deformadas
por los movimientos tectogenéticos para convertirse a la postre en cordilleras apreciables desde un punto de
vista morfológico. Por lo general, estas formaciones están delimitadas lateralmente por fallas tectónicas.
El desplazamiento vertical puede ascender hasta más de 20 mm al año. Áreas con relieve inclinado y joven,
como por ejemplo la región andina en general, pertenecen a una zona morfogenéti ca muy activa y se
caracterizan por actividades sísmicas y volcánicas.
Procesos epirogénicos
son movimientos verticales de gran escala de la corteza terrestre que no deforman las capas rocosas como
sucede en los otros procesos básicos del movimiento tectónico. Se trata de movimientos de compensación
reversibles, con frecuencia isostáticos, que inciden especialmente en la distribución terrestre y marina. (Por
"isostacia" se entiende la tendencia de la Tierra a equilibrar su peso. La erosión, pero también la desglaciación,
transforman el peso de la corteza terrestre que es más liviana que el núcleo central. Por lo tanto, a medida que
la corteza pierde peso, va levantándose y engruesa el manto terrestre).
Las áreas sumergidas están sujetas a una transgresión marina, es decir, las orillas del mar se inundan.
Las áreas que han ascendido causan una regresión marina y partes de la plataforma continental emergen.
De esta manera, los movimientos epirogénicos trasladan material erosionado a amplias cuencas sedimentarias
y viceversa.
l amplio torce de la zona llana, causado por procesos epirogénicos, son responsables de que surjan grandes
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abombamientos (anteclises) y depresiones (sineclises).
1.2.1.2 Terremotos
Los terremotos son acontecimientos naturales de consecuencias catastróficas para las personas. Aunque en la
actualidad se sabe bastante sobre el surgimiento de los terremotos, es difícil, sin embargo, prever el lugar y el
momento de un fenómeno, a pesar de que la ciencia cuenta con métodos modernos.
Las causas de estas vibraciones telúricas son principalmente procesos endógenos como acontecimientos en las
placas tectónicas (por ejemplo, desplazamientos de partes de la corteza terrestre) y volcanismos. Los efectos
de los terremotos son deslizamientos de la corteza, solevantamientos y subsidencias, grietas y separación en el
suelo, erupciones volcánicas, desprendimientos, derrumbes y destrucción de poblados. En Latinoamérica se
hace una diferencia entre terremotos y temblores. El primero de estos fenómenos es de mayor magnitud en
relación a sus efectos. Los temblores son, en contraste, vibraciones sísmicas de menor magnitud. Los
terremotos ocurridos bajo el lecho marino y las erupciones volcánicas, entre otros, provocan los "Tsunamis",
unas olas sísmicas que pueden causar severas desvastaciones en las regiones costeras.
1.2.1.2.1 Registro de terremotos
Aproximadamente un 90 % de los terremotos son movimientos tectónicos. Éstos se deben a la tensiones que se
producen a lo largo de dos fallas geológicas colindantes. En el caso de materiales quebradizos, como es por lo
general la corteza terrestre, la energía potencial para generar la falla es mucho mayor que la necesaria para
formarla. Dicha energía excedente produce una acelerada expansión de la falla y el surgimiento de ondas
sísmicas.
Otras de las causas de los terremotos son los impactos y consecuencias de las erupciones volcánicas (un 7 %
de los sismos) y los sismos de colapso de significado local (por ejemplo, los producidos por el derrumbamiento
de cavernas).
Se pueden diferenciar tres tipos de ondas sísmicas:
Las ondas longitudinales o compresionales empujan las partículas paralelamente en el sentido del
desplazamiento de las ondas. Estas ondas, por lo tanto, se expanden más rápido.
Las ondas transversales o S (Shear waves) hacen vibrar las partículas verticalmente en la dirección de
viaje de la onda y son más lentas que las longitudinales en casi un cincuenta porciento.
Las ondas superficiales se extienden sobre la superficie terrestre y son las más lentas.
La secuencia de las ondas descritas en la naturaleza se pueden registrar también en un observatorio
sismológico. En vista de que las rocas transmiten las ondas con diferente rapidez, la velocidad de éstas aporta
información acerca de cómo está constituido el interior de la tierra y cuáles son las causas de los sismos.
La magnitud de los terremotos se calcula a través de la densidad espectral de la amplitud de la onda registrada.
La escala de la magnitud es el Momento sísmico M (de magnitud) que se deduce de la mayor oscilación de un
sismógrafo. Por medio de los valores de magnitud reportados por las diferentes estaciones sísmicas para un
mismo evento se puede determinar el epicentro, es decir, el centro del sismo. Éste se halla directamente
encima del hipocentro, el foco real del sismo ubicado en el interior de la Tierra.
La magnitud comprobada en el epicentro se calcula mediante la escala logarítmica C.-F de Richter.
Otra posibilidad para registrar la magnitud de los terremotos es la manera en que obra en la percepción humana
y se basa en una escala de intensidad desarrollada por A. Mercalli.
Todo sismo de magnitud considerable es provocado por unos previos de menor fuerza. No obstante, el intervalo
de tiempo entre éstos y el terremoto principal es tan breve que es imposible avisarlo a tiempo. También es
frecuente que después del terremoto principal se produzcan una serie de sismos cuya intensidad podría ser tan
elevada como la del principal. Éstos son fuentes importantes de información para la sismología.
1.2.1.3 Volcanismo
Por volcanismo se entienden aquellos procesos y fenómenos
relacionados con el desplazamiento de rocas fundidas
(magma[1]) hacia la superficie terrestre. El punto de emisión de
la lava (compuesta por fragmentos sólidos y gaseosos) se
denomina volcán. En la Tierra hay alrededor de 550 volcanes,
muchos de ellos activos en la actualidad, de los cuales un gran
número se halla en Latinoamérica. Las erupciones volcánicas
pueden ocurrir de diferentes maneras. A veces el magma fluye
tranquilamente, otras veces, en cambio, va acompañado de una
explosión violenta con efectos deplorables. Los motivos residen
en la estructura de la superficie terrestre y en la composición
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química del material fundido.
La forma volcánica se puede dividir según puntos de vista geológicos y geomorfológicos diferentes.
[2]
Según la composición del material fundido o magma: Las
rocas de material piroclástico (magma) ácido se denominan
riolitas y las rocas de magma básico - que son más
frecuentes- basalto. Entre la riolita y el basalto se encuentra,
por ejemplo, la andesita y la roca tracita.
Según la forma del canal de emisión de la lava: En volcanes
de emanaciones lineales, el magma utiliza una grieta
profunda para drenar.
Según el número de erupciones
Según la forma y constitución de las montañas volcánicas
Según el mecanismo de erupción
Según la clase de productos transportados
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.1
[2] ver capitulo
1.2.1.4 La hipótesis de las placas tectónicas
La Deriva Continental, una teoría desarrollada por el geofísico Alfred Wegener en 1912, fue aceptada y
confirmada tardíamente con nuevos métodos geofísicos en la década de los sesenta.
Gracias a las investigaciones hechas se determinó la edad geológica del piso oceánico que se remonta a sólo
algunos 100 millones de años. De acuerdo con los estudios sísmicos, gravimétricos, magnetotelúricos y las
observaciones geotectónicas, la Tierra está formada por seis hasta nueve grandes placas superpuestas sobre
la astenosfera (manto) como casquetes esféricos más o menos sueltos y colindantes. Las corrientes
convectivas originadas en la astenosfera impulsan las placas de la litosfera. Los límites de las placas se
comportan de manera pasiva, es decir, sin que ocurran desplazamientos considerables, o de manera activa
moviéndose verticalmente, o chocando unos con otros. Los rift oceánicos fungen como límites de placas
constructivas. A lo largo de la falla de las zonas de rift se forman constantemente nuevas cortezas oceánicas a
través de las corrientes o celdas convectivas ascendentes. El proceso de expansión de la corteza o piso marino
se denomina internacionalmente "sea floor spreading".. Para explicar este proceso de una manera sencilla hay
que imaginarse el agua hirviendo en una cacerola: las burbujas de aire ascienden verticalmente y se mueven
hacia el borde de la cacerola.
De manera bastante similar se desplaza la corteza oceánica surgida del proceso "sea floor spreading" desde la
dorsal hacia los bordes continentales (comparables a los de una cacerola). El ejemplo, sin embargo, no es
válido para otras explicaciones, ya que las placas continentales no cuentan con un borde fijo como las
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cacerolas. En realidad las placas continentales "flotan" solamente sobre el material pesado del manto terrestre
que constituye las placas oceánicas. El denso material proveniente de las dorsales meso-oceánicas
transportado hacia los continentes se sumerge debajo de las placas continentale s que son más ligeras. Este
proceso —acompañado por terremotos— se denomina subducción. Durante el proceso de subducción, la
corteza oceánica, que de por sí es viscosa, se funde en gran parte y se convierte en magma. El magma
mezclado con el material continental asciende en las cordilleras y en los arcos insulares como colada. Cuando
la ´colada´ se enfría lentamente en las rocas circundantes forma las gigantescas batolitas plutónicas, en
cambio, cuando el material asciende rápidamente surgen las cadenas e islas de origen volcánico de los Andes y
el Caribe, entre otras.
Las tasas de subducción pueden ser muy distintas, en vista de que dependen, ent re otros factores, de las
variaciones de la velocidad con que se muevan las placas y de la inclinación del borde continental. Éstas
ascienden a 1,5 cm/año en el área de las Pequeñas Antillas y sobrepasan los 10 cm/año en el litoral de Perú y
Chile. También el ángulo de sumersión de la placa oceánica puede variar considerablemente (entre 30° y 90°).
Las investigaciones sismológicas han contribuido bastante a entender los procesos que ocurren en las entrañas
de la Tierra. Gracias a estos estudios sabemos que los hipocentros de los sismos aportan informaciones acerca
de la subducción. El área de los focos sísmicos en los centros de subducción se denomina zonas de Benioff.
Éstas se encuentran por lo general a una profundidad que oscila entre 30 y 700 km. Los sismos son provocados
por la generación y el relajamiento de las tensiones de las placas frías que están sumergiéndose, o, a través de
la resistencia que opone el material del manto terrestre a la placa que desciende.
La zona de Benioff se encuentra a 40 km de profundidad como máximo cuando chocan partes de la corteza
continental. Si las placas livianas de la corteza continental subducen, se eleva la fuerza ascensional y tiene
lugar la orogénesis.
1.2.1.4.1 Colisiones de Placas
El choque entre placas se denomina colisión. Se habla de bordes continentales activos (por ejemplo: la costa
occidental sudamericana) y de bordes continentales pasivos (por ejemplo: la costa oriental sudamericana). Hay
varios tipos de colisión según las partes de la corteza litográfica que chocan. Los tipos más importantes son:
Colisión corteza oceánica - corteza oceánica: Al sumergirse una corteza oceánica bajo otra (por ejemplo:
la placa del pacífico bajo la filipina)
Colisión corteza oceánica - corteza continental: Al sumergirse una corteza oceánica bajo una continental
(por ejemplo: la placa de Nazca bajo la sudamericana). A esta interacción se debe el origen de la
Cordillera de los Andes)
Colisión corteza oceánica - Arcos Insulares: Al sumergirse una corteza oceánica bajo una continental
heterogénea (por ejemplo: la placa del pacífico bajo la asiática)
Colisión corteza continental - corteza continental: choque de bordes continentales activos y pasivos. En
este caso no ocurre una subducción propiamente dicha sino una deriva y pliegue de la litosfera. El fuerte
desequilibrio se compensa con un levantamiento vertical más intenso (por ejemplo, la colisión de la placa
africana con la europea que ocasiona la formación de los Alpes; el desplazamiento hacia el norte de la
placa de la India provoca la morfogénesis del complejo Tien-Shan-Himalaya).
1.2.2 Minerales y Rocas
Dependiendo de la perspectiva, la litosfera está constituida por rocas y minerales.
Los minerales
son composiciones químicas naturales con estructura cristalina. Se conocen más de 2.000 minerales,
aproximadamente 50 de éstos son relevantes para la formación de rocas.
Las rocas
son mezclas naturales de minerales. Su composición está sujeta al proceso que las originan. Es decir:
si los minerales se cristalizan de un fundido magmático (rocas magmáticas),
si éstas sufren una metamorfosis producto de las altas presiones y temperaturas (rocas metamórficas),
si éstas resultan de una solución acuosa (rocas sedimentarias químicas),
si fragmentos de rocas y minerales se aglomeran (rocas sedimentarias clásticas), o
si restos animales y vegetales se acumulan (rocas sedimentarias biogénicas).
Minerales
Los minerales se diferencian por su composición química, por su forma cristalina y por algunas particularidades
físicas, como dureza, color, ruptura, desintegración o brillo.
Las particularidades resultan de la distribución espacial de los iones y átomos y los minerales obtienen su forma
de la combinación de superficies, bordes y ángulos en la rejilla cristalina y espacial.
Los grupos de minerales más importantes son los silicatos, una composición de silicato y oxígeno y diversas
materias. Éstos se hallan en la mayoría de los minerales que constituyen las rocas.
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Los minerales arcillosos son de gran importancia para la formación de rocas sedimentarias. Éstos están
formados por lechos estratificados en su estructura cristalina y presentan sólo un pequeño enlace molecular.
Por eso los minerales adoptan una forma laminar y se caraterizan además por su capacidad de absorción.
1.2.2.1 Rocas magmáticas
Los magmas son silicatos que arden en el interior de la Tierra formada por compuestos con un elevado punto
de fundido, vapores y gases.
Las magmatitas proceden de un fundido enfriado cuya fuente puede ser el magma s olidificado en el interior de
la Tierra o la lava que se solidifica en la superficie terrestre.
En las profundidades de la corteza terrestre y del manto superior se forman, por lo tanto, rocas endógeneas
ígneas o plutónicas, o en la superficie de la Tierra rocas extrusivas o volcánicas.
Las rocas plutónicas y volcánicas son comunes en vastas regiones latinoamericanas. Los Andes, por ejemplo,
son famosos por los innumerables conos volcánicos y en el oriente sudamericano, en la Patagonia y en otras
regiones hay grandes extensiones de mantos de basalto. Los escudos y algunas zonas de la cordillera están
conformados por rocas ígneas o magmáticas (plutonitas).
En los espacios plutónicos
la presión externa ejercida por las rocas dispuestas sobre la superficie terrestre mantiene la presión del cuerpo
magmático que penetra. Las plutonitas se forman entonces mucho más abajo de la superficie terrestre cuando
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el magma se enfría lentamente y se solidifica. El magma tarda en enfriarse a causa del buen aislamiento
térmico en el interior de la Tierra. Por lo tanto, los cristales tienen suficiente tiempo para formarse. El granito es
la roca característica de las plutónicas o plutonitas cuyo nombre expresa la granulación de los componentes
cristalinos (lat. granus = grano). Estas rocas de cristales gruesos se denominan también faneréticas. Los
cristales en estas rocas se aprecian a simple vista.
En el volcanismo,
la tensión de vapor excede la presión exógena, un proceso mediante el cual el material asciende con rapidez
produciendo una erupción. Dicho material se solidifica pronto en la superficie terrestre. Los cristales al entrar en
contacto con el aire frío tienen poco tiempo para formarse. Por lo tanto, las rocas extrusivas son de textura
microcristalina o afanitica. Los cristales en estas rocas sólo se pueden identificar con una lupa. Las rocas
surgidas de esa manera se llaman volcánicas.
Si la velocidad de enfriamiento es más rápida (por ejemplo, en el agua) sólo pueden formarse cristales pesados
y surge el cristal amorfo. El cristal volcánico más conocido es la obsidiana.
1.2.2.1.1 Componentes del magma
El magma se compone de
materias fácilmente volátiles que se escapan durante el proceso de enfriamiento, o de
materias difícilmente volátiles que finalmente se solidifican, así
como de
un conglomerado principal compuesto, en la mayoría de los casos, de cuarzo, feldespato y mica, y de un
conglomerado secundario (por ejemplo, circón, apatita, magnetita, etc.) que tiene menor importancia
comparándolo con el principal.
La fracción que se volatiza con dificultad se compone sobre todo de SIO2, además de los óxidos de Al, Fe,
Ca, Mg, Na y K (de menor importancia), cuya participación es relativamente baja pues el contenido de SiO2
oscila entre 50 y 75 %. A diferencia de los sedimentos, las magmatitas permanecen dentro de un marco
estrecho de normalidad desde un punto de vista mineralógico.
La parte que se volatiza con facilidad
está conformada principalmente de H2O, CO2, HCl, HF, H2S, entre otros. Su cantidad total en el magma es
poco significativa (apenas un porcentaje muy bajo del peso), no obstante, ésta influye decisivamente en la
solidificación del magma.
1.2.2.1.2 Enfriamiento del magma
Tanto el plutonismo como el volcanismo tienen fases típicas de enfriamiento:
La secuencia mineralógica, por lo general, es la siguiente:
1. conglomerados secundarios
2. silicatos máficos (olivino - piroxeno - anfíbol - biotita)
3. silicatos sálicos, primero los ricos en cal, luego los plagioclases y los ortoclases ricos en bicarbonato de
soda
4. cuarzo
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5. fundidos residuales:
siempre queda un componente que no cristaliza a bajas temperaturas. Se trata de fundidos ácidos llamados
pegmatitas. Éstos pertenecen a los yacimientos minerales más importantes, en vista de que se produce el
enriquecimiento de los fundidos residuales con elementos pocos comunes.
Las primeras separaciones pueden tomar su forma de cristal sin impedimento y se desarrollan idiomórficamente
(de forma propia). Las rocas que caen posteriormente se desprenden de la reestructuración de las más antiguas
y las envuelven o rellenan los espacios como cuerpos xenomorfos.
1.2.2.1.3 Clasificación de las magmatitas
Las rocas magmáticas o magmatitas se pueden clasificar de distinta manera. A grosso modo, hay dos grupos
de rocas magmáticas que forman la estructura de la corteza terrestre:
1. El basalto constituye más del 90 % de todas las rocas
volcánicas y aflora en áreas oceánicas y continentales de la
misma naturaleza. El basalto proviene del manto superior
fundido.
2. El granito constituye la mayoría de todas las rocas
plutónicas y aflora sobre todo en tierra firme. Estas rocas
intrusivas penetran en otras existentes durante períodos de
gran actividad tectónica, p.ej., durante las fases de
formación de las montañas. El granito procede del zócalo
de la plataforma continental.
1.2.2.1.3.1 Más sobre las rocas magmáticas
Rocas magmáticas más importantes y sus características:
Las rocas magmáticas se pueden subdividir en dos grupos según su composición mineral, aunque las
"granitoides" como los basaltos también entran en esta subdivisión.
Según la proporción de calcio versus sodio y potasio [Ca:(Na+K)] se clasifican en:
Serie de las calcoalcalinas y de
las alcalinas
Otra posibilidad de subclasificación está basada en el contenido de SiO2 en las rocas magmáticas:
Rocas pobres en SiO2. Éstas son rocas compuestas de minerales coloridos u oscuros contentivos de
magnesio y hierro. En la terminología técnica se denominan rocas melanocráticas.
Rocas ricas en SiO2. Éstas tiene un elevado contenido de ácido silícico. En el área científica se denominan
rocas leucocráticas. El excedente de SiO2 se separa como cuarzo, SiO2 puro.
Como ya hemos mencionado anteriormente, las magmáticas se pueden clasificar también según la
localización del cuerpo de la roca y de su edad geológica: es decir, como rocas plutónicas y rocas
volcánicas. Hay que incluir además las rocas filonianas que adoptan una posición intermedia. Otras
posibilidades de clasificación obedecen a las condiciones de solidificación y a la formación de las texturas.
A) Volcánicas (rocas extrusivas); productos de los volcanes:
Volcánicas: lava
Fragmentos volcánicos (piroclásticos):
Tobas: cenizas volcánicas
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Lapilli: principales componentes de las cenizas volcánicas
Escorias: se solidifican en el aire
Bombas volcánicas: grandes trozos de lava
Pumitas:
se forman de un magma altamente explosivo y de gran viscosidad. Los gases desprendidos por la
decompresión repentina abomban el material blando que se solidifica con rapidez. Elevada porosidad.
Ignimbritas:
forman grandes sedimentaciones compuestas de material piroclástico expulsado del volcán a través de
nubes ardientes soldadas por elevadas temperaturas. De ahí provienen las rocas de composición ácida o
intermedia.
Gases volcánicos (en realidad post-volcánicos):
Fumarolas: Son los lugares a través de los cuales se escapan vapores de H2O
Solfatares: fuente de gas rica en azufre
Mofetas:
los vapores ricos en ácido carbónico y las exhalaciones secas constituyen las últimas agitaciones
volcánicas.
B) Plutonitas (rocas intrusivas)
Es difícil estudiar la estructura interna de las rocas plutónicas porque los afloramientos actuales son sólo el
techo dejado a la intemperie por la erosión. El flujo de lava derramado cuesta abajo se denomina batolito. Éste
aflora de distintas formas.
Cuando la estructura es en forma de terraza se denomina lacolito.
1.2.2.2 Rocas metamórficas
Se entiende por metamorfismo la transformación mineral y estructural de las rocas que se da en la corteza
terrestre provocada por cambios de presión y de temperatura. Este término no incluye los procesos de
cementación puros (diagenética) ni la nueva fusión de rocas (anatexis).
Sin embargo, la roca madre es importante. Hay rocas metamórficas derivadas de sedimentos clásticos como el
paragneis y rocas derivadas de magmatitas como el ortogneis.
1.2.2.2.1 Alteración o metamorfismo por contacto
Cuando una masa de magma ardiente en su ascenso choca con un lecho rocoso, la r oca se calienta bajo una
presión muy elevada. De este modo están dados los requisitos para que las rocas preexistentes sufran una
transformación. Este proceso se denomina metamorfismo por contacto.
El área en donde actúa el metamorfismo por contacto puede ascender a varios kilómetros en plutonitas grandes
(por ejemplo, en los batolitos) y en las intrusivas de menor tamaño (conocidas también como lacolitos) a unos
pocos metros.
El gran número de rocas metamórficas (alteradas por contacto) y los grupos existentes están condicionados por
la diversidad del lecho rocoso. A continuación mencionaremos tres tipos:
1. Las rocas calizas puras se transforman en mármol a través de una cristalización colectiva.
2. La caliza impura y la arcilla calcárea se forman por la agregación de silicatos de calcio y de magnesio (por
ejemplo: granate, diópsido, tremolita)
3. En lechos con rocas arcillosas se originan, por ejemplo, las andalusitas, las distenas, los granates y las
biotitas.
