El origen de La Tierra
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Han surgido diversas las teorías que intentan explicar el origen del Sistema Solar y La Tierra. En la actualidad, la más aceptada es la Teoría Nebular, también llamada planetesimal.
Esta teoría plantea el origen del Sistema Solar a partir de una nebulosa originada de una explosión supernova. Sus partículas giraban formando un gigantesco disco. En el centro se fueron acumulando las más pesadas; las más ligeras se desplazaron hacia el exterior. Toda materia giraba en torno al centro, donde se formó el Sol. Se producían choques y fusiones que generaron estructuras mayores, denominadas planetésimos, que también giraban, chocaban y se fusionaban, formando grandes rocas que fueron el origen de los planetas, satélites y meteoritos de Sistema Solar. Esto ocurrió hace 4.500 millones de años.
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La teoría nebular o planetesimal tiene su origen en la teoría nebular clásica, elaborada de forma independiente por Inmanuel Kant y Simon Laplace. Existen otras teorías llamadas catastrofistas, desechadas actualmente.
Formación de la Tierra
La Tierra que conocemos tiene un aspecto muy distinto del que tenía poco después de su nacimiento, hace unos 4.470 millones de años. Entonces era un amasijo de rocas conglomeradas cuyo interior se calentó y fundió todo el planeta.
Tercer planeta en orden de distancia desde el Sol, que forma parte, junto con Mercurio, Venus y Marte, de los llamados planetas sólidos, y es el único en albergar, por lo que sabemos hasta hoy, formas evolucionadas de vida.
La Tierra es el mayor de los planetas interiores, gira alrededor del Sol con una órbitaelíptica que sólo difiere de un círculo perfecto en un 3%. Su distancia media al Sol es de 149,6 millones de km y es utilizada por los astrónomos como unidad de medida de las distancias en el Sistema Solar, bajo la definición de Unidad Astronómica (UA). En su posición más lejana o afelio dista 152,1 millones de km y en su posición más cercana o perihelio 147,1 millones de Km de él.
El plano de la órbita se toma como referencia para medir las inclinaciones de los planos orbitales de los otros planetas. La Tierra emplea 365,256 días para completar su órbita, es decir, para realizar una vuelta completa alrededor del Sol, desplazándose a la velocidad de 29,79 km/seg.
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La Tierra vista desde el espacio.
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La rotación del planeta alrededor de su propio eje se realiza en 24h (día solar), pero el periodo rotacional terrestre ha sido modificado a lo largo de la historia geológica, como consecuencia de la acción de frenado que produce el efecto mareal de su satélite, la Luna. Por tanto, la duración del día se ha alargado continuamente a través del tiempo como han demostrado estudios paleontológicos, que determinan la duración del día, hace 550 millones de años (en el periodo Cámbrico) en 21 horas.
La masa de la Tierra es de 5,976 x 10 elevado a 24 kg y su densidad media de 5,52 g/cm3, es decir, unas cinco veces mayor que la del agua. Se trata de la densidad más elevada con respecto a los otros planetas interiores. En cuanto a dimensiones, la Tierra tiene un radio medio de 6371 km, el tamaño más grande de los planetas sólidos. Su forma no es perfectamente esférica, ya que su radio es ligeramente más grande en el Ecuador (6378 km) que en los polos (6356 km); de su estudio y representación se encarga la Geodesia.
La Tierra posee un importante relieve, cuyas principales unidades topográficas corresponden a los continentes y las cuencas oceánicas. En las zonas continentales, las grandes cadenas montañosas tienen miles de kilómetros de extensión (orógenos), y de forma similar en las cuencas oceánicas los principales relieves los forman las dorsales que recorren longitudinalmente nuestro planeta. Dorsales y orógenos son estructuras con vulcanismo activo y en general zonas donde las rocas se funden y/o sufren procesos metamórficos.
La Tierra tiene cuatro características poco comunes dentro de los planetas terrestres: hasta ahora es el único planeta que posee vida y una biosfera compleja, presenta una vasta hidrosfera cuyas mayores masas de agua están constituidas por los océanos, tienen una atmósfera suficientemente importante, desarrolla una importante actividadorogénica, y dispone de un intenso campo magnético. No lejos de la Tierra, a una distancia media de 384.000 km, se encuentra la Luna, su único satélite.
Tabla comparativa de los planetas
Origen de la Tierra
Las teorías actuales sobre el origen del Universo proponen que hace alrededor de 5.000 millones de años se originó el colapso gravitatorio de nebulosa. La evolución de este proceso de colapso originó una serie de glóbulos (densos y oscuros al no presentar estrellas en su interior), que posteriormente terminaron por desarrollar las incipientes estrellas, una de las cuales constitutiva de nuestro sistema solar.