Cuanto más cerca se esté del foco del contacto, más cristalinas son las rocas metamórficas. Si ocurre una
impregnación con ácido fluorsilícico se forman voluminosas córneas (hornfels) vulnerables a fracturas
concoideas. Mediante dicho proceso se transforma completamente la estructura inicial. El resultado, a saber, la
estructura irregular de los nuevos minerales que se han formado se llama ´hornfels´. Esos minerales son, entre
otros, el cuarzo, feldespato, granate, cordierita o biotita.
1.2.2.2.2 Metamorfismo regional
El metamorfismo regional ocurre en extensiones mucho más grandes que el metamorfismo o alteración por
contacto. Las condiciones para un proceso metamórfico se da cuando en el curso de largos procesos de
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sedimentación las capas depositas en el interior se alteran por temperaturas elevadas y presión creciente. De
esta manera se transforma la roca (= se metamorfiza).
La clasificación de zonas se llevó a cabo bastante temprano (GRUBENMANN & NIGGLI, 1924). Se comprobó
que la dependencia de la intensidad del metamorfismo estaba condicionada por el gradiente de descenso. Es
decir: Mientras más desciende un conglomerado rocoso más intensiva es el metamorfismo. En la epizona
predominan temperaturas menos elevadas, por lo tanto la transformación es relativamente mínima. El granulado
es bastante fino y predominan los silicatos contentivos de agua. La esquistosidad de la roca (con una
orientación paralela) predomina en comparación con la recristalización. En la catazona (el ambiente más
profundo), un área de altas tempreaturas y gran presión, se da la total recristalización de las rocas. La
orientación paralela pierde importancia en comparación con una estructura de grano basto. Entre estas áreas
se localiza la mesozona que se caracteriza por las rocas dilatadas o abombadas.
La presión y la temperatura no se comportan paralelamente en el interior de la tierra. Fuerte calentamiento y
movimiento de presión pueden llevar el metamorfismo hasta muy cerca de la superficie terrestre. En cortezas
terrestres poco agitadas por procesos tectónicos, la alteración tampoco puede partir de la diagenética en
grandes profundidades. Las zonas profundas no se dejan establecer por lo genera l.
1.2.2.2.3 Rocas de la metamorfosis
El comportamiento de la presión y de la temperatura condiciona las formaciones de diferentes tipos de rocas
metamórficas. Por lo tanto, existen varias posibilidades que permiten clasificarlas. Por ejemplo, hay rocas
metamórficas foliadas y no foliadas.
1. Las rocas metamórficas no foliadas están constituidas de un solo mineral que no puede transformarse en
una estructura foliada, o bien, cuando la alteración (metamorfosis) es provocada sobre todo por la elevada
temperatura y no a causa de la presión. Los dos tipos de rocas principales son cuarzo (de arenisca) y
mármol (de caliza). Las metamórficas sin estructura paralela, es decir, las no foliadas se denominan ´fels´.
2. Rocas metamórficas foliadas: Los minerales contenidos en las rocas reciben la estructura laminar
orientada hacia la dirección de la presión en el ángulo recto durante el metamorfismo. Las rocas que se
encuentran en la catazona experimentan una recristalización total.
Sin embargo, tiene más sentido clasificar estas rocas basándose en el resultado del metamorfismo:
1.2.2.2.4 Más sobre las rocas metamórficas
Hay que mencionar además la alteración que tiene lugar en la zona ubicada entre la diagénesis y el
metamorfismo que describe el proceso de transformación de las psamitas y las pelitas exentas de cal. El
producto de este proceso es, entre otros, la pizarra (piedras arcillosas foliadas).
La presión y la temperatura ascienden durante un metamorfismo progresivo y en el regresivo disminuyen. Por lo
general todas las rocas metamórficas sufren una alteración regresiva cuando disminuyen la presión y la
temperatura.
En la literatura científica es común toparse con el término metasomatosis. En casos normales el metamorfismo
ocurre isoquímicamente, es decir, sin expulsar o sustituir materiales (excepto H20 y CO2) mientras que en la
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metasomatosis, en cambio, se introducen fluidos y gases.
La cristalización se produce en el metamorfismo en asociación compacta de rocas. Esto significa que los
minerales individuales impiden su crecimiento y no desarrollan formas ideales de cristales (son xenomórfos). No
obstante existen excepciones: Granate, estaurolita, kianita, turmalina y Tw. Hornblenda (son los llamados
idioblastos).
1.2.2.3 Sedimentos
Las rocas sedimentarias son el resultado del proceso de sedimentación ocurrido en la superficie terrestre.
Fuerzas externas transportan las materias dejadas a la intemperie por los procesos de erosión. La
sedimentación ocurre en el lugar en donde las fuerzas transportadoras son insuficientes. La clasificación de los
sedimentos depende del entorno en donde sea depositado el material:
Depósitos en el mar
Depósitos en la superficie terrestre
Depósitos en lagos
Depósitos de ríos
Depósitos de glaciares
Depósitos del viento
Sedimentos marinos
Sedimentos terrestres
Sedimentos límnicos
Sedimentos aluviales
Sedimentos glaciales
Sedimentos eólicos
Los sedimentos pueden ser compactos como las rocas sedimentarias, o sueltos, es decir, no compactos, como
la arena o la arcilla.
En Latinoamérica se encuentran todos los tipos de rocas sedimentarias. Por ejemplo, en las planicies del
Amazonas, del Paraná y del Orinoco encontramos en la actualidad grandes extensiones de sedimentaciones
fluviales. En vastas regiones de Argentina afloran sedimentos de loess transportados por el viento y en algunas
zonas de los Andes se encuentran sedimentos glaciales.
Los tipos de sedimentos mencionados anteriormente se subdividen a su vez en tres grandes grupos:
Sedimentos clásticos: surgen de la erosión y meteorización de fragmentos de rocas de granos de
distintos tamaños
Sedimentos químicos: surgen de las soluciones provenientes de las precipitaciones
Sedimentos biogénicos: formados por restos orgánicos (de animales y plantas).
Una característica básica de las rocas sedimentarias es la estratificación debida al cambio de las condiciones
de sedimentación —lo que no hay que confundir con la foliación de las rocas metamórficas producida por la
presión y la temperatura. . Las características distintivas de la composición de las rocas son: Tamaño de los
granos,componentes petrográficos, densidad relativa, grado de solidificación, química y color.
1.2.2.3.1 Diagénesis y aglomerante
El proceso que contribuye a la formación de rocas sedimentarias sólidas se llama diagénesis. Los espacios
porosos se reducen y los granos se enmasillan unos con otros. En comparación con el metamorfismo,
durante la diagénesis la materia, la estructura y la composición mineral no se transforman.
Dicho proceso suele ocurrir rápidamente pero en algunos casos puede abarcar períodos geológicos completos.
La diagénesis va acompañada de la disminución del volumen del espacio poroso. Las arenas recién
depositadas tienen un volumen de porosidad que oscila entre un 40 y 50 %. Las a rcillas alcanzan incluso
valores entre un 60 y 70 %. Cuando los sedimentos sueltos están superpuestos por otros estratos comienza
una compactación creciente. En dicho proceso se exprime casi toda el agua y la remanente disuelve partículas
de arcilla, SiO o de CaCO3 y las vuelve a conducir a otro lugar como aglomerante.
En la diagénesis se forman, por ejemplo, la piedra caliza de las conchas, la lutita o arcilla esquistosa de la
arcilla, la arenisca de la arena o el carbón fósil (lignito) de restos vegetales.
Aglomerante:
Los aglomerantes más frecuentes de los sedimentos clásticos son las partículas de arcilla, cuarzo (SiO), óxido
de hierro y carbonato de calcio (CaC03). Parte de estos aglomerantes ya existen durante la sedimentación,
otros, en cambio, son esponjados posteriormente y separados por el agua que circula en los poros de los
sedimentos, o son producidos por la meteorización de los minerales depositados. La vulnerabilidad al
desmoramiento o la permeabilidad de una roca sedimentaria está condicionada por la cantidad y el tipo de
aglomerante.
1.2.2.3.2 Sedimentos clásticos
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Las rocas clásticas o detríticas se componen de fragmentos de minerales y rocas. Según el tamaño de los
granos se clasifican en:
1.2.2.3.2.1 Más sobre las rocas clásticas
1.2.2.3.3 Sedimentos químicos
Los sedimentos químicos resultan de las precipitaciones de aguas marinas y de lagos continentales. Éstos
están clasificados en dos grandes grupos: rocas de precipitación y de evaporación.
Las rocas de sedimentos químicos más importantes son:
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La calcita, la dolomita, el yeso, la anhidrita y las sales pertenecen a los sedimentos químicos. Éstos pueden
tener un origen terrestre o marino y están formados por bancos de soluciones.
1.2.2.3.3.1 Carbonatos
Los carbonatos están constituidos básicamente por piedra caliza (CaCo), y dolomita (CaMg[CO]), así como por
siderita (FeCO), un mineral apreciado y difícil de encontrar. Los nombres de los carbonatos coinciden con los de
los minerales de los cuales están compuestos. En vista de que ambos se forman conjuntamente, aparecen
también como rocas mixtas (dolomita-calcita, calcita-dolomita, etc.). Los sedimentos de carbonatos afloran con
frecuencia junto con los sedimentos clásticos de granos finos, sobre todo con sedimentos arcillosos. Esas rocas
mixtas se denominan margas o arcillas calcáreas.
El material de los carbonatos funge con frecuencia como relleno de poros y también como aglomerante para los
sedimentos clásticos.
La temperatura, la salinidad y la profundidad del agua son factores que condicionan la precipitación de los
carbonatos. En las zonas próximas al ecuador, entre los 30° de latitud norte y los 30° de latitud sur, hay
excelentes condiciones para la formación de calizas. Los organismos calcáreos, como los animales con
esqueletos de sustancias carbonadas (moluscos y corales), habitan en áreas de aguas llanas, cálidas e
iluminadas mientras que los foraminíferos planctónicos, por ejemplo, habitan en el fondo de los océanos y
forman al perecer cienos de restos calcáreos con sus caparazones.
1.2.2.3.3.2 Rocas salinas
Las rocas salinas son sedimentos químicos formados de minerales salinos solubles. Éstas cristalizan de aguas
con elevadas participaciones de cationes (Na, Mg, Ca, K) y aniones (Cl, So). Las rocas salinas se forman no
sólo en ambientes marinos sino también en tierra firme (por ejemplo: los salares del altiplano).
Los minerales evaporitos [calcita, dolomita, anhidrita, yeso y kieserita (MgSO4 • H2O), halita (NaCl) y
silvina(KCl)] se precipitan como residuos de evaporación en los lagos subtropicales continentales y en las
bahías y en lagunas marítimas de los subtrópicos. La rocas evaporitas han formado amplias extensiones en la
historia geológica de la tierra.
Justamente en Latinoamérica existen algunas áreas en donde se encuentran en la actualidad formaciones de
rocas salinas, como en los grandes salares de los Andes pero también en las marismas y en las bahías
protegidas de los mares tropicales (por ejemplo, en el Caribe y en el Golfo de México). También existen
yacimientos formados en períodos anteriores que son explotados parcialmente en la actualidad.
1.2.2.3.4 Sedimentos biogénicos
Los sedimentos biogénicos son el resultado de procesos biológicos.
Éstos se clasifican en:
P>Sedimentos orgánicos
compuestos de depósitos de sustancias animales (por ejemplo: escudo, calizas calcáreas ligeramente
solidificadas) o de sustancias vegetales (por ejemplo: carbón fósil o lignito).
Sedimentos organógenos
compuestos de productos de procesos vivos (por ejemplo: arrecifes coralinos calcáreos).
Sedimentos biogénicos
compuestos de los principales elementos de los arrecifes (corales, esponjas, algas, briozoos, etc.), o, de
conchas, residuos de esqueletos y de fragmentos de organismos. De ahí surgen los arrecifes calcáreos, las
calizas conchíferas, entre otros.
Otro grupo de sedimentos biogénicos son los de guijarros. El ejemplo más conocido es el pedernal o flint
formado por ácido silícico amorfo. Estos sedimentos tienen, por una parte, un origen anorgánico como residuos
de la descomposición de rocas contentivas de ácido silícico y, por otra parte, un origen orgánico de restos de
esponjas y de erizos marinos. Los organismos extraen del agua marina el ácido silícico para formar su
osamenta. En el transcurso de la historia de la Tierra se han formado con frecuencia pedernales y radiolaritas
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condicionados, sin embargo, por la presencia de los protozoos llamados radiolarios de caparazones silíceo.
Los sedimentos orgánicos más importantes son carbón y petróleo.
El carbón surge de la acumulación de fragmentos vegetales descompuestos de manera incompleta. La
clasificación de los tipos de carbón está basada en el grado de transformación de los restos de plantas:
Turba
Carbón fósil o lignito (hasta aquí diagénesis)
Hulla (a partir de aquí metamorfismo)
Antracita.
El proceso de carbonización se lleva a cabo bajo la cobertura de sedimentos. Los aumentos de presión y
temperatura provocan la concentración de carbono orgánico y conducen hacia la disminución del contenido de
agua, hidrocarburo y nitrógeno.
El petróleo se produce mediante la formación biogénica de organismos planctónicos marinos. Dichos restos se
hallan en entornos de putrefacción pobres en oxígeno. Se origina entonces un lodo pútrido llamado sapropel. El
gas formado del fango descompuesto puede llegar a formar —en condiciones favorables— yacimientos de gas
natural o escaparse en la atmósfera terrestre. A diferencia del carbón, cuyo yacimiento es siempre el lugar de
formación, el petróleo y el gas natural son móviles. Con frecuencia la roca madre del petróleo no corresponde
con la roca almacén, de la cual se extrae esta valiosa materia prima.
No obstante, las regiones carboníferas están emparentadas con las de petróleo y las de gas natural. Las zonas
carboníferas están ubicadas siempre en las depresiones próximas a las montañas y las petrolíferas a veces.
Los yacimientos de carbón de Latinoamérica (por ejemplo: los de Colombia y Chile) proporcionan hulla
proveniente de reservas de carbono. En Chile se registraron filones de carbón inclusive en la plataforma
submarina hasta que se dejó de extraer esta materia prima. También los yacimientos petrolíferos de
Latinoamérica (por ejemplo: los de México, Venezuela, Perú, Ecuador, Chile y Argentina) están relacionados en
gran parte con la formación de las depresiones subandinas aunque algunos de ést os sean explotados en la
actualidad fuera de estas áreas e incluso "off-shore" como es el caso de México y Argentina.
1.2.3 El ciclo de las rocas
En la Tierra suceden muchos ciclos. Conocidos son el curso del sol y el ciclo de las aguas. También la
formación, descomposición, transporte, depósito y neoformación de las rocas son etapas de un ciclo pues se
sabe que la materia no se pierde. La imagen del "ciclo de las rocas" es muy fácil de retener. Quien lo haya
entendido no sólo puede identificar gran parte de las rocas sino también comprende su génesis y puede hablar
sobre las condiciones que han intervenido en la formación de las rocas y el relieve cuando sostenga una en sus
manos.
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El estudio de la reproducción se comienza mejor en la superficie terrestre. Ahí afloran rocas de varios tipos,
cuya descomposición (erosión) está condicionada por factores como el sol, la humedad, las heladas o los
efectos químicos. En ese proceso la roca se descompone y el resultado son fragmentos grandes y pequeños
capaces de ser transportados posteriormente. Medios para arrastrarlos son el agua (quebradas, ríos, corrientes
marinas) o los glaciares que los transportarán montaña a bajo. La gravedad también funge como medio de
transporte. El viento se encarga de los fragmentos más finos. Existe un lugar donde las fuerzas transportadoras
ceden y el material se va depositando y sedimentando. Las conchas forman bancos, el cuarzo uno de arena, las
plantas se descomponen, el material arcilloso forma un cuerpo compacto de arcilla y sin embargo naturalmente
no consolidado. En otras palabras ha surgido un sedimento no consolidado.
Cuando un nuevo material se deposita sobre este sedimento durante miles de años, el material no consolidado
es sometido a presión y a elevadas temperaturas a causa del hundimiento. Es decir que comienza una
diagénesis. De las conchas proviene la caliza, de la arena la arenisca, de la turba el carbón fósil o lignito, de la
arcilla la lutita. La roca formada puede volver nuevamente a la superficie terrestre mediante otros procesos
geológicos (como levantamientos o erosión) y el ciclo recomienza.
Mas si el material tiende a continuar hundiéndose, es decir, si se deposita cada vez más material nuevo
presionando el antiguo sedimento hacia abajo, la presión lateral puede ser tan fuerte que provoca procesos de
plegamiento. Esos sucesos también pueden ser provocados por la tectónica de placas. Durante la diagénesis
no cambia nada, pero por medio de los otros procesos los sedimentos horizontales se pliegan y pueden llegar
también a la superficie de la Tierra en donde comienza nuevamente el proceso de meteorización, erosión y
acumulación.
Si los paquetes de sedimentos (plegados o no) continúan hundiéndose, la presión y la temperatura alcanzan los
valores críticos dando inicio al metamorfismo. Entonces surge de la caliza el mármol, de la arenisca el cuarzo,
de la lutita el gneis y del lignito la hulla. También las rocas metamórficas pueden volver a llegar a la superficie
terrestre y el ciclo empieza otra vez.
En el caso de que éstas no afloren y los paquetes de sedimentos continúan hundi éndose, finalmente se funden
y comienza el proceso de anatexis. El magma surgido puede alcanzar la superficie de la Tierra sorpresiva y
rápidamente dando paso a la formación de las rocas ígneas. Cuando el magma se enfría en la superficie surgen
las rocas volcánicas o extrusivas y cuando éste se enfría lentamente y cristaliza, surgen las rocas plutónicas o
intrusivas del tipo granito.
Durante ese proceso de enfriamiento lento cristalizan primero los cristales pesados y posteriormente los más
livianos. Dicho proceso es denominado, por lo tanto, "diferenciación de cristalización gravitativa". Cuando casi
todos los minerales han cristalizado, algunos permanecen todavía unidos en los componentes acuosos y
gaseosos del magma. En primer lugar el agua busca un canal para fluir y lo encuentra en los bancos y las
grietas de la roca adyacente. En esa fase "hidrotermal" se forman, por consiguiente, los primeros filones
minerales, y en la fase pegmatítica-neumatolítica se forman los últimos filones, cuando los gases calientes y
cargados de minerales se enfrían rápidamente al entrar en contacto con la roca adyacente y los materiales que
trae consigo cristalizan ahí —en parte incluso idiomorfícamente. De esta manera surgen la calcárea fluórica,
barita, plata, oro y otros metales.
1.3 Geología regional
La geología[1] regional
es una rama de las ciencias geológicas que se ocupa de la configuración geológica de cada continente, país,
región o de zonas determinadas de la Tierra.
Véase también los mapas sobre los afloramientos de rocas en Latinoamérica del Precámbrico[2],
Paleozoico[3], Cenozoico[4]
.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.1
[2] ver capitulo 1.1.1.1.1
[3] ver capitulo 1.1.1.2.4
[4] ver capitulo 1.1.1.4.4
1.3.1 Configuración geológica de Sudamérica
Tres regiones caracterizan la configuración geológica de Sudamérica. Éstas constituyen además grandes
unidades espaciales tectónicas y naturales. Dichas regiones son: los escudos antiguos, las elevadas montañas
y las cuencas sedimentarias jóvenes.
[1]
La Cordillera de los Andes se eleva a lo largo de toda la costa del
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Pacífico. La cordillera se levanta y forma durante el Terciario por procesos tectónicos en el borde continental
activo. Por lo tanto, la intensa actividad volcánica y los fuertes sismos caracterizan esta cadena montañosa.
Al contrario de los Andes, las montañas centrales extra-andinas de Sudamérica son áreas de la corteza
terrestre pasivas desde el punto de vista tectónico. Éstas surgieron en antiguas formaciones y son actualmente
"cratónicas", es decir, no plegables. Son los escudos antiguos y restos de montañas precámbricas y también de
la formación de montañas variscas. Ahí afloran rocas plutónicas o por lo general yacen capas finas de
sedimentos mesozoicos y cenozoicos superpuestas sobre ellos.
Finalmente hay que mencionar las cuencas sedimentarias recientes, depresiones que deben su nombre a sus
tributarios principales, por ejemplo, la cuenca sedimentaria del Orinoco, la del Amazonas y el sistema de la
Plata, este último con el Paraguay y el Paraná y algunas cuencas secundarias que en el clima seco del norte de
Argentina no pueden drenar y otras que forman grandes ciénagas como el Pantanal.
La cifra "3" es un excelente método mnemónico porque estas tres grandes zonas se dividen a su vez en tres
subunidades que también se diferencian desde el punto de vista geológico, morfo lógico y natural. De ahí los
tres grandes complejos de los Andes (Andes del norte, del centro y del sur), las cuencas sedimentarias
(Orinoco, Amazonas, La Plata) y los Escudos (el de Guayana, el de Brasil y el de La Patagonia). Los sofistas se
atreverían a ir más lejos y volverían a subdividir estos complejos en otras tres subunidades. Sin embargo,
nosotros no tenemos el afán de apoyar vicios subclasificadores.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
1.3.1.1 El basamento precámbrico
Los cratones de la Sudamérica extra-andina son partes de la corteza terrestre pasivas desde el punto de vista
tectónico. Su estructura interna ha permanecido intacta desde aproximadamente 500 millones de años.
Estos cratones han surgido durante las primeras orogenias[1] de la historia geológica de la Tierra, período
durante el cual se deformaron y se metamorfizaron varias veces. Desde ese entonces los cratones sólo se han
fragmentado por las formaciones de fallas o han sido afectados por movimientos epirogénicos de gran
envergadura que producido los diferentes pisos altitudinales. Ya en el Arcaico superior deberían haberse
constituido entre un 60 y un 85 % de las rocas que afloran en la actualidad. En los cratones arcaicos se hallan
también las rocas más antiguas del continente cuya edad se remonta hasta 3,8 millardos de años en
Venezuela. En comparación con otras regiones del mundo, es difícil de hacer estudios petrográficos del
precámbrico en Latinoamérica. La vegetación de bosques primarios, la meteorización profunda y los terrenos
inaccesibles son factores que impiden los estudios cartográficos exactos y las mediciones estadísticas precisas.
En las siguientes zonas existen en la actualidad cratones que se pueden diferenciar claramente desde el punto
de vista de su desarrollo:
El Cratón de Guayana
localizado entre el Orinoco en la zona septentrional y el Amazonas en la meridional. Este Cratón se
estabiliza hacia 1,8 millardos de años atrás. Las formaciones se extienden de occidente a oriente.
El Cratón de Brasil, conocido como "Escudo brasileño" se extiende de norte a sur y se estabiliza al final
del Precámbrico. Una pequeña parte de este cratón se encuentra bordeando el río de la Plata. El Cratón
Río de la Plata, considerado como parte del brasileño, tiene aproximadamente 2,1 millardos de años y
está influido por sólo ciclos proterozoicos recientes.
El Basamento precámbrico de Argentina, llamado comúnmente "Escudo patagónico", aunque una parte
de La Sierra Pampeana pertenezca también a la edad precámbrica.
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Los Cratones están cubiertos en la mayoría de los casos por sedimentos de reciente data.
Las enormes mesetas triásicas de basalto del sur de Brasil y Uruguay y del norte de Argentina son rocas
volcánicas superpuestas sobre rocas plutónicas antiguas. Sedimentos continentales del Paleozoico hasta del
Mesozoico yacen también encima del Escudo guayanés y series marinas del cretácico propagadas en muchos
lugares afloran en algunas partes del Escudo patagónico.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.1
1.3.1.1.1 El Cratón de Guayana
[1]
El Cratón de Guayana[2] es el basamento precámbrico más
grande de Sudamérica. Guayana francesa, Surinam, Guyana,
Brasil, Venezuela y Colombia se encuentran parcialmente en este
territorio. Desde el punto de vista geológico, el Cratón de Guayana
forma una unidad o escudo precámbrico de 4,5 millones de km²
junto con el Cratón del Guaporé de Brasil.
El verdadero Cratón de Guayana al norte del Amazonas[3] se
consolidó en el Proterozoico superior y las orogenias más recientes
no lograron modificarlo, como por ejemplo, los sucesos
termodinámicos más significativos ocurridos en Brasil en el período
entre 1.900 y 550 millones de años. La avanzada edad
radiométrica del complejo Imataca-Supamo indica que este
basamento es el más antiguo del continente Sudaméricano.
Cuatro eventos termodinámicos del Precámbrico han sido decisivos para la fisonomía actual de las formaciones
rocosas de este espacio. Éstos son:
Guriense
Pre-transamazónico
Transamazónico
Parguazense
3,4 – 2,7 millardos de años
2,4 -2,1 millardos de años
2,1 -1,7 millardos de años
1,6 -1,4 millardos de años
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
[2] ver capitulo 2.2.4
[3] ver capitulo 1.3.1.2.1.1
1.3.1.1.1.1 Guirense
Guriense: 3400 – 2700 millardos de años
El zócalo arcaico más antiguo del continente pertenece a esta era. Éste se localiza entre los 8° y 6° de latitud
norte al sur del río Orinoco y se extiende en dirección WSW a ENE. Este basamento se constituye de rocas
metamórficas[1]
muy alteradas y fuertemente plegadas, como: granulitas, gneises graníticos, anfibolitas y migmatitas. Dichas
rocas se formaron entre 3.400 y 3.100 millones de años atrás y toda la formación se denomina complejo
Imataca - Supamo. Los tectoalineamientos claros separan al complejo de las unidades del Arcaico inferior. En
las series basales yacen también itabiritas[2] en una superficie de unos 800 km de largo por unos 150 km de
ancho. Se estima que en esa región están atesorados alrededor de 4 millardos de toneladas de hierro, lo que
significa la concentración de metales más grande de Sudamérica.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.2
[2] ver capitulo 1.3.1.4.1.1
1.3.1.1.1.2 Pre-transamazónico
Pre-transamazónico: 2,4 – 2,1 millardos de años
Se presume que la formación Guriense sufrió una metamorfosis[1] y se plegó durante el estadio
Pre-transamazónico. Dentro de ese ciclo las magmáticas básicas y ultrabásicas fueron intrusionadas y
extrusionadas debido a la alteración por contacto que produjo las series de itabirita que a su vez formaron los
bloques macizos ricos en hierro. El evento pre-transamazónico, además, se caracterizó por el metamorfismo
regional en las series de facies esquistos verdes a anfibolita a través del cual se formó un cinturón de rocas
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verdes.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.2
1.3.1.1.1.3 Transamazónico
Transamazónico: 2,1 -1,7 millardos de años
El Transamazónico es la última fase orogénica de gran magnitud y forma las estructuras en sentido oeste - este
que se extiende desde Venezuela hasta la Guayana francesa sobre 1.000 km. Por e se motivo se diferencian
claramente del Escudo brasileño en donde predomina un rumbo NNE – SSW y N–S. También durante el
Transamazónico se resquebrajó el bloque arcaico de Imataca.
Entre 2.100 y 1.900 millones de año intrusionaron granitos y otras rocas plutónicas en el bloque arcaico. Hace
aproximadamente 1.950 millones de años ocurrió una fase magmática que dejó como producto, además de
granitos alcalinos, una gran cantidad de ignimbritas de composición riolíticas a riodacíticas.
1.3.1.1.1.4 Formación Roraima
Después del evento transamazónico se depositaron sedimentos[1] molásicos continentales y rocas
volcánicas[2]
en cuencas individuales del "área erosionada del Pre-Roraima" de la era arcaica luego de una larga fase de
levantamiento y erosión. A esa serie se denomina Formación Roraima. Se estima que su extensión original
abarcó unos 1.200.000 km² con un espesor que oscilaba entre los 800 y 2.400 met ros. La superficie erosionada
se produjo entre 2 y 1,8 millardos de años atrás. Por ejemplo, la Formación Roraima constituida hace 1,7
millardos de años.
Característico de esta formación son las imponentes mesetas y los altiplanos rodeados de paredes escarpadas.
El Monte Roraima (2.810 m.) es la montaña más alta del Cratón de Guayana.
Los sedimentos de la Formación Roraima se quebraron mediante un volcanismo intenso compuesto de filones
básicos y de un conjunto superior (o techo) de gabro, norita, dolerita y basalto. Estas rocas afloran sobre todo
en la parte superior de la Formación Roraima.
El leve grado de metamorfismo y de transformación de este complejo son caracteristicas que le dan una
importancia especial a la Formación Roraima. Eso es un testimonio de que la zona más grande del Escudo
guayanés permaneció estable desde el surgimiento de la Formación Roraima.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.3
[2] ver capitulo 1.2.2.1
1.3.1.1.1.5 Parguazense
Parguazense: 1,6 -1,4 millardos de años
El acontecimiento Parguazense estuvo marcado sobre todo por intrusiones graníticas. Los tamaños de los
granitos alcalinos del tipo rapakivi difieren: van desde las rocas pequeñas hasta las batolitas voluminosas y se
desarrollaron sobre todo al oeste del Cratón de Guayana, en la frontera con Colombia.
1.3.1.1.2 El Escudo brasileño
El Escudo brasileño se caracteriza, al igual que el Cratón de Guayana, por los diferentes zócalos arcaicos[1]
que han sido transformados por medio de metamorfismos intensos durante el Proterozoico. Por esa razón, en el
Escudo brasileño es raro encontrar rocas con más de 3 millardos de años, en comparación con el Cratón de
Guayana[2]
donde abundan rocas de esa edad. Simultáneamente, la serie de plegamientos del Precámbrico inferior y medio
se adhirieron a los núcleos antiguos. El resultado de dichos procesos fue la formación de una masa continental
gigantesca consolidada hace unos 550 millones de años. Ésta representó en el Paleozoico[3] la región
occidental de Gondwana, lo que en la actualidad es el área más extensa de la Sudamérica extra-andina.
En la génesis del Escudo brasileño se pueden clasificar varios eventos termodinámicos:
Guriense
Guriense
Jequié
Transamazónico
3000 -2700 millones de años
3000 – 2700 Mio. Jahre
2700 -2600 millones de años
2000 -1700 millones de años
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Parguazense
Espinhaço
Rondoniano
Brasiliano
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1500 -1500 millones de años
1300 -1000 millones de años
1300 -1000 millones de años
700 -450 millones de años
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.1.1.1
[2] ver capitulo 1.3.1.1.1
[3] ver capitulo 1.1.1.2
1.3.1.1.2.1 Guriense y Jequié
Guriense 3000 -2700 millones de años
En la actualidad es difícil encontrar en la superficie de las montañas sus zonas más antiguas . Dichas zonas
forman, por un lado, el fundamento para series de rocas jóvenes y, por otro lado, están altamente
metamorfizadas.
El complejo arcaico está compuesto principalmente por tonalita, granito-gneis y amfibolitas. Este sustrato está
flanqueado por un cinturón de rocas verdes. Encima de los componentes más antiguos yacen sobre todo
basalto, sedimento químico como esquistos silíceos, carbonatos y pelita que contienen frecuentemente rocas
volcánicas intermedias.
Jequié 2700 - 2600 millones de años
En ese período se estabilizó el Cratón brasileño. Las zonas más antiguas de tierra firme sufrieron un
metamorfismo en la facies de granulito (anfibolita, esquisto verde). De dicho proceso resultaron los granulitos
ácidos y las peridotitas.
1.3.1.1.2.2 Transamazónico y Parguazense
El Transamazónico es el estadio orogénico más importante. A lo largo de ese período todas las series antiguas
se deformaron y sufrieron intensos metamorfismos. Hasta la orogenia brasiliana se formaron cinturones de
plegamientos jóvenes en donde podría haber probablemente rocas arcaicas. Durant e el Transamazónico se
depositaron otros sedimentos (por ejemplo: sedimentos de lagos llanos) sobre la corteza estable. En muchas
áreas se encuentran rocas volcánicas máficas intrusionadas y extrusionadas. Continúa un aumento general de
la concentración de isotopos y otros metamorfismos en las series de la facies esquistos verde y de amfibolita
(formación de un cinturón de rocas verdes).
A continuación, las diferencias de las tres unidades más grandes de una serie cuyo espesor se estima en unos
6.000 metros soportada por un complejo de granito-gneis arcaico.
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Una unidad meta-volcánica sobre todo con rocas básicas, pero también ácidas (esquisto clorítico,
basaltos, esquistos verdes,anfibolita, entre otras).
Una unidad metasedimentaria de depósito químico (esquistos cuárcicos, filitas)
Una unidad clástica (grauvaca metamórfica, arenisca; actualmente: esquisto micáceo, cuarcita,
metaconglomerados)
Parguazense 1500 -1700 millones de años
Poco se sabe sobre el Parguazense. Lo más característico de este estadio ha sido la formación de plataforma y
el depósito de psamitas y pelitas continentales y marinas en una facies geosinclinal. El período de erosión y
sedimentación del material estuvo acompañado parcialmente por un intenso volcanismo ácido e intermedio.
1.3.1.1.2.3 Espinhaço y Rondoniano
Espinhaço 1.300-1.000 millones de años
Rondoniano 1.300 – 1.000 millones de años
Los productos de esas unidades jóvenes de la orogenia joven se han anexado al b asamento antiguo y lo han
reemplazado. La Sierra del Espinhaço, un sistema montañoso de 1.200 km de largo extendido de norte a sur,
se localiza en el margen oriental del Cratón de San Francisco en el este de Brasil. Dicho sistema está
compuesto de material precámbrico medio e inferior. En la actualidad esa sierra proterozoica es una planicie
cuya altura oscila entre los 1.200 y 1.400 metros. Esta llanura está formada sobre todo por cuarcitas, filitas y
conglomerados básicos interfoliados con itabiritas y sedimentos pelíticos.
Durante la orogenia tuvo lugar nuevamente un metamorfismo intenso de las rocas antiguas que trajo como
resultado una intrusión de granitos sintectónicos.
1.3.1.1.2.4 Brasiliano - Fanerozoico
Brasiliano 700 – 450 millones de años y Fanerozoico
La consolidación definitiva del Escudo brasileño ocurre aproximadamente hace 550 millones de años después
del evento orogénico en cuestión. Durante la orogenia se produce nuevamente un metamorfismo extremado en
la facies de esquistos verdes y de amfibolita. Luego del proceso orogénico intrusionan granitos y finalmente
ocurre una intensa fracturación téctónica.
Hace aproximadamente 450 millones de años se desarrollaron amplias cuencas intercratónicas que se
rellenaron con sedimentos continentales y marinos. En una fase de fracturación tectónica durante el Mesozoico
se produjeron enormes mantos de basalto (Paraná). Las grandes cuencas surgieron en el borde continental
durante el Cenozoico. En las áreas en donde se depositaron los sedimentos clásticos comienzó la laterización
del subsuelo.
1.3.1.1.2.5 Cratón Río de la Plata
Dos ciclos orogénicos han sido los principales responsables del origen de este cratón relativamente pequeño
ubicado en el sur de Uruguay.
El ciclo más antiguo podría compararse con el Transamazónico (2.170 - 1.930 millones de años). La formación
surgida de ese evento yace en su mayor parte debajo de las capas de Gondwana y existe muy poca
información acerca de su constitución. Sin embargo, se sabe que las principales rocas determinantes son
migmatitas, gneises y pegmatitas, cuyos granitos sinorogénicos y portorogénicos están intercalados entre ellas.
El ciclo más joven se podría equiparar con el Brasiliano (aproximadamente hace 900 hasta 519 millones de
años). Primeramente se producen lavas básicas que yacen en la actualidad como equistos verdes
metamorfizados. Continúa una serie posterior conformada de migmatitas y gneises cuya edad oscila entre 670 y
610 millones de años. En el período (550 hasta 510 millones de años) intrusionan granitos sinorogénicos y
granodioritas con filones de gabros intercalados. Posteriormente ocurre un ciclo sedimentario y se forman
depósitos molásicos, granitos postorogénicos y por último mica-esquistos, entre otros.
Con ese último proceso se consolidan definitivamente las áreas del escudo, es decir, intrusiones ni
plegamientos continuarán afectando el desarrollo del Cratón Río de la Plata. Sigue posteriormente un largo
período de erosión y una fracturación tectónica intensa. En los bordes del cratón se forman amplias depresiones
en las que se sedimentan gruesas series continentales clásticas.
Típicas rocas de estas series son las ígneas riolitas y andesitas, unas vólcanicas localizadas desde Río Grande
del Sur en la región del Paraná hasta Bahía y Uruguay.
1.3.1.1.3 El Escudo patagónico
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El basamento lo constituyen rocas antiguas de la meseta
patagónica[1], tal como ocurre en otras zonas de fundamento
precámbrico. No obstante, en la actualidad es raro encontrar
dichas rocas en la superficie. El zócalo esta cubierto por rocas
ígneas de estructura porfírica sedimentos del Mesozoico inferior
con basalto intercalado. Juntos forman el típico relieve de la
Patagonia: el paisaje de mesetas[3]. Extensas mesetas resaltan
en la superficie cruzada por ríos de lecho amplio con vertientes
escarpadas. La meseta patagónica termina abruptamente en las
costas acantiladas del Atlántico ricas en bahías.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.1.1.1
[2] ver capitulo 1.2.2.1
[3] ver capitulo 2.2.4
1.3.1.2 La configuración superior sedimentaria
Las Llanuras de Sudamérica se suelen clasificar en tres sistemas: la llanura del Orinoco, la llanura del
Amazonas y la llanura de la Plata, conocida también como la cuenca del Paraná. Desde el punto de vista
geológico estos relieves se pueden clasificar a su vez en tres subunidades diferentes:
Cuencas epicontinentales como espacios de subsistencia de las plataformas continentales. A éstas
pertenecen la cuenca del Amazonas, del Paraná y del Paranaíba.
Cuencas cretácicas de la costa de Brasil y Argentinacomo restos de una rotura de un borde
continental y las
Llanuras como auténticas planicies aluviales ("Llanos"), entre las que cuentan los llanos del Orinoco y la
Llanura Chaco-pampeana.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 2.2.3
[2] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.3
[3] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.1
[4] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.2
1.3.1.2.1 Cuencas epicontinentales
[1]
Sobre la plataforma sudamericana consolidada a finales del
Precámbrico [2] se formaron durante el Paleozoico extensas
cuencas. Estas estructuras pueden ser denominadas
sineclisas[3] basándose en el modelo las mesetas rusas. Los
bordes de las amplias depresiones son extremadamente llanos.
Los sedimentos que rellenan las zonas profundas alcanzan varios
miles de metros de espesor y no fueron afectados por
deformaciones posteriores.
En Sudamérica se han desarrollado tres sineclisas:
La cuenca del Amazonas
1.250.000 km²
La cuenca Parnaíba-Marañón 650.000 km²
La cuenca del Paraná
1.200.000 km²
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
[2] ver capitulo 1.1.1
[3] ver capitulo 1.2.1.1
1.3.1.2.1.1 La cuenca del Amazonas
La cuenca del Amazonas[1]
mide 3.500 km en su extensión O-E y su ancho oscila entre 300 y 1.000 km. Una gran parte de esta cuenca
está tapizada por la selva pluvial tropical y es surcada por el río Amazonas. La inclinación del relieve dentro de
la cuenca es relativamente baja, sólo en el corte occidental se alcanzan elevaciones sobre los 200 metros. En
un recorrido de más de 3.500 km, desde la ciudad peruana de Iquitos hasta la de sembocadura, el Amazonas
desciende sólo 100 metros.
La cueca puede dividirse en tres secciones:
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La parte superior de la cuenca está limitada (al oeste) por Los Andes y llega hasta la confluencia de los
ríos Negro y Solimões en Manaus. Esa zona sólo perteneció transitoriamente en el carbónico superior a
un espacio de sedimentación paleozóica de la cuenca amazónica.
La sección media de la cuenca comprende desde Manaus hasta la desembocadura del río Xingú. Ahí la
llanura disminuye y es acosada por series paleozóicas en el norte y el sur. En esta zona todos los
afluentes descargan sus caudalosos torrentes desde elevadas alturas con relativa rapidez en la cuenca
del Amazonas, generalmente como raudales o cascadas.
La sección baja de la cuenca es la misma desembocadura del Amazonas. La cuenca se abre hacia un
inmenso estuario y el Amazonas se divide en varios ramales que bordean la isla Marajó.
Desde un punto de vista estructural, la cuenca se divide en tres arcos (o elevaciones) dispuestos
transversalmente y surgidos en el Paleozoico:
El Arco de Iquitos pasa por la ciudad de Iquitos en el este y separa la subcuenca Acre del curso superior.
Cerca de Manaus el Arco Perú es el límite de la sección superior y media de la cuenca del Amazonas y se
halla cerca de la desembocadura del río Perú en el Solimões.
El Arco Gurupá que pasa al este de la desembocadura del río Xingú separa la sección media de la zona
de la ría.
Los Arcos están compuestos de material del zócalo cristalino y han experimentado desde el Paleozoico[2]
diferentes fases de elevaciones, procesos que han determinado la sedimentación y erosión de cada subcuenca.
Los sedimentos[3] han sufrido pocas deformaciones y metamorfismos[4], exceptuando algunas zonas de la
sección superior de la cuenca. Fallas tectónicas atraviesan la sección media y su estructura es de tipo graben.
A pesar del depósito de enormes evaporitas en el Pérmico no se han producido tipos de tectónicas salinas.
Otra peculiaridad del sistema del Amazonas: hasta el Terciario[5] superior la cuenca drenaba hacia el Pacífico
al oeste del Arco de Iquitos. Apenas en el Mioceno —hace unos 12 millones de añ os— el río Amazonas invierte
su curso con el levantamiento de los Andes.
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referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.1.1
[2] ver capitulo 1.1.1.2
[3] ver capitulo 1.2.2.3
[4] ver capitulo 1.2.2.2
[5] ver capitulo 1.1.1.4
1.3.1.2.1.2 La cuenca Parnaíba-Marañón
Desde un punto de vista netamente morfológico, la cuenca Parnaíba-Marañón es una meseta de unos 600
msnm surcada por incontables ríos. Igual que la cuenca del Amazonas, la Parnaíba-Marañón se hunde desde el
Paleozoico[1]. Al cabo de una larga fase erosiva durante el Precámbrico afonda el zócalo cristalino originado
desde el Silúrico. La cuenca principal contiene sedimentos cuyo espesor es de unos 3.000 m y éstos llegan a
los 9.000 m. hasta São Luis en la costa atlántica.
Sedimentos[2]
litorales y neríticos del Paleozoico inferior se desarrollan en la base. Luego prosiguen sedimentos compuestos
de arenisca, conglomerados y pelitas cuyo espesor se estima en unos 700 metros. El Devónico se caracteriza
por un desarrollo sumamente cambiante.
En el Devónico inferior predominan las areniscas y las margas.
En el Devónico medio ocurre una regresión con depositos deltaicos de escaso espesor.
Durante el Devónico superior, nuevas transgresiones producen margas bituminosas.
Durante el Carbónico y Pérmico se depositan series terrestres (psamitas y pelitas fluviales, sedimentos
lacustres, capas finas de carbón) y calizas de poco espesor como consecuencia de una ingresión del mar.
Finalmente, en el Pérmico inferior surgen series continentales de areniscas, carbonatos, evaporitas, que
presentan gran similitud con las del Amazonas.
Durante el Triásico superior ocurre un largo período de erosión y levantamiento interrumpido por sedimentación
límnica, marga, arenisca y a través del flujo de basaltos. El basalto forma amplias cubiertas durante el Cretácico
inferior y rellena numerosos filones rodeados con frecuencia de sedimentos eólicos. A lo largo del Cretácico se
forma una cuenca llana que se rellena con sedimentos marinos (carbonados, yeso). La serie de sedimentos
termina con areniscas, pelitas lacustres y facies fluviales. Los sedimentos más jóvenes son depositados por el
sistema fluvial. La cuenca está rodeada por rocas del arcaico o del proterozoico.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.1.1
[2] ver capitulo 1.2.2.3
1.3.1.2.1.3 La Cuenca del Paraná
[1]
La mayor superficie de la cuenca del Paraná[2] se encuentra en
Brasil, aunque ésta se extienda también hacia el occidente sobre
Paraguay y hacia el sur sobre Uruguay y Argentina, regiones en
donde se encuentran las zonas más altas de la cuenca. Desde el
Silúrico esta cuenca existe como una enorme sineclisa sobre la
plataforma sudamericana. Desde entonces, su forma y tamaño se
ha modificado constantemente. La estructura interna de la cuenca
está compuesta por series de sedimentos marino-lacustres y
continentales que pueden alcanzar un espesor de
aproximadamente 2.000 metros y por basaltos cuyo espesor
sobrepasa los 1.500 metros. En las zonas más hondas el
basamento excede los 5.000 metros de profundidad.
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referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
[2] ver capitulo 2.2.4
1.3.1.2.2 Llanuras ("Los Llanos")
Entre los Andes en el occidente y las montañas antiguas en el sur se extiende un área de gran tamaño
determinada por sedimentos jóvenes[1], es decir, por material del Pleistoceno y del Holigoceno. Estas amplias
llanuras se encuentran claramente delante de las vertientes andinas y la energía de su relieve es baja. El área
conocida comúnmente como llanos se extiende desde Venezuela (sobre la cuenca del Amazonas[2], la llanura
del río Beni, el Gran Chaco boliviano, paraguayo y argentino) hasta las planicies de la Pampa húmeda y seca
de Argentina limitadas por las mesetas patagónicas. A lo largo de esa enorme extensión N-S cambia también el
clima, el suelo y el tapiz vegetal[3] notablemente.
La configuración geológica de los Llanos ha sido investigada con exactitud sólo en aquellas regiones en donde
se presume la existencia de yacimientos petrolíferos. La cobertura pleistocena y holigocena de la superficie se
diferencia en cuanto a espesor y génesis. En Venezuela, por ejemplo, el paquete de sedimentos tiene un
espesor que oscila entre 50 y 500 metros, mientras que en Bolivia éste alcanza hasta 800 metros.
Las rocas más importantes son las areniscas y las cenizas de volcán; el loess (limo de origen eólico) es de
suma importancia especialmente en Argentina. Otras rocas relevantes son las calizas de agua dulce (sinter) y
los sedimentos salinos y arcilla. La actividad erosiva en esta región es baja gracias a los moderados desniveles
del relieve y a la reciente tendencia a la acumulación.
Las áreas más grandes son los Llanos del Orinoco y la enorme llanura del Gran Chaco y de la Pampa
argentina.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.1.1.4
[2] ver capitulo 1.3.1.2.1.1
[3] ver capitulo 5.4
1.3.1.2.2.1 Llanos de Orinoco
La llanura ubicada entre la Cordillera Caribe[1] en el norte, los Andes[2] en el oeste y el Escudo guayanés[3]
en el sur, tiene una extensión de 260. 000 km². También Colombia y Brasil se encuentran parcialmente en esta
planicie. Los afluentes más importantes del río Orinoco[4] están en contacto con la cuenca hidrográfica del
Amazonas en el sur, mediante intercepciones fluviales. El Orinoco se nutre de las aguas de los ríos llaneros
Guayabero, Meta y Apure en su recorrido hacia el Atlántico. A partir del punto de confluencia con el río Apure, el
Orinoco fluye en el borde sur de los llanos. El Arco de El Baúl, de sólo 20 km de ancho y 512 metros de alto,
separa la cuenca en una sección occidental y una oriental. Esta última incluye la desembocadura del río
Orinoco.
De todas las cuencas de Sudamérica, la del Orinoco es la que ha sido mejor estudiada por su importancia
petrolífera. Los resultados de estos estudios son realmente impresionantes:
El paquete de sedimentación continental de la cuenca depositado durante el Cret ácico y Terciario alcanza
espesores que oscilan entre 10.000 y 12.000 metros. En el norte, en dirección hacia la Cordillera Caribe, las
series están levemente deformadas y en parte desplazadas, mientras que en el sur no han sido perturbadas,
pero sí atravesadas por fallas. Esta llanura es una cuenca molásica comparable con la región prealpina
austriaca-bávara. Durante el Cretácico se depositaron sobre todo sedimentos carbonados como arrecifes
calcáreos, caliza pelágica y margas. Además se sedimentaron series de facies continentales y clásticas.
La Cordillera Caribe y el Escudo guayanés se elevaron durante el período de transición Cretácico-Triásico. La
superficie cretácica-paleocénica se erosionó hasta que una importante fase de transgresión produjo secuencias
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de series de facies durante el Eoceno-Oligoceno. Se sedimentaron gruesas series de facies marina, lacustre y
fluvial, en conjunto con series continentales (areniscas, pelitas, dolomitas y material terrígeno proveniente de la
erosión del área de los macizos circundantes). El Arco de El Baúl compuesto de series paleozoicas, existe
desde el Cretácico e impide desde el Oligoceno que las aguas del mar penetren hacia el occidente.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.3.1.3.7
[2] ver capitulo 1.3.1.3
[3] ver capitulo 1.3.1.1.1
[4] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.3
1.3.1.2.2.2 Llanura Chaco-Pampeana
Esta enorme llanura extendida de N-S (de los 16° de latitud sur a los 40° de latitud sur) abarca en sus 2.000
kilometros parte de Bolivia, Paraguay y del río Negro en Argentina, una corriente que la separa de la meseta
patagónica. En el oriente la llanura Chaco-Pampeana se extiende hasta la costa atlántica donde se une con la
cuenca del Paraná. En el occidente las sierras subandinas forman las fronteras junto con las Sierras
Pampeanas que sobresalen como islas en la amplia llanura.
Las capas próximas a la superficie están constituidas principalmente por rocas aluviales, como sedimentos
fluviales, sedimentos de agua dulce y por rocas salinas planas. Las amplias áreas loésicas en el centro de la
cuenca son de gran importancia.
Desde el Paleozoico todo el espacio de basamento precámbrico está marcado por cuencas y terraplenes. El
espesor del material de edad paleozoica sobrepasa los 1.000 metros. Los sedimentos triásicos y jurásicos
tienen, por el contrario, un espesor menor. Durante el Jurásico, un período en el que comienza la
desintegración de Gondwana, se forman varias subcuencas del sustrato paleozoico afectado por movimientos
tectónicos. Dichas cuencas se rellenan posteriormente con gruesos sedimentos cretácicos y cenozoicos. Los
espesores de las series continentales del Triásico y Terciario oscilan entre 3.000 m ( al oeste del río Paraná) y
5.000 m (en la frontera entre Bolivia y Argentina).
1.3.1.2.3 Cuencas cretácicas de Brasil
Entre el Ecuador y Pelotas, una ciudad al sur de Brasil, se hallan cuencas periféricas en un supercontiente
disgregado a partir del Jurásico [1]superior hasta el Cretácico[2] Randbecken an einem
auseinanderbrechenden Superkontinent gebildet.
IEn el área entre Pelotas y Recife resalta con claridad una tectónica extensional. Los tectoalineamientos y las
estructuras de las fallas pasan paralelamente hacia el sustrato precámbrico. El relleno de las zonas hundidas
permite reconocer tres series de sedimentos:
En el depósito horizontal[3] se encuentra una serie clástica no marina
Las evaporitas caracterizan el área central
En los rellenos suspendidos[4]
se mezclan paulatinamente series marinoparálicas que forman sedimentos clásticos.
Más al norte se han desarrollado estructuras complejas originadas igualmente por mecanismos de expansión de
la corteza continental. También los procesos de compresión han afectado dicha área hasta el Cretácico
superior. Surgen entonces fallas profundas con un desplazamiento vertical que alcanza hasta 5 km. Las fallas
de borde son independientes de las líneas costeras y de las estructuras precámbricas antiguas. El resultado ha
sido un sinnúmero de subcuencas que son clasificadas a su vez en estructuras tectónicas individuales lo que
dificulta una diferenciación estratigráfica. En comparación con la sección sur, en la norte no se encuentran
depósitos evaporíticos.
El espesor de los sedimentos del Mesozoico inferior y del Cenozoico es enorme: los sedimentos de la
Sergipe-Alagoas —una cuenca de formación compleja marcada por las estructuras de Horst y Graben
localizada al sur de Recife— alcanza 8.000 metros y en la plataforma continental de la desembocadura del
Amazonas se estima que tengan grosores de unos 10.000 metros.
Con la separación de los continentes en el Cretácico inferior y en el período de transición hacia el Terciario
penetran mantos y filones de basalto en las cuencas cretácicas.
Detalle importante:
A pesar de la fuerte tendencia al hundimiento de las subcuencas en el Cretácico inferior, se han encontrado
exclusivamente depósitos de material de agua dulce —un testimonio de que para esa época el sur del Atlántico
no estaba completamente abierto. La entrada del agua marina en la hendidura sud americana comienza a
finales del Cretácico. Estudios estratigráficos han comprobado que el área al norte de Recife ha estado unida a
África por un tiempo más prolongado, mientras que más al sur el bloque brasileño se separaba de dicho
continente con rumbo a occidente.
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referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.1.1
[2] ver capitulo 1.1.1
[3] ver capitulo 1.2.2.3
[4] ver capitulo 1.2.2.3
1.3.1.2.4 Cuencas cretácicas de Argentina
A lo largo del borde continental de Argentina se han formado, como en Brasil, algunas cuencas cuya estructura
interna abarca también la plataforma continental. En vista de que muchas de estas cuencas atesoran petróleo,
han sido estudiadas con exactitud a través de mediciones geofísicas y perforaciones.
Basaltos de la formación Serra Geral (basaltos de la cuenca del Paraná[1]) constituyen la base de estas
cuencas. Éstos acompañaron el proceso de separación de la masa continental sudamericana de la africana
junto con una dinámica de eventos tectónicos que provocaron el hundimiento en s ubcuencas tipo graben. En el
Cretácico inferior dominaban sedimentos continentales y lacustres, mientras que durante el Cretácico superior
se depositaron sedimentos marinos. Los depósitos mesozoicos son parcialmente significativos. Sobre la
superficie se encuentran sobre todo basaltos jurásicos y sedimientos de edad cretácica y es raro encontrar
rocas antiguas del basamento. El resto está formado por sedimentos del Cenozoico.
La cuenca del río Salado tiene por lo mínimo 3.500 m de profundidad. Perforaciones hechas en el área del río
Colorado penetrando hasta 4.500 m. no han logrado llegar al zócalo. Mediciones sísmicas han registrado un
espesor del cuerpo sedimentario de 7.000 metros. Las series de facies de esta cuenca tienen gran similitud con
las encontradas en las costas brasileñas. La faja petrolífera del Golfo de San Jorge en Comodoro Rivadavia,
una cuenca que se extiende hasta el área preandina, alcanza profundidades parecidas a la del río Colorado.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.3
1.3.1.3 Los Andes - una breve visión general
Los Andes y las cordilleras centroamericanas abarcan una
extensión de norte a sur que fluctúa entre los 7.500 y 9.000 km a lo
largo de Latinoamérica, lo que las convierten en las cadenas
montañosas más largas del mundo. Si a éstas se les suman las sierras norteamericanas, todo el sistema
alcanza una extensión de 15.000 kilometros. En comparación con los basamentos precámbricos de la
Sudamérica extra-andina, los Andes son sin excepción la región de la Tierra de mayor actividad tectónica.
La dinámica de los grandes sistemas de placas[1] de la Tierra es responsable de la génesis de los Andes. Las
"ligeras" cortezas oceánicas del Pacífico oriental subducen continuamente por debajo de la placa continental
sudamericana relativamente estable con sus escudos antiguos. Parte de estos escudos han sido incluidos en la
formación de los Andes.
El Aconcagua es la montaña más alta de los Andes (6.959 msnm) y los volcanes dominan el rostro de esta gran
cordillera (por ejemplo el Chimborazo en Ecuador)
La placa del Pacífico oriental se desplaza por debajo del continente americano en la zona de subducción. En la
topografía se reconoce una fosa oceánica cuya profundidad sobrepasa los 6.000 m etros. Este graben que se
extiende desde Chile hasta México forma un talud continental empinado en la costa occidental de
Latinoamérica.
[2]
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Los Andes vistos en un mapa morfológico y estructural de gran escala dan la impresión de que formaran una
unidad, no obstante, al contemplarlos detenidamente muestran una imagen muy diferente. A grosso modo, la
cordillera está formada por cadenas individuales que se extienden en sentido norte-sur. En la zona central los
Andes toman una trayectoria hacia el occidente. Una de las razones que explica dicha tendencia es un espolón
(sporn) amplio del Escudo brasileño. Bloques de corteza hundidos por procesos tectónicos separan cada
cadena de montañas yuxtapuestas y han sido rellenandos con sedimentos recientes.
Los Andes se dividen en tres grandes áreas.
Los Andes septentrionales
se extienden desde la Cordillera de Mérida en Venezuela hasta el nudo montañoso de Pasto en la frontera
colombo-ecuatoriana.
Los Andes centrales
se extienden desde el nudo de Pasto hasta aproximadamente Llullaillaco al norte de Chile.
Los Andes meridionales se extienden desde el Atacama hasta el Cabo de horno.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.1
[2] ver capitulo
1.3.1.3.1 Los Andes a la luz de la tectónica de placas
El desarrollo del modelo geodinámico de la tectónica de placas fue decisivo para el estudio de los Andes. Dicha
cordillera se localiza en un margen continental activo, a saber, en un límite de placa agitado desde el punto de
vista tectónico. La pesada placa de "Nazca" del Pacífico (densidad aprox. 3,26 g/cm³) parte de la zona de
expansión de la dorsal oceánica del pacífico oriental y se desliza por debajo de la ligera placa sudamericana
(densidad: 2,8-2,9 g/cm³). La zona de subducción entre la placa de Nazca y la plataforma continental
sudamericana es una de las más larga del planeta.
Mediante mediciones gravimétricas y sísmicas se ha determinado que el espesor de la corteza en la parte
central de los Andes es de unos 70 km. Los movimientos morfogenético-tectónicos han sido los responsables
de las génesis de los Andes y de su fisonomía actual.
La zona de subducción se equipara con los hipocentros de los movimientos sísmicos. Los hipocentros son
llanos en el área litoral; más hacia el oriente están sumergidos debajo del continente. El deslizamiento
descendente de la placa oceánica tampoco es uniforme, éste oscila entre 10 y 45°. Actividades volcánicas
recientes en la superficie ocurren sólo en segmentos con descensos empinados.
La subducción va acompaña de movimientos sísmicos provocados por la fuerte tensión que produce la fría
placa de Nazca que se sumerge y por las transformaciones de las rocas en zonas muy profundas.
Otra característica importante de la colisión de las placas litosféricas es la formación de una fosa oceánica en el
margen del continente cuya profundidad sobrepasa los 8.000 metros. En el área d el graben oceánico no sólo
son tragadas porciones de la corteza oceánica sino también sedimentos y partes antiguas de la corteza
incluidos en la subdicción a lo largo de la zona de Benioff.
Los volcanismos y el sinnúmero de rocas plutónicas en el área de los Andes están también asociados con los
procesos de subdicción. Mediante la refundición de la corteza oceánica se libera calor y el magma se moviliza.
Las rocas volcánicas andesitas resultan de un complejo proceso de ascensión de las masas magmáticas
mediante el cual el magma se funde y se mezcla con partes de la corteza continental.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.1
1.3.1.3.2 Los Andes en comparación con los Alpes
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Antes se pensaba que todas las montañas de la Tierra estaban constituidas de la misma manera y que el
proceso que las formaba era común para todas. Sin embargo, los estudios más recientes muestran otra
realidad. Existen muchas diferencias entre ellas, aunque desde el punto de vista geológico se hayan formado
casi en el mismo período. Por ejemplo, hay claras diferencias entre los Alpes, la cadena de montañas mejor
estudiada del mundo y los Andes, un sistema que comienza a ser explorado con mayor exactitud en las últimas
décadas.
La superficie de los Andes está formada principalmente por rocas ígneas. Característico de esa región son las
grandes masas de granito y los extraordinarios volcanes que marcan notablemente su fisonomía y esencia. En
los Alpes, por el contrario, no hay ningún volcán activo.
El estrechamiento vertical de las áreas de la corteza durante la orogenia andina ha sido menos intenso que en
la alpina. Es por esa razón que los Andes carecen de estructuras de mantos rocosos como en los Alpes. En el
espacio andino los componentes de las montañas están yuxtapuestos (y no suyacentes). Las montañas están
separadas por fosas (o graben) tectónicas. Intensas actividades volcánicas[1] y sísmicas son fenómenos
naturales que marcan aún el espacio andino. Las derivas horizontales calculadas sobre los 60 cm/año resaltan
la movilidad del paquete rocoso de esta cordillera. Los desplazamientos verticales en los Alpes no sobrepasan
los 2 mm/año.
Los Alpes están compuestos sobre todo de rocas metamórficas y sedimentarias superpuestas en una estructura
compleja de manto rocoso.
Los Andes poseen además yacimientos minerales[2] de importancia mundial, mientras que en los Alpes hubo
escasas mineralizaciones.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.1.3
[2] ver capitulo 1.3.1.4.2.1
1.3.1.3.3 Andes del Sur
Los Andes meridionales están constituidos por tres elementos morfológicos en sentido oeste-este que por
supuesto no se han formado de la misma manera en todas partes. La secuencia ideal de estos elementos se
percibe mejor en el centro de Chile:
La Cordillera de la Costa
El "valle largo" es una fosa tectónica mas no es un "valle"
La Alta Cordillera
La cordillera de la costa
pertenece a los componentes más antiguos (precámbricos y paleozoicos) del continente. Desde el punto de
vista morfológico, la formación de su fisonomía actual comienza en el Cenozoico[1] cuando se eleva en forma
de pilar (horst) para inclinarse posteriormente. Actualmente el área de la cumbre está parcialmente disminuida o
erosionada, no obstante ésta alcanza elevaciones superiores a los 3.000 msnm. Desde el punto de vista
geohistórico de su estructura, esta región es una reliquia de Gondwana que otrora ha participado de manera
intensa en la formación de la cordillera andina, mas se diferencia litológicamente con claridad de las rocas
típicas de los Andes .
Su basamento se compone de rocas metamórficas levemente alteradas como pelitas y mica-esquistos. Más al
oriente afloran rocas con un grado de metamorfismo mayor (por ejemplo gneises). Ya en el Paleozoico se
metamorficza esta unidad.
Más al norte de la cordillera, la geología está determinada por series de edad paleozoica y por plutónicas del
Paleozoico inferior combinadas parcialmente con capas de carbón del Terciario en el área de Concepción.
Hasta los 47° de latitud sur la geología se caracteriza por un sinnúmero de fiordos e islas. Las glaciaciones
pleistocenas y recientes han marcado significativamente el relieve de esa región. Estructuras tectónicas han
condicionado y condicionan los canales de drenaje de los glaciares.
El Valle Largo
se extiende 1.100 kilómetros desde los 47° de latitud sur hasta Santiago de Chile. Todavía no se sabe a ciencia
cierta si se trata de una mera fosa tectónica o de una fractura de graben continental en el sentido del sistema de
fallas de África oriental. La zona de graben no es uniforme en su interior. Por ejemplo, al sur de Chile, en Puerto
Mont, se han encontrado sedimentos cenozoicos cuyo espesor sobrepasa los 4.000 metros mientras que en la
zona aledaña a Santiago el grosor de la sedimentación alcanza apenas unos 500 m etros. Desde el
Plioceno-Pleistoceno se ha desarrollado tectónicamente cada uno de los elementos de los Andes meridionales
de diferente manera: El zócalo del graben está localizado a 500 metros de profundidad cerca de Santiago
mientras que la cordillera principal asciende a más de 5.000 msnm y la cordillera de la costa se eleva hasta
1.500 metros. El Valle Largo se disgrega hacia el sur a partir de los 51° de latitud sur.
La cordillera principal
es mucho más alta que la cordillera de la costa. Los elementos geológicos y morfológicos centrales son
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estratovolcanes constituidos por lava andesítica hasta basáltica. A medida que se asciende hacia latitudes más
septentrionales, aumenta la altura de los volcanes (p.ej., el Volcán Tupungato con sus 6.800 msnm).
En las regiones meridionales se han desarrollado además de volcánicas ácidas a intermedias del Jurásico,
series de rocas volcanoclásticas. Más al oriente aparecen paquetes sedimentarios de edad cretácica cuyo
espesor alcanza los 7.000 metros. Estos sedimentos están constituidos de pelitas, psamitas, conglomerados y
calizas, entre otras, y están levemente plegados. Durante el Terciario inferior intrusionan plutónicas que
sobresalen en la actualidad como notables componentes de las montañas (grupo Balmaceda, Cerro Torre).
Entre los 51° y 47° de latitud sur el fundamento paleozoico está abierto, sumamente plegado y rodeado de
mantos no muy gruesos. En el norte se agregan plutónicas jurásicas, luego se sedimentan depósitos
continentales y marinos y gruesas series volcánicas de andesitas y rolitas interrumpidas por productos
piroclásticos. En suma, dicha secuencia jurásica-terciaria alcanza un espesor de 8.000 metros.
Cordillera frontal y precordillera en el noroeste de Argentina
Entre la precordillera en el oriente y la alta cordillera en el occidente se halla una tercera cadena montañosa
entre los 36° y 27° de latitud sur. La Cordillera Frontal constituida por montañas plegadas paleozoicas tiene
800 km de largo y alturas que rozan los 5.000 msnm. Sobre el basamento precámbrico yace una serie
paleozoica (devónica, carbonífera y pérmica) y volcánicas ácidas a intermedias del Permotrias. Los sedimentos
continentales cenozoicos constituyen la parte superior.
La Precordillera se une con la Cordillera Frontal en el oriente. Este cordón abarca las provincias argentinas de
Mendoza, San Juan y La Rioja. A diferencia de la Cordillera Frontal, sobre el zócalo precámbrico de la
Precordillera yacen series marinas del Cámbrico, del Ordovícico, del Silúrico y del Devónico inferior. El
Devónico superior está formado por facies continentales, el Carbónico por facies marinas y continentales y el
Pérmico exclusivamente por facies continentales.
Los procesos de plegamientos en el Paleoceno y las actividades tectónicas andinas han fragmentado la
Precordillera en anticlinales y sinclinales estrechos. En los paquetes de sedimentos intrusionan rocas plutónicas
(del Ordovícico y del Paleoceneo inferior) y volcánicas (del Pérmico-Triásico y del Terciario).
Las Sierras Pampeanas en el noroeste argentino
Las Sierras Pampeanas toman una posición intermedia entre los antiguos cratones de Sudamérica y la joven
cordillera andina. Su fisonomía morfológica corresponde a una alta cordillera joven y la edad de las rocas que
afloran en la actualidad a los cratones antiguos. Se trata de montañas proterozoica-paleozoicas muy antiguas
que se transforman en una gran estructura de horst y graben por las actividades tectónicas del Terciario en el
espacio andino. Los horst (o pilares) tectónicos resaltan como islas en la actualidad y alcanzan elevadas alturas
(por ejemplo: La Sierra de Famatina 6.250 msnm y La Sierra de Velasco sobre los 4.500 msnm). Éstos están
rodeados por cuencas rellenas con sedimentos jóvenes que reciben los nombres de bolsones, valles o campos
dependiendo de su fisonomía.
El interior de las Sierras Pampeanas está compuesto por mica-esquistos, pilitas y hornblendas del Proterozoico
inferior y del Paleozoico superior. Granodiorita y tonalitas han intrusionado en esas estructuras rígidas. Surgen
entonces las migmatitas y las pegmatitas. Encima de dicha estructura se han formado numerosas series de
sedimentos. Sobre una serie continental del Paleozoico inferior con flora de Glossopteris (un vestigio del límite
occidental de las series de Gondwana) cuyo espesor se estima en 3.000 metros se encuentran unos 1. 000
metros de sedimentos rojos triásicos (Talampaya) más 2.000 a 3.000 metros de conglomerados terciarios,
areniscas, pelitas amarillas a rojas y rocas tufitas. En algunos lugares hay además volcánicas andesíticas y
basálticas.
Sierras subandinas
Las sierras subandinas separan los Andes centrales de la llanura oriental en toda el área entre Argentina y Perú
a lo largo de su eje de 1.500 kilómetros. La anchura media es de 100 km aunque puede ser mayor en el centro
y en el norte de Perú. Vistas desde el oriente, las sierras subandinas se elevan levemente para culminar en un
paisaje de colinas onduladas hacia el occidente. El cordón sigue las cadenas an dinas.
Las sierras subandinas tienen también un zócalo paleozoico como la Cordillera Frontal y la Precordillera. La
diferencia entre éstas últimas radica en que dicho basamento está cubierto por sedimentos modernos
(Cretacico-Terciario) que yacen en sistemas anticlinales y sinclinales estrechos. El espesor de estos sedimentos
alcanza unos 10.000 metros en Bolivia y Perú. Las estructuras recientes han sido afectadas por derivas
laterales preandinas y mediante tectolineamientos, eventos que al resquebrarlas y plegarlas han trazado la
fisonomía de estas sierras. En el oriente los plegamientos se sumergen debajo de las llanuras sedimentarias de
la Pampa y del Chaco. En esta región concluyen los Andes.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.1.1
1.3.1.3.4 Las Sierras Pampeanas
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Las Pampeanas, unas sierras que se extienden de norte a sur
desde el borde sur de la Puna hasta Mendoza, son consideradas
como las partes montañosas más antiguas de Argentina. Todo el
complejo lo forman cordones montañosos individuales separados
por cuencas llamadas bolsones, campos, o valles. Los principales
elementos de su configuración interna son los esquistos cristalinos
del Precámbrico, rocas sedimentarias paleozoicas - mesozoicas y
las calizas. También suelen encontrarse granitos y dioritas, unas
rocas plutónicas que intrusionaron durante las orogenias del
Precámbricoo y del Paleozoico que alteraron las rocas adyacentes,
unas metamórficas visibles actualmente en la superficie. Desde el
punto de vista de su génesis, las Sierras Pampeanas son
montañas (de origen tectónico[1]). Las fallas principales se
extienden de norte a sur y un segundo sistema toma el rumbo oeste - este.
Las zonas hundidas son cuencas alargadas, consideradas como
fosas tectónicas o graben, que se han rellenado con sedimentos
del Terciario y del Cuaternario. Según su origen se pueden
diferenciar cuatro tipos de secuencias de facies:
1) Bloques gruesos, escombros y arenas de las zonas planas de
piedemonte, es decir, material serrano. Los sedimentos se vuelven
cada vez más finos a medida que llegan a la cuenca.
2) Las arenas provenientes de sedimentaciones de sistemas
fluviales (río Salado o Colorado, río de los Sauces)
3) Arcillas gruesas y finas del terciario perceptible actualmente
4) Acumulaciones eólicas como nebkas (microdunas), médanos, dunas y loess.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 2.1.1.1.1
1.3.1.3.5 Andes Centrales
Hay numerosas clasificaciones de los Andes. De acuerdo con la mencionada a continuación, los Andes
centrales se extienden desde el volcán Llullaillaco en el norte de Chile en donde las cordilleras orientales y
occidentales se separan hacia el norte encerrando el Altiplano boliviano en el nudo de Vilcanota. En ese lugar
las cordilleras vuelven a aproximarse y se dirigen al sur de Ecuador para separarse nuevamente y abrir espacio
a una serie de cuencas que Alexander von Humboldt bautiza con el nombre de "corredor de los volcanes" hasta
el Nudo de Pato en la frontera colombo-ecuatoriana. A partir de ese Nudo surgen tres cordones que difieren
tanto en su estructura geológica como en su formación. Característico de los Andes centrales son sus ramales
(la Cordillera Oriental y la Occidental) divisibles en su extensión norte a sur en tres secciones: Ecuador, Perú
hasta el Nudo de Vilcanota y Perú-Bolivia.
Aunque es imposible a veces limitar y determinar estructuralmente con exactitud en la morfología, la sucesión
de la estructura interna característica se desplaza de occidente hacia oriente de la manera siguiente:
[1]
Los Andes Centrales incluyen la parte más ancha
(aproximadamente 900 km) de los Andes en su extensión W-O. En
esta región se encuentra la energía del relieve más grande de la
Tierra: en una distancia horizontal relativamente corta, los Andes
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ascienden a 8.000 m partiendo de la cuenca oceánica de Perú y
llegan hasta casi 7.000 msnm en el volcán Ojos del Salado.
También pueden identificarse algunos elementos morfológicos
individuales de los Andes colocados paralelamente en la extensión
N-S y NW-SO.
Cordillera de la Costa
La Cordillera de la Costa forma en algunas áreas acantilados y se
eleva hasta 2.500 msnm. En la Sierra Vicuña se registran las mayores elevaciones calculadas sobre los 3.000
msnm. Esta cordillera proviene de un zócalo precámbrico metamórfico que aflora también en la superficie entre
Mollendo y Arequipa. Los gneises y granulitas de esta región son las rocas más antiguas de los Andes cuya
edad se estima en unos 2 millardos de años. Las series paleozoicas se encuentran sólo en algunas áreas de la
costa chilena. Las series precrámbricas y paleozoicas constituyen el basamento cristalino de la Precordillera, un
zócalo sobre el que yace un paquete de sedimento levemente deformado y marcado con dislocaciones por
doquier. Durante la transición triásico - jurásico ocurre un volcanismo basáltico-andesítico cuyo paquete de
rocas tiene parcialmente un espesor considerable (superior a los 10.000 m). Amplias zonas de la cordillera han
sido afectadas por plutónicas gigantes, aunque las intrusiones del Paleozoico inferior, del Jurásico y del
Cretácico han sido las más importantes. Las batolitas de la costa peruana tienen, p.ej., 1.300 km de largo.
La Alta Cordillera o la Cordillera Occidental
La Cordillera Occidental es el piso más alto de los Andes. Característico de su fisonomía son las cientos de
cumbres, principalmente estratovolcanes que rozan los 7.000 msnm. Su configuración interna no es
homogénea.
El basamento es un zócalo cristalino de tiempos remotos poco perceptible en la actualidad. La cordillera está
cubierta por rocas volcánicas cenozóicas de gran espesor en los 27° de latitud sur con orientación norte. Se
estima que la actividad volcánica principia hace unos 25 millones de años. Cientos de estratovolcanes
conforman las áreas más altas y sobresalientes de esta región. Un área de 200.000 km² ignimbritas cubren el
zócalo de esta cordillera ubicado a 4.000 metros de profundidad. El Ojos del Salado (6.880 msnm) y el
Llullaillaco (6.723 msnm) son los volcanes más elevados del planeta. Las cumbres sudperuanas también
alcanzan grandes alturas, p.ej., Ampato (6.319 msnm) y Coropuna (6.426 msnm).
Puna (Argentina) o Altiplano (Bolivia)
Entre la Cordillera Occidental y la Oriental se encuentra una cuenca de 2.000 km de largo que se extiende
desde el noroeste de Argentina atravesando Bolivia hasta el sur de Perú. La porción de corteza perteneciente al
bloque Puna-Altiplano perdura en forma de graben durante el Cenozoico, era en la cual se elevan los Andes. El
descenso de esta corteza ocurre con relativa rapidez. La cuenca se rellena entonces con espesos sedimentos
del Cretácico superior calculados en unos 14.000 metros. Estos depósitos han permitido comprender el proceso
de sumersión antes mencionado. La orogenia que llevó a todo el bloque a alcanzar alturas oscilantes entre los
3.000 y 4.000 msnm en la actualidad principia en el Pleistoceno y no ha concluido aún. Los salares y lagos de
sal son los elementos más resaltantes en el paisaje de esta región. El Uyuni es el salar más grande de
Sudamérica y el Titicaca es el lago navegable más alto del mundo. El volcanismo ocurrido en el Mioceno
modifica el paisaje del Altiplano del cual surgen altos estratovolcanes como el Sajama (6.520 msnm) y el Queva
(6.130 msnm).
La Cordillera Oriental en el noroeste argentino
La Cordillera Oriental comienza en el Tucumán argentino y forma la Cordillera Oriental y Cordillera Real en
Bolivia y la Cordillera Oriental en Perú. Ésta termina aproximadamente a la altura de Lima.
Los componentes más importantes de esta cordillera son los sedimentos paleozoicos cuyo espesor oscila entre
10.000 y 15.000 metros. Dichos sedimentos pertenecen a una cuenca intramontana localizada entre el Escudo
brasileño y la montaña precámbrica en la costa del Pacífico. Se trata de sedimentos marinos compuestos
principalmente de pelitas y psamitas.
La edad de las rocas difiere aunque todas se hayan formado en el Paleozoico. Ún icamente en Argentina y en el
sur de Bolivia es posible encontrar elementos del Cámbrico. Los sedimentos con mayor espesor son los que se
forman durante el Ordovícico y en el Devónico, sobre todo en Argentina y en Perú. Dos procesos orogénicos
ocurridos en el Paleozoico inciden en los sedimentos y éstos, en consecuencia, sufren un leve metamorfismo y
se pliegan. Materiales del Paleozoico superior (por ejemplo del Carbónico y Pérmico) yacen en la mayoría de
las facies continentales y están colocados de manera discordante sobre el Paleozoico más antiguo. El zócalo
proterozóico aflora en la actualidad únicamente en algunas zonas de Argentina y Perú en forma de pilitas y
mica-esquistos.
Un segundo elemento de la configuración interna son las rocas ígneas de diferentes edades. Las intrusivas y
extrusivas del Paleozoicos son especialmente importantes en Perú, región en donde se producen rocas
magmáticas (granitos e ignimbritas) de 1.000 km de largo durante el paleozoico superior. En el manto
paleozoico de la Cordillera Real de Bolivia intrusionan rocas plutónicas desde el Mesozoico hasta el Terciario.
Procesos erosivos las dejan a la intemperie y hoy en día constituyen las enormes cumbres de los nevados
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Illampu (6.550 msnm) e Illimani (6.439 msnm).
Sobre el zócalo paleozoico de la parte argentina se han formado en algunas áreas estructuras constituidas por
sedimentos rojos continentales del Cretácico superior y del Triásico cuyo espesor se estima en unos 5.000
metros.
La Cordillera Blaca de Perú es considerada como uno de los paraísos para la práctica del montañismo extremo
en Latinoamérica. Esta cordillera está formada por esquistos y psamitas del Carbónico superior y del Cretácico.
Dicha serie ha sido quebrada por la roca ígnea del Macizo Huascarán (6.778 msnm). La cordillera andina de
Perú es una región montañosa enorme y compacta desde el punto de vista morfológico. Una depresión divide la
cordillera claramente en Ecuador. Siguiendo hacia el norte, la cordillera se vuelve a dividir en Colombia
formando tres regiones montañosas independientes.
Norte de Perú
En el centro y en el norte de Perú se hace una diferencia a grosso modo entre la Cordillera Oriental y la
Occidental. La Cordillera Occidental está subdividida en varias series jurásicas y cretácicas compuestas por
rocas volcánicas, volcanoclásticas y sedimentos. Desde el Cretácico medio intrusionan en esa compleja
formación rocosa batolitas de ambientes costeros. Estas plutónicas caracterizan las áreas montañosas. En
comparación con las secciones nortes y sur de los Andes, la Cordillera Occidental sufre un intenso plegamiento
entre el Mesozoico y Terciario. En suma, este cordón montañoso tiene una configuración complicada.
Otra peculiaridad de la Cordillera Oriental: en ella afloran hasta la actualidad esquistos precámbricos y
paleozoico que han sufrido grandes transformaciones durante los procesos orogénicos del Paleozoico y se han
completado con intrusiones. La formación de sedimentos rojos continentales y rocas volcánicas entre el
Cretácico superior y el Plioceno han renovado la Cordillera Oriental.
La zona subandina en el oriente marca el fin de los Andes. Dicha región se compone de tres elementos
distintos, todos formados de rocas mesozoicas y cenozoicas.
Ecuador
Dos cordones montañosos atraviesan Ecuador: la Cordillera Occidental y la Cordillera Oriental. A estas
cordilleras las separa una fosa tectónica tipo graben en donde se encuentra la ciudad de Quito. Entre la costa
del Pacífico y la Cordillera Occidental se halla una extensa llanura litoral y el golfo de Guayaquil. El amplio litoral
está formado por gruesos paquetes de sedimentos ricos en petróleo depositados entre el Cretácico y el
Terciario. La Cordillera Chogón y Colonche es una singularidad tectónica. En comparación con la Cordillera de
los Andes que tiene un rumbo de norte a sur, la Chogón y Colonche se extiende en dirección WNW-ESE y su
mayor elevación no sobrepasa los 700 msnm.
La Cordillera Occidental
está constituida por rocas volcánicas basálticas del Cretácico y de pelitas cuyo espesor alcanza unos 1.000
metros. Dicha serie rocosa ha sido plegada reiteradamente en el Cretácico superior y en el Terciario. Hacia el
oriente se encuentran sedimentos tipo flysch del Cretácico superior cubiertos por materiales del Terciario.
Fuertes movimientos tectónicos han afectado y plegado ambas series.
Durante la orogenia del Terciario se forma también la cuenca tipo graben de Quito. La superficie actual se
encuentra a una altura que oscila entre 2.500 y 3.000 msnm. La fosa tectónica c ontiene espesas capas de
material piroclástico. Entre éstas se hallan también sedimentos de material glacial. En el Terciario principia un
volcanismo de gran intensidad. En el área de la cuenca se forman enormes volcanes como el Chimborazo
(6.310 msnm) o el Cotopaxi (5.897 msnm) cerca de Quito.
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La Cordillera Oriental, una cadena que atraviesa todo Ecuador con sus 650 km de largo, está conformad a casi
exclusivamente de rocas metamórficas muy antiguas. El complejo rocoso contiene gneise con alto grado de
metamorfismo, migmatitas del Precámbrico, paragneises, esquistos verdes y de pelitas de metamorfismo leve.
Las rocas más jóvenes provienen del Paleozoico. En el Jurásico superior y en el Terciario comienzan las
intrusiones individuales de granitos en el borde oriental.
La zona subandina
se desarrolla en una amplia depresión entre el Escudo brasileño y los Andes. Entre el Devónico superior y el
Cuaternario se deposita en esa zona series de sedimentos petrolíferos cuyo espesor sobrepasa los 10.000
metros. Estas series han sido levantadas constantemente por procesos epirogénicos.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
1.3.1.3.6 Andes del Norte
Colombia
La estructura morfológica de los Andes colombianos muestran con mayor claridad la estructura de los Andes del
norte con sus tres sistemas montañosos separados uno del otro. El valle del río Cauca separa la Cordillera
Occidental de la Central. Y el amplio valle del río Magdalena separa la central de la Cordillera Oriental. Estas
tres cordilleras son totalmente diferentes desde el punto de vista de su formación y estructura.
Especialmente notable son las áreas de subsistencia, unas zonas con gran tendencia al hundimiento, por
ejemplo las que se encuentran entre el cordón montañoso colombo-venezolano.
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Entre el Pacífico y la Cordillera Occidental se encuentra el litoral , un área cubierta de colinas constituidas por
sedimentos de la edad terciaria. La sierra de Baudó originada por una extrusión volcánica en el mesozoico, es
la región más elevada del litoral (1.810 m). Al oriente hay lutitas y esquistos silíceos poco metamorfisados
cubiertos por un manto espeso de capas volcánicas de basalto. Dicho complejo forma la Cordillera Oriental.
Esa estructura se interpreta hoy en día como resto de una parte de la corteza oceánica con volcanismo de
arcos insulares que ha sido agregada a la corteza continental sudamericana en el Terciario. Durante ese
período las tonalitas intrusionan en las volcánicas jurásica-cretácicas.
La Cordillera Central
está formada principalmente por rocas del Precámbrico y del Paleozoico inferior. Las rocas más típicas de esta
cordillera son las metamórficas[1]
de transformación leve como las pilitas, cuarzos y conglomerados metamorfisados. La pronunciada foliación y el
agudo plegamiento son las características más resaltantes de estas rocas. Las rocas volcánicas están cubiertas
de manera discordante por sedimentos continentales del Devónico y del Carbónico superior y por material
marino del Carbónico superior y del Pérmico. En el borde oriental se localiza un mezcla compuesta por
ignimbritas[2]
permotriásicas y por conglomerados del Cretácico, grauvacas, piroclásticas y areniscas calcáreas. Si bien la
Cordillera Oriental y la Occidental alcanzan alturas considerables, no obstante el levantamiento de la Cordillera
Central ocurre con mayor violencia y dura hasta el Cretácico. La Cordillera Central es además la única región de
Colombia afectada por actividades volcánicas jóvenes que comienzan ya en el Mioceno. Volcanes muy jóvenes
constituyen las cumbres más elevadas. El Nevado de Tolima (5.215 msnm), el Nevado de Huila (5.439 msnm) y
el Nevado de Ruíz (5.400 msnm) son los volcanes más altos de esta cordillera y la erupción de este último en
1985 tuvo consecuencias desastrosas.
La Cordillera Oriental tiene una estructura compleja. Las tres áreas del zócalo pretriásico se localizan (de sur a
norte) cerca de Garzón, en la zona de Quetamé y cerca de Santander. La constitu ción de ese cuerpo es en sí
igualmente muy heterogéneo. Las rocas se componen de gneis de elevado metamorfismo y de granulitas.
Sobre el basamento antiguo yace de manera discordante una serie cretácica marina en un área bastante
amplia. Estas series alcanzan en algunas zonas un espesor de 11.000 m. A diferencia del zócalo subyacente
que ha sido afectado por fuertes procesos tectónicos, en el Cretácico se observan sólo estructuras levemente
plegadas (lo que es poco común), además dicho enorme paquete de sedimento no ha experimentado a
posteriori procesos orogénicos.
Notable es la estructura tectónica de la Cordillera Oriental. La región septentrional está muy subdividida
tectónicamente; hacia el sur dominan grandes abombamientos. Estas estructuras influyen también en el
aspecto de las unidades de cobertura sedimentarias. Se trata, en general, de un enorme bloque levantado por
procesos orogénicos entre las áreas bajas del río Magdalena en el occidente y los llanos en el oriente. Fallas
individuales en el zócalo presentan una diferencia de altura de 10.000 metros.
La tectónica reciente juega también un papel relevante en el basamento norte de Colombia. La Sierra Nevada
de Santa Marta y la península de la Guajira de bastante menos altitud se encuentran separadas del resto de
los Andes por cuencas. La Sierra Nevada de Santa Marta es un bloque limitado por doquier por estructuras
tectónicas. Realmente imponente es el Cristobal Colón, una montaña ubicada muy cerca del mar Caribe y
cuyos 5.776 metros de altura lo convierten en el más alto de la Sierra Nevada de Santa Marta.
La Sierra Nevada se caracteriza al igual que las otras montañas al norte de Colombia por su compleja
estructura interna. Frente al zócalo elevado en forma de bloque se hallan las partes de la corteza hundidas,
unas cuencas rellenas de espesos paquetes sedimentarios.
La estructura interna está compuesta por gneises precámbricos altamente metamorfisados, granulitas y
amfibolitas. Prosiguen sedimentos rojos permotriásicos e ignimbritas. Entre 190 y 50 millones de años atrás
intrusionan amplios plutones graníticos.
Una de las zonas de fallas más importantes de los Andes es la de Oca, un sistema que sigue una orientación
W-E detectables inclusive en la Cordillera de Mérida al occidente de Venezuela. La falla de Oca limita con la
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Sierra Nevada hacia el norte y este. Los movimientos verticales de varios miles de metros han sido muy
efectivos —por ejemplo en el Terciario inferior— y se consideran como las tendencias verticales más intensas
de los Andes. Las derivas del Eoceno producen un desplazamiento horizontal de 15 a 20 kilómetros. Estas y
otras dislocaciones tectónicas de la Sierra Nevada se producen por la interacción entre la placa del Caribe y la
de Sudamérica.
Venezuela
La Cordillera de Mérida es una prolongación de la Cordillera Oriental de Colombia. Su cima más elevada es el
pico Bolívar (5.007 msnm) ubicado al sureste de la ciudad de Mérida. La Cordillera de Mérida y la Sierra de
Perijá —una prolongación de la Cordillera Oriental cuyo pico más alto es el Taetria (3.750 msnm)— enmarcan el
Golfo de Maracaibo separándolo de las llanuras del Orinoco. Ambos sistemas están compuestos por series de
rocas metamóficas del Precámbrico y del Paleozoico inferior. Posteriormente se suman sedimentos marinos de
gran espesor depositados entre el Ordovícico y el Devónico. También se encuentran secuencias de facies de
tipo flisch. En el Paleozoico inferior ocurren sedimentaciones de materiales marinos y continentales. El material
triásico y jurásico que se encuentra parcialmente es sobre todo de tipo fluvial. Durante el Cretácico se desarrolla
una importante transgresión marina. Series marino-terrestres poco gruesas del Terciario se superponen en el
Cretácico. La parte superior la constituyen sedimentos molásicos del Mioceno.
Los eventos magmáticos datan del Paleozoico, una era durante la cual intrusionan reiteradamente cuerpos de
granito. También las actividades volcánicas se limitan al Paleozoico. En este contexto, los Andes venezolanos
se diferencian claramente de las demás áreas de la Cordillera Andina pues desde el Triásico no se han
registrado eventos magmáticos en esa región. Algo que marca esta área durante ese período ha sido las
roturas por fallas tectónicas, los movimientos de bloques y la formación de cuencas tipo graben, eventos que
duran hasta la formación final de los Andes merced a la fuerte orogenia ocurrida en las postrimerías del Eoceno.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.2
[2] ver capitulo 1.2.2.1
1.3.1.3.7 Cordillera de la costa caribeña
La peculiaridad de la Cordillera Caribe no es tanto su altura —las cimas más elevadas se alzan a unos 2.800
msnm frente a Caracas en El Ávila, un parque nacional ubicado en el área centro-norte de Venezuela— sino su
estructura geomorfológica. Predominan las rocas metamórficas con un alto grado de alteración cuyo origen se
remonta al Cretácico y al Mesozoico inferior . Deformaciones tectónicas con estructuras de mantos rocosos y
series tipo flysch desempeñan un papel importante. La interacción entre la placa sudamericana y la caribeña es
responsable de la orogenia ocurrida en esa región. En las investigaciones más recientes se han encontrado
extensos cuerpos básicos y ultrabásicos en asociación con sedimentos de aguas abisales. Se presume que las
zonas de la corteza oceánica participan en la composición de la Cordillera Caribe. En áreas tectónicas
particulares se encuentran incluso numerosas subcortezas y rocas de manto lo que indica que ahí hubo
procesos de subducción intensos entre una corteza continental y una oceánica.
Toda la orogenia podría dividirse en cuatro partes:
La Cordillera de la Costa o Caribe
está compuesta por rocas metamórficas del zócalo premesozóico muy transformadas, por rocas del
Jurásico y del Cretácico en las que están intercaladas de manera concordante eclogitas, amfibolitas y
serpentinitas. En esa serie intrusionan granitos y granodioritas cuya edad oscila entre 70 y 80 millones de
años. Esta cordillera está limitada hacia el sur por marcadas dislocaciones tectónicas.
Más al sur se encuentra Caucagua - El Tinaco, un área constituida por rocas volcánicas y sedimentarias
del Cretácico con un bajo grado de metamorfismo. Aquí se halla El Tinaco, un complejo de rocas
plutónicas del Paleozoico. En esa serie yacen intercaladas rocas metamórficas aloctónas del Cretácico y
del Terciario inferior.
La estrecha área de Paracoto
al occidente está constituida por calcitas, conglomerados y por rocas volcánicas intercaladas en un
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complejo filítico. En las fallas límites afloran serpentinitas y cuerpos de gabro.
La cordillera abarca hacia el sur el bloque alóctono de Villa de Cura. El área se compone de metabasaltos
y de tufitas volcánicas. También se encuentran filitas como eclogitas y esquisto clorítico.
La parte superior está conformada por secuencias tipo flysch que se remontan al Terciario inferior en la zona del
piedemonte. Procesos tectónicos han deformado considerablemente estas series y las han desplazado a los
sedimentos continentales de los Llanos.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.2
1.3.1.4 Los yacimientos en Sudamérica
Sudamérica es rica en yacimientos de los más variados tipos. En el espacio extra-andino, por ejemplo, en las
amplias secuencias rocosas del Precámbrico se encuentran abundantes mantos minerales. Digno de mención
son los yacimientos de petróleo y carbón que se encuentran en determinadas zonas de la costa atlántica de
Brasil o en las llanuras de Venezuela y de Argentina. Tres países sudamericanos se encuentran dentro de las
20 principales naciones productoras de petroleo: Venezuela (6ta.), Brasil (18va.) y Argentina.
Existen yacimientos primarios y yacimientos secundarios.
Los yacimientos primarios se encuentran en el lugar de origen, mientras que los secundarios son por lo general
sedimentarios.
1.3.1.4.1 Yacimientos en zonas extra-andinas
Los yacimientos más importantes del espacio extra-andino contienen hierro, manganeso, así como otros
metales nobles, minerales, yacimientos residuales de meteorización variados y petróleo. Los minerales están
ligados, cuando se trata de yacimientos primarios, a los antiguos núcleos arcaicos del continente. Los
yacimientos de hierro y manganeso de Brasil son unos de los más grandes del mundo.
Un sinnúmero de minerales y metales nobles importantes se originaron en las fases pegmatítica-neumatolíticas
e hidrotérmica durante la orogenia brasiliana[1] de las zonas de los escudos.
En los Estados Paraiba y Río Grande del Norte (noreste de Brasil) se explotaron importantes yacimientos de
wolfram y zinc en rocas del Precámbrico superior. En la región del Escudo guayanés y en varias zonas de Brasil
existen placeres auríferos desarrollados de yacimientos hidrotermales meteorizados cuyo material ha sido
transportado por los ríos. Los yacimientos auríferos primarios se encuentran en filones de cuarzo hidrotermales
o en conglomerados metamorfisados. En el noreste de Brasil existe gran cantidad de filones de pegmatitas. Los
filones de cuarzo y pegmatitas erosionan con frecuencia y producen además de cuarzo, microlina y mica y otras
piedras preciosas, como turmalina, topacio, aguamarina, etc. Un enriquecimiento secundario ocurre a lo largo
de los ríos por medio de la meteorización. Esos tipos de yacimientos se denominan placeres. Brasil está a la
cabeza de los países productores de cristal de roca y de cuarzo para fines electrónicos y ópticos. !Los cuarzos
se encuentran en filones cuyas dimensiones llegan a los 1.200 km de longitud y entre 100 y 200 km de anchura!
En el Cratón de Guaporé (Brasil oriental) y en el Escudo guayanés yacen sobre todo diamantes industriales en
varios placeres fluviales.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.3.1.1
1.3.1.4.1.1 Hierro
Durante el período comprendido entre 2.800 a 1.600 millones de años surgieron formaciones de hierro y cuarzo
en todos los cratones de la Tierra. La materia prima utilizable en la producción de acero en la actualidad
proviene de ese tipo de yacimiento. Mundialmente se suele emplear el topónimo itabirita para referirse a esa
serie. Este término proviene del cerro Itabirita, una región rica en hierro perteneciente al Estado Minas Gerais
en el sudeste de Brasil.
Primero se formó una cuenca tectónica de un escudo arcaico muy antiguo que se fue rellenando con
sedimentos químicos de aguas pocas profundas en capas rítmicas. Por largo tiempo se discutió el por qué de la
concentración de hierro de esa manera. El hierro y el ácido silícico fueron transportados en gran parte por
procesos de erosión y meteorización hacia las cuencas. Se estima también que las actividades volcánicas
jugaron un rol significativo. Una vez depositado el material, los sedimentos ricos en hierro se solidificaron y se
alteraron por metamorfismos. La recristalización y la fundición parcial (metasomatosis) produjeron un
enriquecimimiento de hierro y un transporte de ácido silícico.
Las itabiritas contienen normalmente entre un 30 y un 50 % de hierro y muestran una foliación fina como señal
de la biorrítmica estacional de las bacterias. Los procesos de erosión tropicales y los metamorfismos han
contribuido a enriquecer los sedimentos con hierro formándose paquetes rocosos con un 63 % de hierro.
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Las reservas de itabiritas más grandes de Sudamérica yacen en:
ElCuadrilátero ferrífero
de Minas Gerais: este es un yacimiento ferruginoso que ha sido estudiado desde el comienzo del siglo
veinte. El cuadrilátero ferrífero es la concentración de hierro más grande de la Tierra compuesta por unos
80 yacimientos cuyas reservas se estiman en unos 10 millardos de toneladas de hierro de alta calidad. En
el medio de las series de gran espesor de remotos tiempos precámbricos descuella el pico de Itabira de
1.586 metros en el paisaje del cuadrilátero ferrífero como emblema de esta región.
La Sierra de Carajás: apenas en 1967 se descubren enormes concentraciones de itabiritas en el Escudo
brasileño entre el río Xingú y el río Araguaia. Hasta hace pocos años el acceso hacia esa región sólo era
posible mediante el empleo de botes y aeronaves pequeñas. Piensan que este terr itorio de 120.000 km²
es el más rico en hierro de Brasil. Además de hierro hay manganeso, níquel, zinc, bauxita y oro. No pasa
mucho tiempo cuando hacia 1980 invaden la zona unos 20.000 "garimpeiros" con la fiebre del oro. Se
estima que en esa área yace una reserva de hierro de 19 millardos de toneladas con una concentración
(en la roca) de un 69 % aprox.
LaSierra de Imataca
/Venezuela: esta sierra se encuentra en el borde norte del Cratón de Guayana al sur del río Orinoco muy
cerca de su desembocadura en el oceano Atlántico. Esta sierra se extiende en dirección NNE-SSW. Este
territorio explotado desde 1946 abarca una superficie de 90.000 km² con yacimientos estimados en 4
millardos de toneladas de hierro por lo cual es la tercera reserva más importante de Sudamérica. Esta
región es también conocida porque en ella se encuentran las rocas más antiguas de Sudamérica cuya
edad se calcula en 3,6 millardos de años. Originariamente las capas de hierro contenían entre un 40 y un
60% de magnetitas y el resto de cuarzo. Sólo la erosión laterítica hizo posible el enriquecimiento de un
cuerpo con un 69 % de hierro en una zona antigua erosionada hasta unos 800 metr os.
Otras reservas han sido descubiertas en la intrincada selva primaria de Guayana Francesa cuyas mesetas
erosionadas hasta 40 m de profundidad contienen cuerpos de hierro secundarios.
1.3.1.4.1.2 Manganeso
Sólo en Brasil se estiman reservas de manganeso de unos 100 millones de toneladas. Los yacimientos más
importantes están ubicados en la Sierra del Navio (Amapá) al norte de la desembocadura del río Amazonas en
el Estado brasileño de Minas Gerais.
La Sierra del Navio constituye la terminación oriental de un cinturón de manganeso arqueado que comienza en
la Sierra de Imataca,Venezuela. Primariamente se depositan como carbonatos u óxidos ligados. En el caso de
erosión laterítica en los climas cambiantes de los trópicos, el manganeso se diluye y se precipita como óxido.
Procesos similares son el origen de los ricos yacimientos en manganeso de Guyana y Surinam. La masa
explotable del cuerpo de mineral de hierro se estima en unos 25 millones de tonelada con un contenido de
manganeso sobre el 40 %.
Las series portadoras de manganeso localizadas cerca de Lafaiete (al norte de Belo Horizonte) se formaron en
sineclisas complejas sobre el basamento arcaico. Magnaneso, carbonatos y óxido de manganeso suelen
intercalarse entre amfibolitas y metamórficas. Después de la meteorización y transporte los silicatos y
carbonatos de manganeso iniciales se transformaron en cuerpos de mineral de hierro oxídicos de los raros
minerales con criptomelanos y pirolusitas.
Otra reserva de manganeso se encuentra en un entorno completamente diferente, a saber, en Corumbá
lindando con Bolivia. Sobre todo la edad de las rocas del yacimiento se diferencia claramente de las otras. Se
estima que en zonas extremadamente apartadas y difíciles de acceder existen unos 100 millones de toneladas
de material con un 52 % de manganeso, así como de unos 100 millones de tonelada s de hierro. Los minerales
yacen en Urucum, un complejo compuesto de conglomerados de cientos de metros de espesor formado en el
Proterozoico superior hace unos 600 millones de años. El aporte secundario con material meteorizado explica la
procedencia del hierro y manganeso.
1.3.1.4.1.3 Yacimientos eluviales
Las reservas de bauxitas localizadas en la vertiente noreste del Escudo guayanés entre el delta del Orinoco y el
Estado brasileño de Ampá tienen una gran importancia a escala mundial. Las áreas de explotación más
importantes se encuentran en Guyana, Surinam y en Ampá. Las bauxitas están compuestas por óxidos
hidratados de aluminio. Su formación está asociada a condiciones climáticas y morfológicas determinadas: un
paisaje de meseta en clima húmedo-cálido a seco-cálido. Las rocas de partida pueden ser series ricas en
alumino y pobres en hierro con minerales pocos resistentes a la meteorización. En largos procesos de
meteorización laterítica ocurre una disolución de silicatos y separación de ácido silícico lo que causa un
enriquecimiento de óxido de aluminio. La bauxita se encuentra en sedimentos jóvenes ricos en caolín (bauxita
de Tierra baja), en series precámbricas descompuestas o en una capa de material rica en caolín, resultante de
la meteorización laterítica de los antiguos escudos (bauxita de altiplanos).
1.3.1.4.1.4 Petróleo
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En los países andinos se han dado mejores condiciones para la formación de petróleo que en el territorio
brasileño. En las zonas próximas a los Andes se encuentran valiosos yacimientos de petróleo.
Las cuantiosas reservas de petróleo de la cuenca del Lago de Maracaibo y de la faja del Orinoco son de
importancia mundial[1]. Las reservas petrolíferas de la cuenca del río Orinoco se estiman en unos 40
millardos de toneladas de petróleo convencional y de unos 179 millardos de petróleo pesado. En este contexto,
Venezuela cuenta con las mayores reservas de Sudamérica.
En las vastas llanuras ubicadas en la vertiente oriental de los Andes se localizan también grandes reservas que
le permiten a varios países andinos cubrir su demanda nacional de petróleo. Otros de los yacimientos dignos de
mencionar están en la cuenca cretácica-terciaria la costa atlántica de Brasil y Argentina.
Entre los yacimientos promisorios de petróleo figuran los de la región del Estrecho de Magallanes explotados a
partir de 1945 en tierra firme y desplazados en la actualidad por la producción offshore.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
1.3.1.4.2 Yacimientos en los Andes
La riqueza en recursos del subsuelo motivó la explotación de los países andinos hace más de 2.000 años, y es
un elemento que ha influido (y continúa influyendo) en el quehacer económico y político de esas naciones.
Antes de la colonización española las civilizaciones de varios de los países andinos explotaba el oro y lo
convertían en bellas obras de arte. La busqueda de metales nobles era el principal motivo de los
conquistadores y los yacimientos de Colombia, Perú y Bolivia eran sus objetivos. La gran riqueza en minerales
identificada para ese entonces en el Cerro Rico desencadenó un movimiento migratorio enorme que transformó
a Potosí en la ciudad más grande de Sudamérica.
Aunque aún se continúa extrayendo oro y plata, la explotación de otros minerales ha tomado mayor importancia
en la actualidad. Los minerales más significativos son cobre, zinc, plomo y estaño, entre otros productos. La
dependencia financiera de la comercialización de minerales sigue siendo todavía muy fuerte en muchas de las
naciones andinas. Por ejemplo, la economía chilena, peruana y boliviana depende notablemente de la
exportación minera y se estima que estos productos representan entre el 50 y 70 % de los ingresos por
exportación. La modernización, el adelanto tecnológico, el dumping y la caída de los precios de algunas de
estas materias primas en los mercados internacionales son determinantes del desarrollo económico de muchos
países. Con el objeto de hacerle frente a esas variables de riesgo se han const ituido carteles de materia prima
siguiendo el ejemplo de la OPEP, pero sin que se haya tenido éxito alguno.
1.3.1.4.2.1 Yacimientos minerales
En comparación con los yacimientos de los Escudos antiguos, los del área andina son muy jóvenes en lo que
respecta a su formación y están asociados por lo general con los cuerpos de rocas magmáticas del Mesozoico y
del Cenozoico. Muchas de las minas están a gran altura. En lo que concierne a la investigación científica, ésta
marcha precariamente detrás de la extracción y la explotación minera en la región andina. Apenas en los
últimos años han comenzado a elaborarse sistemáticamente mapas geológicos sobre las áreas mineras.
Anteriormente se abrían de manera más o menos incontrolada socavones en las montañas, lo que a la postre le
costó la vida a miles de miles de obreros: "El Cerro Rico está tan agujereado como un queso suizo", comenta
un minero de una explotación de cobre.
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1.3.1.4.2.1.1 Cobre
Más del 30 % de las reservas de cobre del mundo se halla en los Andes concentradas en un tipo de yacimiento
conocido como cinturón de cobre circumpacífico. Las soluciones de cobre y molibdeno se han introducido en
varias zonas agrietadas de las rocas y formado una red de grietas más finas. De ahí que se hable de "minerales
de impregnación". El cobre yace en grandes cantidades, pero sólo en pequeña con centración dentro de la roca.
Los yacimientos se localizan cerca de la superficie y se explotan principalmente en las regiones desérticas de
Chile y Perú a cielo abierto. En ambos países se extrae cobre también de manera subterránea.
La provincia andina rica en cobre está asociada genéticamente al
magmatismo cenozoico. Los estudios radiométricos han permitido
ubicar los procesos de mineralización en el Terciario. Se parte de
la base de que el cobre y el molibdeno han surgido de la corteza
oceánica fundida en la zona de subducción de la placa del
Pacífico. Junto con el clima desértico reinante en esta región,
tienen lugar numerosos compuestos cúpricos fácilmente solubles
debidos a la oxidación. El yacimiento de Chuquicamata es famoso
entre los minerólogos por sus diversos compuestos de cobre. Las
mayores reservas de cobre se hallan en El Teniente, en
Chuquicamata, en La Escondida y Salvador, complejos mineros
ubicados en territorio chileno. En el sur de Perú se encuentran
también importantes yacimientos de este mineral. En los últimos
años se ha comenzado a explotar nuevas minas. Quebrada Blanca al norte de Chile y Cerro Verde cerca de
Arequipa al sur de Perú son ejemplos de minas jóvenes de gran tamaño.
1.3.1.4.2.1.2 Estaño
La concentración de estaño más grande y rica del mundo se desarrolló en la Cordillera Real al oriente del
Altiplano boliviano. Se trata de la provincia de antimonio-estaño-wolfram de Bolivia. Los yacimientos se
extienden en una línea estrecha de unos 900 kilómetros a través de este país. El estaño es considerado como
el producto minero más importante para la economía boliviana. La extracción se realiza por lo general a cielo
abierto y se explota además bismuto, wolfram, plata, plomo, antimonio y zinc como productos secundarios. Los
yacimientos se formaron durante procesos magmáticos complejos, cuando intrusionaron plutones en las
gruesas series de sedimentos paleozoicas de la Cordillera Real y en su estribación sur. Dicho evento ocurrió en
dos fases, una durante el Triásico superior y la otra en el Terciario (29 - 19 millones de años). Esos eventos
provocaron la formación de filones de mineral de estaño y wolfram. La riqueza del Cerro Rico in Potosí[1],
explotada ya en los tiempos de la colonia, se originó también en ese ciclo de formación. El Cerro Rico era para
entonces la mina de plata más grande del mundo. La riqueza en minerales se extiende hasta el norte de
Argentina, pero la mineralización de estaño ocurrió sobre todo en Bolivia.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.3.1.4.2.1.1
1.3.1.4.2.1.3 Yacimientos polimetálicos
Los yacimientos polimetálicos no están dispuestos tan uniformemente como los de cobre y zinc. El norte de
Argentina es conocido por los depósitos de polimetales, unos yacimientos que se extienden desde esa región
hasta el norte de los Andes. De ellos se extraen principalmente mezclas de plomo, zinc, cobre y plata. La
mayoría de los lugares de hallazgo son de edad terciaria. Se trata de áreas que han experimentado un intenso
volcanismo extrusivo e intrusivo, proceso que condujo finalmente hacia una mineralización.
En el noreste de Lima se halla el Cerro de Pasco, una montaña donde se encuentra la mina de plomo, estaño,
cobre y plata más grande de los Andes y una de las concentraciones de polimetales más grandes de la Tierra.
Se estima que los minerales se formaron hace unos 14 a 15 millones de años.
1.3.1.4.2.1.4 Oro
Es poco lo que ha quedado de la fiebre del oro de los tiempos de la colonia. Aunque en los países andinos aún
se busca oro, sólo dos áreas son económicamente significativas. En colombia estas son la Cordillera Central y
Occidental y la zona costera del Pacífico. La otra área la conforma el norte de Bolivia y el sur de Perú. Un 30 %
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del oro proviene de yacimientos primarios y un 70 % de yacimientos fluviales o placeres auríferos.
Los yacimientos auríferos primarios están asociados a filones de cuarzo en batolitas. En Colombia estas son las
batolitas de Antioquía e Ibagué. El oro de la Cordillera Central se extrae en el norte, en el río Caura y en sus
afluentes. Los placeres auríferos más importantes en el occidente son los localizados en la cuenca del Atrato y
en el río San Juan.
Los yacimientos de oro de Bolivia y Perú de mayor extracción son los que están ubicados al noreste de La Paz.
También se encuentran parcialmente placeres auríferos en los tributarios del río Beni cerca de Teoponte y
Tipuani.
1.3.1.4.2.2 Salitre y Guano
En el desierto al norte de Chile se concentra una cantidad única de nitrato. Los campos de salitre se hallan en
las cuencas carentes de drenaje entre la Alta Cordillera y la Cordillera de la costa. El área explotable mide 700
km de largo y 100 km de ancho. Por varias décadas no se conocía con claridad las causas que dieron origen a
estas zonas. Hoy en día se sabe que su desarrollo se ha debido a una ascensión capilar de las aguas y a las
formaciones de costras durante el Cuaternario[1]. El clima árido extremo y la carencia de vegetación han
contribuido a que el nitrato no se altere. Además, los campos eléctricos en el aire no impidieron la formación de
una costra sólida de sal. Se acepta que las gigantescas áreas volcánicas de la Alta Cordillera han tenido que
ver también con la génesis de los salares. Estas zonas aportaron la mayor parte de la sal que ahí yace. Las
cenizas volcánicas y las aguas termales llegaban directamente a las cuencas. La concentración de nitrato de
sodio o salitre (llamado también caliche) oscila entre el 7 y 15 %. Además de nitrato, en esta región hay ricas
reservas de boratos, yodatos y cromatos.
En las zonas áridas entre el sur de Perú y el noroeste de Bolivia se formaron enormes salares durante el
Terciario superior. Estas formaciones comienzan a ser investigadas de manera sistémica hace poco tiempo. La
extracción de borato, yodo y sobre todo de sal de roca en esa región se realiza desde varios años. Importante
para la economía chilena es la extracción de litio. El yacimiento de este alcalino más grande del mundo se
encuentra en el Salar de Atacama. Este metal se emplea también para producir baterias y pilas, de ahí su
incalculable valor para Chile.
El guano, un abono orgánico de estíercol de ave, es una materia prima del desierto casi olvidada. Antes de que
surgiera la fertilización artificial, este producto tenía una fuerte demanda en los mercados por su alto contenido
de nitrógeno orgánico. En los últimos años el guano ha recobrado importancia mediante el fomento de la
agricultura ecológica. Sólo el clima desértico posibilita el enriquecimiento del suelo con guano, pues a falta de
precipitaciones el excremento de las aves permance inalterado. La enorme cantidad de aves se debe a que en
las aguas del Pacífico existen óptimas condiciones para el desarrollo de cardúmenes. Por ejemplo, el litoral, las
penínsulas y las islas adyacentes a los oásis de neblina del desierto de Atacama son muy ricos en peces que
ofrecen a la aves gran cantidad de alimento . Además, en esa región reinan cond iciones climáticas
desventajosas para los humanos, lo que reduce las acciones antrópicas en ellas creando ambientes seguros
para la reproducción de la avifauna. Desde el Pleistoceno se han formado en varias islas capas de estíercol de
aves cuyo espesor sobrepasa los 50 metros. Su contenido medio de P205 oscila entre 12 y 20 %. Las áreas
previas a las costas y las terrazas marinas son por lo general donde yacen los campos más ricos en guano. Se
trata de zonas que permanecieron protegidas de los efectos de la erosión por medio del material joven que se
depositó sobre ellas.
referencias en este capitulo:
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[1] ver capitulo 1.1.1
1.3.1.4.2.3 Petróleo y carbón
Las cuencas petrolíferas preandinas han sido vagamente investigadas por eso es difícil estimar sus reservas.
En las cuencas de los ríos tributarios del Amazonas de Colombia, Ecuador, Perú y Bolivia se estiman unas
reservas aproximadas de petróleo de 2 millardos de toneladas.
La cuenca del río Magdalena ubicada entre la cordillera central y oriental es conocida por su importancia
petrolífera. Otros yacimientos importantes de Colombia están en el noreste del país, en la frontera con
Venezuela y en la provincia de Putumayo en el sur. Otras de las áreas de Colombia que probablemente tengan
reservas petrolíferas son la cuenca de Atrato y la península de la Guajira.
Desde 1970 se investigan las grandes reservas de hidrocarburos en el espacio precordillerano de la región
subandina mientras que en Ecuador y Perú los estudios se han concentrado primeramente a pequeñas áreas
de potencial petrolífero. Los campos de explotación de estos yacimientos se localizan a lo largo y sobre todo al
norte del río Napo. Las cuencas peruanas del río Marañón y del Ucayali cuentan con grandes reservas de
petróleo. Y la mayor producción petrolera de Bolivia está localizada al sur de Santa Cruz y Bermejo, una región
que es también rica en gas natural.
En Argentina existen varias zonas con amplias reservas de petróleo y gas natural. Las reservas ubicadas cerca
de Commodoro Rivadavia han sido explotadas desde hace tiempo y constituyen entre el 18 y 19 % de la
producción petrolera de Argentina. Las amplias cuencas de la provincia Mendoza y Neuquén producen el 45 %
de petróleo y el 35 % de gas natural del país.
Todos los países andinos están en capacidad de satisfacer la demanda interna de hidrocarburos con su
explotación nacional salvo Chile que sólo cubre entre el 30 y 40 %. Países como Ecuador y Venezuela pueden
exportar incluso excedentes.
Las reservas más grandes de carbón yacen en los sedimentos jóvenes de Colombia. Además de los pequeños
yacimientos del Cretácico superior y del Terciario en la cordillera central y oriental se explotan 40 vetas (filones)
cuyo espesor oscila entre 3 y 10 metros a cielo abierto desde 1984 en la península de La Guajira. El carbón es
unos de los productos de exportación más importantes de Colombia y se estiman grandes reservas de este
combustible fósil.
En Argentina, Perú y Chile hubo o hay todavía sólo pequeñas minas de carbón.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.3.1.3
1.3.2 Constitución geológica de Centroamérica
[1]
Centroamérica se compone de una parte de tierra
firme y de tres grandes grupos de islas. El espacio
centroamericano comprende el área entre
Tehuantepec en México hasta el istmo de Darién en
la frontera panameña-colombiana. La parte marina o
caribeña de Centroamérica está compuesta por las
Grandes y Pequeñas Antillas con las islas de
Sotavento y Barlovento, las Bahamas y las islas
Turcas y Caicos. Gran parte del paisaje costero está
rodeado por arrecifes coralinos[2]. Esta es la
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región del Caribe que tiene la mayor extensión de
arrecifes.
Los responsables de la configuración geológica de Centroamérica han sido los procesos tectónicos complejos
que tuvieron lugar en esa región geográfica. En la formación de ese espacio relativamente estrecho han
participado varias placas litosféricas pequeñas. Unas de las principales rocas de Centroamérica son las
sedimentarias[3]. Otros de los factores dominantes de esa región son los volcanes y terremotos.[4]
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
[2] ver capitulo 5.4.1.7
[3] ver capitulo 1.2.1
[4] ver capitulo 1.2.1
1.3.2.1 La tierra firme de Centroamérica
[1]
Desde un punto de vista geológico, Centroamérica comienza al sur
de la cuenca del río Balsas en México y llega hasta el río Atrato.
Algo que resalta de la geografía centroamericana son las pequeñas
cadenas de montañas de diferente orientación que dividen a este
subcontinente en varios espacios geográficos. La clasificación
topográfica de Centroamérica corresponde en gran parte a su
constitución geológica. La región de Centroamérica más
septentrional descansa sobre un núcleo cristalino de edad
paleozoica[2] o prepaleozoica. Los sistemas plegados de los
sedimentos del Paleozoico superior y del Mesozoico son también
un factor dominante de su geología. En cambio, en la zona más
meridional de este subcontinente se encuentran principalmente
depósitos del Cretácico.[3] A éstos se le añaden sedimentos del Terciario acompañados de volcanismo.[4] Es
en el Terciario superior cuando ocurre una fase orogénica. El eslabón de ambas unidades espaciales lo
constituye el área volcánica que influye a las dos secciones y que deshace los límites entre éstas y los forma
nuevamente. La actividad volcánica coincide con intensos fracturamientos de unos eventos de tectónicas de
placa jóvenes. Dichos fracturamientos se perciben desde Guatemala hasta Panamá.
Desde el punto de vista espacial, Centroamérica se clasifica (según Weyl, 1966[5]) de la manera siguiente:
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo
[2] ver capitulo 1.1.1
[3] ver capitulo 1.1.1
[4] ver capitulo 1.2.1.3
[5] ver capitulo 1.4
1.3.2.1.1 La península de Yucatán
Desde el punto de vista político, la mayor parte de la península de Yucatán pertenece a México. El interior de la
península es una meseta calcárea levemente inclinada hacia el norte y el oeste cuyas faldas orientales
descienden al mar como mesetas fragmentadas. La meseta plana está cubierta en el norte por carst al
descubierto; la vegetación aumenta hacia el sur y aparecen formas cenotes[1], del maya "dzonot", unos pozos
venerados porque atesoran agua no tocada por la luz. La Sierra de Ticul, probab lemente un piso estratificado o
fragmentado, marca la región de Puuc, una zona tropical de cimas cársticas llanas. En el departamento del
Petén, Guatemala, ubicado en el extremo meridional de la península, el paisaje de colinas llanas de carst se
convierte en uno de relieves cónicos (cockpit karst) típico de los ambientes tropicales que culmina en los
Montes Maya.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 2.2.2.1.4
1.3.2.1.2 La zona montañosa al norte de Centroamérica
La región norte del departamento guatemalteco El Petén pertence todavía al tipo de paisaje de llanuras de la
península de Yucatán. La sección sur es más montañosa y pertenece a las montañas calcáreas del Cretácico
del centro de Guatemala, una región caracterizada por las maravillosas colinas cársticas.[1] La serie de
colinas cársticas que forma un enorme semicírculo se extiende a lo largo del norte del país entre la llanura y la
cadena montañosa constituida por rocas del Paleozoico y ubicadas al sur. La colina cárstica más impresionante
se encuentra en Alta Verapaz. En la zona montañosa fluyen los ríos Lacantún, Ch ixoy y La Pasión, unos
afluentes que confluyen en el río Usumacinta.
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La Sierra de Cuchumacantes es una de las unidades del paisaje más llamativa al noroeste de Guatemala. Esta
sierra, limitada por sistemas de fallas, alcanza su mayor elevación a los 3.786 msnm lo que la convierte en las
montañas más altas de Centroamérica. Su constitución geológica ofrece una gama amplia de rocas: calizas
cretácicas, areniscas, lutitas y margas, como también afloramientos del basamento paleozoico en algunos
lugares.
Las montañas mayas comienzan en las llanuras ubicadas en el oriente y se extienden hasta muy cerca de la
costa de Belice. Este complejo representa la sección norte del paisaje montañoso de Centroamérica constituido
por rocas de edad paleozoica. El macizo de 1.122 metros de altura es un bloque de falla sumergido hacia el
oriente. Desde el punto de vista morfológico dicha región puede interpretarse como un área llana levente
ondulada y cortada por varios sistemas fluviales.
El largo cordón de montañas que se extiende desde el centro de Guatemala hasta el norte de Honduras es un
factor dominante de la geografía del norte de Centroamérica. Esta cordillera parte de la región mexicana de
Chiapas y atraviesa Guatemala formando un amplio arco abierto hacia el norte. La estribación de esta cordillera
se halla en las islas caribeñas de Bahía. En Guatemala la Sierra de Chacús, de las Minas, de Chamá, de Santa
Cruz y las montañas del Mico y de Merendón son parte de una unidad geológica separadas por un sinnúmero
de sistemas de fallas. En el occidente dicho complejo alcanza una altura de unos 3.500 msnm, una elevación
que desciende hasta 2.000 msnm en el oriente. La configuración geológica que se refleja a lo largo de la
cadena de montañas es bastante compleja y está compuesta por esquistos cristalinos del Precámbrico o
Paleozoico, de plutónicas ultrabásicas y ácidas depositadas de manera concordante y de capas plegadas del
Pérmico-carbonifero.
Las áreas más elevadas están acompañadas de suaves hondonadas y su apariencia e s de una montaña
central.
Las cadenas individuales están separadas por vertientes escarpadas en las que se han formado cuencas
intramontanas rellenas de una gruesa masa de guijarro. Los grandes valles longitudinales son drenados por
varias corrientes como el río Motagua, Polochíc, Negro y Culico. Estas enormes cuencas se abren hacia el mar
Caribe. Las cuencas intramontanas pequeñas, en cambio, aparecen casi cerradas.
La fisonomía orográfica del norte de Honduras tiene una composición semejante . Las rocas metamórficas
cristalinas de edad paleozoica y en cantidades menores las intrusiones graníticas son los principales
compuestos del (sub)suelo de esa región. En dicha composición participan también rocas sedimentarias de
edad mesozoica, sobre todo las calizas que con frecuencia forman las cumbres.
Completamente al norte, la Sierra de Omoa forma una unidad con la Islas de Bahía. Y al sur se localiza Pija,
una sierra que mide 200 km de largo y alcanza una altura de 2.540 msnm. A ésta se le anexa la Sierra de Paya,
de Agalta y la de la Cruz como también varias montañas del mismo tipo poco elevadas. Dichas sierras están
separadas por valles profundos, por ejemplo, por los valles de los ríos Aguan, Sico y Paulaya. En esta región se
localizan amplios sistemas de terrazas y dos niveles de piedemonte diferentes: uno entre 1.500 y 1.100 m y el
otro entre 800 y 1.000 m. Las montañas alcanzan alturas sobre los 2.500 msnm.
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Las montañas que limitan la Cordillera de Entre Ríos están constituidas igualmente por rocas metamórficas de
edad paleozoica. La estribación sur, en cambio, está formada geológicamente de manera muy diferente. Se
trata de partes de una gruesa cubierta de rocas volcánicas de edad terciaria en el caso de la Cordillera Isabella,
Darién y de las montañas de Huapi.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 2.2.2.1.4
1.3.2.1.3 El área volcánica de Centroamérica
Tanto desde el punto de vista geológico como morfológico se pueden diferenciar dos ciclos de actividad
volcánica. Por un lado, se tiene la enorme cubierta de roca ígnea volcánica o efusiva de edad Terciaria que se
extiende desde la frontera de México, atravesando el centro de Guatemala y pasando por Honduras, El
Salvador y Nicaragua. También San Andrés y Providencia, islas del Caribe pertecientes a Colombia, están
compuestas por dicha cubierta. La segunda actividad volcánica es el ciclo cuaternario y reciente. El material
rocoso de ese proceso forma elementos del paisaje jóvenes, sobre todo en el lad o suroeste de las rocas
efusivas antiguas. Dichas unidades morfológicas se encuentran igualmente desde México hasta Costa Rica.
Característico del paisaje de cubierta de rocas volcánicas es una secuencia de material no sólido volcánico de
gran espesor de diferente resistencia que forma una especie de mesetas típicas de la geografía del centro de
Honduras. Además con el tiempo se han depositado cuerpos de rocas de formas similares a las batolitas.
En el suroeste de Honduras como en El Salvador y Guatemala se hallan altiplanicies cortadas por valles
fluviales profundos.
El paisaje volcánico reciente se extiende paralelamente a la costa del Pacífico en una superficie de 1.000 km de
largo. Típicos elementos de ese paisaje son los estratovolcanes, grupos de volcanes, domos, agujas volcánicas,
cuencas volcanotectónicas, calderas, entre otros. Dichas edificaciones volcánicas reposan sobre las rocas
efusivas de edad terciaria.
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1.3.2.1.3.1 Los paisajes volcánicos de Centroamérica
El proceso de las tectónicas de placas es responsable del volcanismo en Centroamérica. La pesada placa
tectónica oceánica de Cocos se subduce por debajo de la placa caribeña cuyo tam año es mayor pero su peso
específico es menor. Durante dicho proceso ocurre una subdución de porciones de la corteza
oceánica-atlántica. En las zonas de subducción se funde la corteza oceánica a una profundidad de
aproximadamente 100 kilómetros. El resultado de ese evento es un volcanismo sumamente explosivo en la
superficie a donde son acarreados muchos materiales sueltos (bombas y lapilli) originando nubes ardientes
peligrosas. Los volcanes, por lo general, son de reciente data.
Las placas tectónicas en esa región todavía están activas. Eso
explica las continuas actividades volcánicas y los movimientos
telúricos que ocurren en toda la región centroamericana incluyendo
México. Muchas de las islas caribeñas han surgido de eventos
volcánicos.
Amplias partes del istmo centroamericano están marcadas por el
volcanismo y los movimientos sísmicos. Entre México y Guatemala
se encuentra un área central de actividades tectónicas. Más de 80
volcanes se localizan en esa región de los cuales 44 están activos
desde tiempos históricos hasta el presente.
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Los volcanes están distribuidos a menudo en fila formando volcanes gemelos. A continuación, los relieves
clásicos que se encuentran en esa zona: Volcanes estratificados, conos de ceniza, cuencas colapsadas. El
volcanismo viene acompañado por fenómenos postvolcánicos como solfatares, fumarolas o aguas termales,
indicios de un campo geotérmico poco profundo.
Los terremotos y las erupciones volcánicas causan con frecuencia estragos en las áreas habitadas del istmo
centroamericano. Por ejemplo, el volcán de Agua en Guatemala ha destrozado en v arias ocasiones la antigua
capital de este país, tanto así que se desistió seguir construyendo en esa zona. Especialmente desastroso fue
el terremoto que sufrió Managua en 1972 y México en 1985. Honduras es el país de Centroamérica que menos
ha sido afectado por movimientos telúricos catastróficos porque está ubicado en una de las regiones más
estables del Caribe.
El Salvador, por el contrario, es un país de volcanes. El Izalco ha estado activo en intervalos regulares hasta
hace poco tiempo. Por ese motivo, inversionistas norteamericanos han construido un hotel en Cerro Verde, una
montaña aledaña, pues los turistas pueden contemplar desde ahí el los borboteos incandescentes del cráter .
Como un capricho de la naturaleza, el Izalco cesa sus erupciones justamente el día de la inaguración del
complejo hotelero, los propietarios se declaran en quiebra y la administración del hotel pasa a manos
salvadoreñas en la actualidad.
En Nicaragua continúa el eje volcánico. Concepción y Maderas, dos volcanes gemelos que descuellan en el
Lago Nicaragua.
Costa Rica tiene también numerosos volcanes en su haber como el Poas y el Irazú, ambos en las
inmediaciones de San José. El Chiriquí es el volcán elevado en el istmo centroamericano asciende a 3.478
msnm.
1.3.2.1.4 La zona montañosa al sur de Centroamérica
Después de la útlima gran fase de formaciones de volcanes de Nicaragua y Costa Rica (el último volcán en
formarse fue el Barú (3.478 m) localizado en Panamá) comienza a constituirse la última unidad
geológica-morfológica grande de las montañas de Centroamérica, a saber, la zona montañosa del istmo.
La parte noroeste está constituida por rocas plegadas del Cretácico y del Terciario. Ésta forma una franja
estrecha entre el Lago de Nicaragua y el océano Pacífico y se sumerge -al sur- por debajo de la masa volcánica
de la Cordillera de Guanacaste en Costa Rica.
A esta cordillera la sucede otra sierra acompañada por una serie de precordilleras constituidas por rocas del
Terciario inferior e influidas fuertemente por los volcanismos.
Esa es la Cordillera de Talamanca con alturas sobre los 3.500 msnm. El Cerro Chirripó es la cumbre no
volcánica más alta de Centroamérica (3.820 msnm). Su estructura interna es bastante compleja y está
compuesta por sedimentos plegados de edad eocena y oligocena, por rocas volcánicas y por plutónicas del
Terciario superior. Los valles de corte profundo, los sistemas de planicies del Terciario y los modelados
glaciares en las zonas más altas marcan significativamente la fisonomía de esta cordillera.
La Cordillera de Talamanca se convierte, sin interrupción, en la Serranía de Tabasará en Panamá y se va
aplanando poco a poco hasta encontrar la cuenca de la zona del canal. En esta s ierra se hallan volcanes
individuales como por ejemplo el Barú que es la mayor elevación del país. Exceptuando las rocas volcánicas y
la zona con sedimentos de edad pérmica, estas cadenas de montañas panameñas están constituidas
principalmente por sedimentos del Terciario. No hay que olvidar que esa región formaba parte del área marina
en el Plioceno.
Al otro lado del canal de Panamá, las elevaciones de la Sierra de San Blas y de Darién no sobrepasan los 1.000
msnm. Éstas se sumergen por debajo de la cuenca del Atrato en el sur.
Una gran cantidad de penínsulas acompañan el eje principal del istmo: Santa Ele na, Nicoya, Osa, Burica, Soná
y Azuero (de noroeste a sureste). Estas penínsulas se componen, a diferencia del eje principal, de sedimentos
de edad mesozoica.
1.3.2.1.5 Áreas costeras y Tierras bajas
Las zonas de valles se han hundido como fosas tectónicas paralelamente a las cadenas de montañas del norte
de Centroamérica, cuya estructura se extiende hasta la depresión Caimán y hasta las islas del mismo nombre.
También en Haití se observan estructuras similares. La isla se divide en horst (o pilares tectónicos) y graben (o
fosas tectónicas) individuales.
La amplia cuenca del río Ulua al norte de Honduras se extiende diagonalmente a esas estructuras. Al otro lado
del punto de separación de las aguas hacia el Salvador, se observan dichas estructuras en la cuenca del río
Comayaga y en el valle del río Gascorán. También el Golfo de Fonseca es parte de la configuración. A dicho
curso con dirección norte-sur se le denomina también sistema de fallas.
La Tierra baja más llamativa de Centroamérica es la cuenca de Nicaragua, una depresión geológica ocupada
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por las aguas de los lagos de Nicaragua y Managua.[1] Esta cuenca se extiende sobre el bajío del río San
Juan hasta el mar Caribe. Esta llanura reposa a los pies de las cadenas volcánicas y de Maraibo. Una imágen
realmente impresionante la ofrecen los dos volcánes que sobresalen del lago de Nicaragua formando parte de
la isla de Ometepe. Hasta el Plioceno la cuenca era un espacio marino que separaba Norteamérica de
Sudamérica. Esta depresión representa una región fronteriza de importancia biológica en la actualidad. Se cree
que sistemas de fallas intervinieron en la formación de la cuenca. Como prueba de esto se tienen, entre otros, la
gran cantidad de volcanes jóvenes y la intensa actividad sísmica[2] que caracterizan a esta región. Algo que
también llama la atención es la disposición paralela a la línea de costa del Pacífico.
Las llanuras litorales se observan principalmente en la costa caribeña de Nicaragua y en el litoral Pacífico de
Guatemala y de El Salvador. Las zonas montañosas de Costa Rica y Panamá están igualmente rodeadas por
Tierras bajas, unas zonas que representan la transición hacia la plataforma continental.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 3.2.2
[2] ver capitulo 1.2.1.2
1.3.2.1.6 Los yacimientos de Centroamérica
Centroamérica no es tan rica en yacimientos, si se compara con otras regiones latinoamericanas (p.ej. Los
Andes, Brasil, etc.). Sin embargo, después de la segunda Guerra Mundial se intensificó la búsqueda de petróleo
en el subsuelo de este subcontinente. Las pegmatitas de Centroamérica, unas rocas ígneas plutónicas de las
que se extrae moscovita, se encuentran asociadas a los granitos de edad paleozoica. Éstas yacen
principalmente en la Sierra de Chuacús, un área de explotación de cuarzo como principal producto. Estas rocas
intrusivas ácidas son, en sí, pobres en minerales acompañantes.
Los yacimientos de minerales más importantes están asociados a magmatismos ácidos a intermedio jóvenes.
Después del período de sedimentación cretácico, intrusionaron magmas como consecuencia de fuertes
movimientos de las cortezas. Dicha masa viscosa se convierte, o en rocas plutónicas al solidificarse o es
expulsada a la superficie terrestre a través de los volcanes. Importantes yacimientos de ese tipo son:
Los yacimientos de mineral de hierro de Monte Carmelo (Nicaragua) y de Algalteca (Honduras).
Los yacimientos de plomo y cinc de Metapán (El Salvador) y los de Alotepeque (Guatemala) y los
yacimientos de plomo-cinc en caliza de edad pérmica y cretácica de Centroamérica.
Los minerales de cobre de Santa Rita (Nicaragua).
Los filones de cuarzo aurífero de Agua Fría y Rosario (Honduras), Pis Pis (Nicaragua), Abangares y Monte
del Aguacate en Costa Rica.
Las reservas de antimonio y de mercurio improductivas.
Los filones de oro-plata de El Salvador y los de cuarzo y antimonita de Guatemala, Honduras y Nicaragua están
asociados en su totalidad a las rocas volcánicas de edad Terciaria. Los yacimientos de manganeso de Costa
Rica y Panamá son igualmente de ese tipo.
El volcanismo cuaternario y el reciente ha producido hasta ahora sólo yacimientos de azufre solfatárico pocos
significativos.
Los placeres auríferos se encuentran en varios ríos. En esas zonas se localizan lavaderos de oro y de platino,
éste último de menor rendimiento. Placeres de magnetitas e ilmenitas son comúnes en bancos de arena
recientes y antiguos.
1.3.2.2 México
La configuración geológica de México es en realidad la
prolongación de la gran cuenca y de la meseta de Colorado de
EE.UU con sus sierras afectadas por los procesos que dieron
origen a los valles. Por lo tanto México pertenece - desde el punto
de vista geológico - a Norteamérica hasta el istmo de
Tehuantepec, estrecha franja de tierra a la que se une
posteriormente el istmo de Centroamérica.
No obstante, esa analogía es absurda desde el punto de vista
geográfico cultural. De ahí que el término Centroamérica
comprenda tanto México como los demás países del istmo. El río Grande representa una aparente frontera
natural al norte de esa región, mas desde un punto de vista histórico este límite lo establecen los agresores
estadounidenses una vez concluida la ocupación imperialista de las provincias septentrionales de México. Antes
la influencia cultural hispana llegaba norte adentro hasta que fue sustituida por la "civilización" estadounidense.
Una situación que en la actualidad parece revertirse.
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Norteamérica termina geológicamente en el istmo de Tehuantepec. México une, por así decirlo, las cordilleras
norteamericanas con el istmo de Centroamérica. Las áreas centrales de México están, por lo tanto, ocupadas
por una altiplanicie con despeñaderos escarpados. Las montañas tienen una altura media de 1.400 msnm en el
norte y en el sur alcanzan elevaciones de unos 2.300 msnm. Sobre el altiplano sobresalen cadenas de
montañas en donde abundan volcanes que se unen a la sierra transversal volcánica en el sur. La Sierra Madre
Occidental y la Sierra Oriental se levantan abruptamente. Esta característica geomorfológica se puede
contemplar mejor desde la costa, sobre todo desde el oriente. En cambio, si estas montañas se observan desde
el interior del país no son tan impresionantes.
Hacia el sur el altiplano es limitado por las fallas con rumbo O-W. De esas separaciones transversales han
surgido una serie de volcánes jóvenes. Un acontecimiento singular ha sido el nacimiento de un nuevo volcán en
febrero de 1943 en Paricutín. Todo comienza con el ascenso de un par de nubes d e humo de una plantación de
maíz. Durante la noche el suelo se quiebra causando un gran estruendo y columnas de humo oscuro emergen.
Un día antes se forma un cono volcánico de unos 50 metros de alto que diez días más tarde asciende a 330
metros. El cono revienta y la lava comienza a fluir. Durante las noches ascienden columnas de fuego
expulsadas del cráter similares a estrellas fugaces. Desaparece Paracutín, un poblado indígena aledaño, y el
volcán recién nacido heredará el nombre del asentamiento sepultado bajo la lava.
Las cumbres nevadas de la Sierra Volcánica Transversal son las más altas de México: la mayor es el pico
Orizaba (5.700 msnm), el volcán Popocatépetl (5.452 msnm) ubicado en las inmediaciones de la Ciudad de
México y el Ixtaccihuatl (5.280 msnm) frente al Popocatépetl en el Paso de Cortéz. Durante la edad del hielo
enormes glaciares cubren estas montañas cuyas masas merman considerablemente con el transcurso del
tiempo pues ellas se hallan en el norte alejadas del ecuador. Al sur de la cadena de volcanes, el altiplano
desciende en el enorme valle del río Balsas cuya extensión es de unos 100 kilómetros.
1.3.2.2.1 El Altiplano de México
La mayor parte de México está constituida por un bloque de altiplanicies correspondiente a la la estribación sur
del continente norteamericano. Su anchura de 1.600 km en la frontera con EE.UU se reduce a 210 km en el
istmo de Tehuantepec.
El Altiplano se extiende entre la Sierra Madre occidental y oriental. La península de California, separada por el
golfo homónimo, es una prolongación de la cordillera costera (coast range) de California. Yendo más al sur, esta
península casa con la Sierra Madre meridional en tierra firme. El límite sur del altiplano lo constituye una serie
de montañas volcánicas[1]
activas conocidas como eje volcánico, Sierra Volcánica Transversal o Meseta Tarasca-Nahua. La inclinación o
disposición oriental es bastante empinada. Hacia el sur se extiende una llanura costera,[2] a saber, costas
emergidas con espléndidos lagos y médanos, a veces inmensos, cuyos tamaños son equiparables a las dunas
más altas de Europa ubicadas en la costa atlántica de Francia.
La región meridional de México estabas sumergida obviamente durante el Mesozoico.[3] Todavía en el
Cretácico superior no existía unión entre los dos hemisferios americanos. Justamente entonces comienzan las
fases de plegamiento y levantamiento provocadas por la presión procedente del noreste. Paralelamente
intrusionan magmáticas y violentos ascenso de magma que forman la cubierta y los conos volcánicos. Durante
el Terciario y Cuaternario continuan las erupciones que determinan en gran medida la formación del subsuelo
occidental del país. En la parte atlántica se sedimentan gruesos paquetes de material del Cretácico inferior que
en la actualidad afloran en la superficie. En el paisaje de montañas y colinas de la Baja California se encuentran
también depósitos de edad cretácica compuestos por granitos antiguos y esquistos cristalinos.
Sólo en el área sur del río Grande del Norte hay sedimentos terciarios de gran espesor. Las áridas cuencas de
Sonora y del Bolsón de Mapimi están rellenas con masa de material cuaternario pues la meteorización física
(insolación) ha sido muy intensa en esta región y el material erosionado de las vertientes de las montañas ha
sido lavado por los escasos pero recios aguaceros.
Casi por doquier, los sedimentos de edad paleozoica constituyen la base para los depósitos jóvenes. Por esta
razón, la mayoría de estos sedimentos está cubierta por deppósitos recientes.
La Sierra Madre del Sur marca los límites definitivos del Altiplano de México —también orográficamente— al sur
de la cuenca del río Balsas, una depresión que forma parte de Centroamérica. Dicha Sierra está formada por
rocas sedimentarias paleozoicas y proterozoicas, de gneises antiguos y de esquistos cristalinos.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.1.3
[2] ver capitulo 2.1.1.7.1
[3] ver capitulo 1.1.1
1.3.2.2.1.1 Riquezas del subsuelo
Toda la meseta mexicana alberga grandes reservas de plomo, cobre, estaño, cinabrio, azufre, oro y plata. Ya
los Aztecas explotaban el oro y lo convertían en magníficas joyas y en otros objetos de arte. Taxco de Alarcón,
la ciudad de la plata, albergó al Alexander von Humboldt, ingeniero y minerólogo, entre otras disciplinas,
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durante su estadía en México.
Los yacimientos carboníferos ubicados en el norte del altiplano cubren por entero la demanda de México. El
Cerro del Mercado es famoso por sus industrias de hierro y acero. Las grandes ciudades portuarias ubicadas en
la vertiente este de la Sierra Madre Oriental se encargan de refinar y exportar el petróleo explotado en el interior
del país.
1.3.2.2.2 La península de California
La Sierra de Juárez, la de San Pedro Mártir y la de San Borja están formadas por rocas magmáticas del
Mesozoico y en parte del Cenozoico. Se trata de cuerpos intrusivos, principalmente de granitos y esquistos
cristalinos. Las rocas volcánicas neógenas también son parte de la constitución geológica en las áreas próximas
a la costa. Éstas son además el principal componente de las formaciones del sur, específicamente del área a
partir de la frontera entre la Baja California Sur y la Sierra de Santa Lucia. En esa región no ocurieron
intrusiones plutónicas. Las rocas sedimentarias de edad mesozoica vuelven a determinar el paisaje geológico
de la Sierra de San Lázaro (Cerro las Caistas, 2.164 msnm) al sur de la península.
Las grandes extensiones de cuencas cuaternarias se localizan en la región del Desierto del Vizcaíno entre las
sierras de Santa Lucia y la del Vizcaíno, ambas formadas por sedimentos del Cretácico[1], y en el extremo
norte de la desembocadura del Río Colorado. Esta vasta cuenca delimitada por fallas comprende el Gran
Desierto y el Desierto de Altar que se hallan fuera de la Baja California. Esta depresión está limitada por rocas
plutónicas del Mesozoico y del Cenozoico y por antiguos sedimentos de edad paleozoica.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.1.1
1.3.2.3 Las Antillas
Las Antillas ("Las islas de la India occidental") se dividen en tres grupos de islas:
Las Grandes Antillas,
Las Pequeñas Antillas,
Las Bahamas,
La constitución geológica del archipiélago de las Antillas ubicado entre Norte-. y Sudamérica corresponde a la
del Arco volcánico de Sunda que se localiza entre Australia y Asia. Ambos se hallan en el gran cinturón de fallas
de los mares mediterráneos. Las Bahamas están constituidas sobre todo por sedimentos[1] calcáreos jóvenes.
La zona de las Grandes Antillas, en cambio, está constituida por múltiples estructuras de calizas cársticas del
Cretácico y del Terciario, por esquistos y por serpentinitas o por rocas plutónicas. El Arco de las Pequeñas
Antillas está compuesto principalmente por volcanes jóvenes y activos aún, exceptuando a Barbados y a las
islas Vírgenes. En cambio, las Bahamas, Barbados y Curaçao están compuestas por arrecifes calcáreos. En las
áreas externas de las Antillas se localizan grandes fosas oceánicas (p.ej. La fosa de Puerto Rico cuya
profundidad se estima en unos 9.000 metros). También las cuencas entre Cuba, las islas Caimán y Jamaica
alcanzan grandes profundidades (p.ej. La fosa de las Caimán cuya profundidad se calcula en unos 8.000 m.).
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 2.1.1.8
[2] ver capitulo 1.2.2.3
1.3.2.3.1 Las Grandes Antillas
La costitución geológica de las Grandes Antillas es muy similar a la de tierra firme de Centroamérica. El eje está
constituido por esquistos y gneises[1] cristalinos y por rocas ígneas o eruptivas.[2] Al norte, dicha
constitución incluye conchas y corales calcáreos[3] jóvenes de alta carstificación que se han transformado en
un típico paisaje de colinas cársticas debido al clima reinante en esa región.
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Cuba, la isla más grande del Caribe, está marcada por un paisaje de colinas suaves constituidas principalmente
por calizas. Las bahías, lagunas y las ciénagas son típicos elementos del paisaje litoral. La parte norte de la
isla, entre Santa Clara y Mos, es atravesada por una banda de rocas intrusivas de edad mesozoica. En tres
lugares predomina un paisaje cordillerano: en el noroeste se encuentra el valle de Viñales, una llanura cárstica
bordeada por la Sierra de los Órganos que se caracteriza por su pronunciado cono cárstico, primera formación
de su género que se haya investigado exhaustivamente en el mundo. Es por esa razón que se hayan
adoptados los términos técnicos cubanos sobre formaciones cársticas en la literatura científica .
La Sierra de Trinidad (pico San Juan, 1.135 msnm) se encuentra en la parte central de la isla. El pico Turquino
(1.994 msnm), la mayor elevación de Cuba, se halla en la Sierra Maestra constituida por sedimentos de edad
cretácica. En esa región inhóspita del país estuvieron concentrados los grupos revolucionarios de Fidel Castro
que logran concretar su proyecto con el asalto a la Habana.
Las características más relevantes del relieve de Cuba son las que se han expuesto anteriomente. No obstante,
es importante mencionar el declive hacia la fosa de las Caimán: en la parte sur, la costa desciende
abruptamente unos 7.000 metros bajo el nivel del mar. Eso se explica por medio de las cuencas tectónicas de
niveles formadas en el suelo marino. La isla principal está rodeada por unas 1.600 islas pequeñas constituidas
por corales calcáreos en su totalidad.
Además del azucar y del tabaco, principales agroproductos de exportación de Cuba, el país es rico en materia
prima mineral. En el subsuelo cubano se encuentran yacimientos de níquel, cromo y cobalto. En cambio, hierro,
manganeso y oro sólo se explotan en pocos yacimientos realmente productivos. La cantidad explotada de
petróleo y de gas natural no cubre la demanda interna. Esto ha sido una razón s obre la cual se basaron los
programas de promoción de energía atómica en los años setenta del siglo pasado. La tragedia de Tschernobyl y
la caída de la Unión Soviética frustaron, por suerte, la continuación de dichos proyectos.
La segunda Antilla más grande es la Española, formada por Haití y la República Dominicana. Delante de sus
costas ricas en bahías se encuentran los arrecifes coralinos. La fisonomía del paisaje en la Españolas es, en
comparación con la de Cuba, muy variada. La isla es montañosa y su mayor elevación es el pico Duarte que
alcanza unos 3.000 msnm. El acceso hacia el interior de la isla es bastante difícil. Cuando Colón informa a la
corona española sobre la naturaleza de la isla, toma una hoja de papel, la arru ga con su manos, la tira sobre la
mesa y dice: "Esa es la Española, sólo montañas y valles". Un basamento antiguo compuesto de granito,
gneisen y dioritas atraviesa la isla de noroeste a sureste. A ese basamento se le añaden calizas plegadas
durante el Cretácico y el Terciario y marga, en parte con la formación de colinas cársticas. Las rocas volcánicas
están con frecuencia intercaladas. Los sistemas de fallas delimitan la cordillera y en la actualidad la isla es
sorprendida con frecuencia por fuertes temblores.
El pico Duarte, la mayor elevación de la isla y de todas las Antillas, mide 3.175 msnm y está constituido por
rocas intrusivas del mesozoico. Al norte y al sur de la Cordillera Central la isla es atravesada por cuencas que
están delimitada por zonas de fallas.
Las Blue Mountains se elevan hasta 2.257 msnm al este de la isla Jamaica, montañas a las que se le anexa
una meseta calcárea baja. La geomorfología del oriente de la isla está marcada por un paisaje netamente
cárstico en donde predominan las dolinas y las colinas cársticas (llamadas también mogotes cársticos),
especialmente en el „Cockpit Country“. Las Blue Mountains representan el núcleo de la isla y forman la
estribación NW-SO de la sierra plegada de la cordillera antillana, que acá se ha elevado con mayor vigorosidad
que en otras zonas de la isla. Sobre ella se ha formado de manera discordante una meseta de caliza en su
totalidad de edad terciaria que constituye la mayor parte de la isla y cuya altura no sobrepasa los 900 msnm.
Las terrazas de sinter de Jamaica forman -en parte- cuencas petrificadas sobre las que caen aguas azules en
forma de cascadas.
Puerto Rico es considerada -sobre todo por los estadounidenses- como la isla más hermosa de las Antillas.
Aquellos europeos ajenos a McDonalds mas bien se sorprenden de esa apreciación. De ahí que muchos
visitantes europeos se sensibilicen por las insistentes preguntas de los puertoriqueños "quiénes somos?".
Sin embargo, la constitución geológica no está influida por la norteamericanización (tal es el caso de México).
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En la superficie se perciben claramente tres divisiones. Las partes superiores de la isla están cubiertas con
volcánicas y plutónicas, unas rocas que están rodeadas de sedimentarias del Jurásico, esquistos,
conglomerados, tobas y cenizas. El área norte está constituido por mesetas calcáreas paleogenas con
extraordinarias formaciones de colinas cársticas tropicales. Uno de los observadores espaciales más grandes
del mundo se encuentra en esa isla y su administración está, naturalmente, en manos de los estadounidenses.
El límite de la placa caribeña y americana ha provocado grandes desplazamientos verticales en el mar. A pocos
kilómetros de la costa se halla la fosa de Puerto Rico cuya profundidad se estima en unos 9.000 metros. Como
contraste se contempla en la isla un horst de 1.338 m de alto.
referencias en este capitulo:
[1] ver capitulo 1.2.2.1
[2] ver capitulo 1.2.2.2
[3] ver capitulo 1.2.2.2
1.3.2.3.2 Las Pequeñas Antillas
Las Pequeñas Antillas son de origen volcánico, exceptuando a las islas Vírgenes y Barbados que están
compuestas por corales calcáreos y por sedimentos jóvenes. Las islas albergan seís volcanes activos y once
extintos. El Mt. Pelée, un volcán localizado en las montañas de ese mismo nombre, es el más famoso por sus
varias erupciones en el año 1902. Las cimas del cono volcánico que reposan sobre las placas oceánicas,
emergen, parcialmente, del fondo del mar dando origen a las islas. El volcán Sufrière en Guadalupe es la
cumbre más alta (1.467 msnm) de estas Antillas.
A la altura de Puerto Rico estas Antillas - como islas de Barlovento- se dirigen hacia el sur hasta Trinidad y
Tobago , y como islas de Sotavento se ubican delante de las costas venezolanas.
Las islas de Barlovento forman un arco de 800 km de largo con orientación sureste hasta la tierra firme
sudamericana. Los procesos tectónicos originados en el límite entre la placa caribeña y la americana son los
responsables de la génesis de estas islas.
La isla Barbados ha sido previamente formada más al oriente en el Atlántico. Las actividades volcánicas no han
provocado su surgimiento, por lo tanto esta isla presenta otra configuración geológica. Su basamento está
constituido principalmente por sedimentos. Los arrecifes coralinos se han elevado hasta casi 400 metros como
terrazas de playa por medio de tendencias de levantamiento recientes. Estos arrecifes abarcan la mayor parte
de la isla. En Barbados el drenaje ocurre de manera subterranea.
De las islas de Barlovento, Trinidad y Tobago son las más meridionales. Dichas islas están muy próximas a las
costas venezolanas y están separadas de éstas por los extrechos de "Boca de Serpiete" y Boca de Dragón". El
Arco fue inundado al aumentar los niveles del mar después de la Edad Glacial. Su constitución geológica es
similar a la de la Cordillera Caribe de Venezuela. Las estructuras septentrionales de la cordillera, extendidas
con una orientación oeste - este y compuestas por sedimentos de edad jurásica-cretácica, están delimitadas por
marcados sistemas de fallas. La Northern Range de Trinidad, una cordillera rica en cascadas alcanza su mayor
elevación de 940 msnm en el Cerro Aripo. El resto de las sierras son más bajas y están rodeadas por extensas
ciénagas. El basamento fue plegado por tectónicas del Terciario. El área restante de ambas islas está
compuesta por sedimentos terciarios. El volcanismo no ha influido en su génesis. Estas islas son ricas en
yacimientos petrolíferos y gasíferos. Ahí se explota también asfalto natural. El lago de la Brea, por ejemplo, se
ha formado de fuentes de asfalto natural.
Las "islas de Sotavento" están estrechamente ligadas a la tierra firme sudamericana. El relieve de dichas islas
es poco elevado y predomina un paisaje de llanuras onduladas. La mayor parte de los basamentos cristalinos
de las islas está rodeada por arrecifes coralinos. La extracción y producción de petróleo es el componente
económico más significativo de esas islas áridas.
1.3.2.3.3 Las Bahamas
El archipiélago de las Bahamas tiene una extensión de 14.000 km² y está formado por un Arco Insular de 1.000
km de largo. Existen 30 islas grandes y 700 pequeñas y alrededor de 2.400 arrecifes coralinos. Dicho sistema
de islas dispersas era un escondite ideal para los piratas y corsarios. En la actualidad las Bahamas son, por su
playas de arena blanca, por sus cálidas aguas y por su rico mundo submarino, un lugar predilecto para el
submarinismo y el velerismo.
La mayoría de las islas son llanas y están compuestas por elevados corales calcáreos muy jóvenes y por una
coraza calcárea bastante carstificada, lo que explica la inexistencia de aguas sobre la superficie. Estas islas
surgieron del Gran y Pequeño Banco de las Bahamas, un dorsal oceánico llano de origen volcánico. Hacia el
noreste dicho dorsal desciende hasta 5.000 metros de profundidad.
1.4 Literatura sobre la geología de Latinoamérica
ACEÑOLAZA, F.G., U.A. (HG.), 1983: Geología de la Sierra de Ancasti. Münster. Forsch. Geol. Paläont.
59, Münster
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AHFELD, F., BRANISA, L., 1960: Geología de Bolivia.La Paz
BAHLBURG, H. BREITKREUZ, CH., GIESE, P (HG.)1988: The Southern Central Andes. Lecture Notes in
Earth Sciences 17, Berlin
BEURLEN, K., 1970: Geologie BrasiliensBerlin
CHARRIER, R., 1981: Geologie der chilenischen Hauptcordillere zwischen 34° und 34°30´ südlicher breite
und ihre textonsiche, magmatische und paläogeographische Entwicklung. Berliner Geowiss. Abh., Reihe A/
36
CHONG, G., 1984: Die Salare in Nordchile – Geologie, Struktur und Geochemie. Geotekt. Forsch. 67,
Stuttgart
FAUPL, . 2000: Historische Geologie. Wien.
GERTH, H., 1955: Der geologische Bau der südamerikanischen Kordillere. Berlin
MILLER, H., 1973: Neues zur Geologie von ChileZbl. Geol. Paläontol. Teil I 1973, 76-14
PUTZER, H., 1962: Geologie von Paraguay. Berlin
PUTZER, H., 1976: Metallogenetische Provinzen in SüdamerikaStuttgart
SAUER, W., 1971: Geologie von Ecuador. Berlin
STIBANE, R., 1968: Zur Geologie von Kolumbien, Südamerika: Das Quetame- und Garzón-Massiv.
Geotekt. Forsch. 30, Stuttgart
STIEFEL, J., 1974: Zur tektonischen Interpretation jungkänozoischer Sedimente und Landformen in der
Küstenzone Mittelchiles. Geotekt. Forsch. 46, Stuttgart, 70-194
TISTL, M., 1985: Die Goldlagerstätten der nördlichen Cordillera Real /Bolivien und ihr geologischer
Rahmen. Berliner Geowiss. Abh. 65. Berlin
WEYL, R., 1961: Die Geologie Mittelamerikas. Berlin
WEYL, R., 1966: Die Geologie der Antillen. Berlin
WEYL, R., 1980: Geology of Central America. Berlin/Stuttgart
ZEIL, W., 1964: Geologie von Chile. Berlin
ZEIL, W., 1979: The Andes. A geological Review. Berlin
ZEIL, W., 1986: Südamerika. Stuttgart
2 Geomorfología, o: el relieve de Latinoamérica
La geomorfología(del griego "geo" = tierra o país, "morphe = forma y "logia" = estudio), registra, describe y
explica la superficie terrestre en su totalidad y en sus partes, las formas y estructuras existentes, las fuerzas que
intervienen en su génesis y el tiempo que han tardado estas unidades y estructuras en tomar la fisonomía que
muestran en la actualidad. Según el ámbito de estudio la geomorfología se clasifica en: morfografía (medición
y descripción exacta de las formas), morfogenésis (explicación del surgimiento de las formas) y
morfodinámica
(estudio de los procesos que tienen lugar actualmente). A lo largo de la historia científica se ha formado una
escuela de geomorfología estructural (trata de los fundamentos litológicos y tectónicos) y una escuela de
geomorfología climática (trata de la influencia del clima actual e histórico en la morfogénesis).
Como en otras ramas de la geología y geografía, esta disciplina se divide en geomorfología general y
geomorfología regional:
La geomorfología general
representa la parte nomotética que se ocupa de las relaciones existentes entre las formas estructurales de la
Tierra y los procesos que las originan. Esta disciplina tiene como objetivo establecer leyes y normas
generalmente aplicables.
La geomorfología regional
estudia las propiedades específicas de una región y tiene como objeto de estudio las formas del relieve en
áreas determinadas. Debido a que la composición de cada geofactor varía de una región a otra en la actualidad
y en el pasado, la combinación forma del relieve y estructura de proceso es también diferente y única.
Por ejemplo, la formación del relieve en Latinoamérica depende tanto de las
estructuras geológicas del basamento[1], como de las condiciones
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