Por efecto de la rotación, estas jóvenes estrellas aún rodeadas por grandes cantidades de materia nebular (gases, partículas, etc.) adoptaron morfologías discoidales, a partir de las cuales comenzaron a enfriarse y condensarse en pequeñas partículas de polvo cósmico. Una de estas nebulosas originó el Sol, y la acreción del polvo cósmico mediante sucesivas colisiones entre sus partículas terminó por originar los planetas que forman parte de nuestro sistema solar. Planetas dispuestos en órbitas estables alrededor del Sol, todas ellas cercanas a un plano (plano de la eclíptica), como consecuencia de la disposición discoidal de la nebulosa solar primitiva.
El geofísico ruso Otto Schmidt propuso en 1944 que los planetas rocosos se habían creado de forma gradual a partir de una nube de polvo cósmico. Esta nube originalmente se agrupó formando partículas, que al agregarse entre ellas, fueron aumentando progresivamente de tamaño para dar lugar a lo que Schmidt denominó planetesimales. Schmidt razonó que a medida que fueran aumentando el tamaño de los planetesimales, la posibilidad de colisiones entre los mismos irían reduciéndose. El programa espacial Apolo desarrollado en los años setenta demostró que los cráteres lunares habían sido causados por el impacto de abundantes objetos hace 4.500 millones de años. Después, el número de colisiones parecía haber disminuido drásticamente. Estas observaciones reforzaron la hipótesis planteada por Schmidt.
El que hubiera menos elementos para el proceso de acreción implica que debió invertirse mucho tiempo para la construcción de un planeta. Cálculos efectuados sugieren que pudo transcurrir 100 millones de años entre la formación de un objeto de 10 km de diámetro y otro del tamaño de nuestro planeta.
La acreción colisional tuvo una influencia predominante en el desarrollo posterior de la Tierra. Los grandes cuerpos que colisionaron contra la masa terrestre produjeron una enorme cantidad de calor, que llegó a conseguir su fusión y posterior fraccionamiento por contraste de densidades. La disminución en número de colisiones permitió el enfriamiento de nuestro planeta que tras millones de años consiguió la consolidación de una incipiente corteza, la cual debió caracterizarse por su enorme actividad volcánica.
Esquema de la formación de la corteza terrestre.
La acreción terrestre culminó con la diferenciación del planeta: se originó un núcleo y una atmósfera primigenia.
El origen del núcleo, según el geofísico de la Universidad de París Claude J. Allègre, tuvo lugar probablemente hace 4.440-4.410 millones de años. El impacto de los planetesimales provocó la fusión del hierro terrestre y su descenso al interior para formar el protonúcleo. La Tierra semifundida y aún en crecimiento acumulaba nuevas partículas metálicas que se añadían al núcleo a causa de su densidad. Al mismo tiempo, la diferenciación terrestre comenzó a emitir una gran cantidad de gases, que terminaron por constituir una atmósfera incipiente.
El estudio de isótopos de diversos gases nobles (helio, argón y xenón) recuperado en los minerales del manto terrestre, emitidos en las dorsales marinas; ha permitido determinar que entre el 80 y el 85 por ciento de los gases que componen la atmósfera terrestre se expulsaron durante el primer millón de años que siguieron a la diferenciación del núcleo del planeta. Así pues, la atmósfera terrestre (caracterizada por la ausencia de oxígeno) tuvo un origen muy adelantado, con una composición constituida principalmente por dióxido de carbono y nitrógeno, y en menor cantidad por metano, amoníaco, dióxido de azufre y ácido clorhídrico.
La rápida desgasificación del planeta liberó ingentes cantidades de agua, que se acumularon en la superficie terrestre constituyendo los océanos. La temperatura de los océanos durante el Arcaico ha sido objeto de debate. En los años setenta, mediciones efectuadas con isótopos de oxígeno en estromatolitos, indicaban temperaturas sobre los 80º C, valores tan elevados que sugerían océanos con características que bien podían ser hidrotermales. Recientes descubrimientos pusieron seriamente en duda la existencia de océanos tan calientes en las primeras fases de la hidrosfera terrestre. La presencia de cristales de yeso y bacterias fijadoras de nitrógeno encontradas en las rocas arcaicas, indicaban temperaturas no superiores a los 60º C. Ésta parece, por tanto, que fue la temperatura límite de los primeros océanos, cuya temperatura más probable oscilaría en un intervalo comprendido entre los 30º ó 40º C.
La aparición de los continentes fue un acontecimiento posterior. Mediante el estudio de los circones (minerales de gran resistencia frente a la erosión), se descubrió que podían permanecer estables durante miles de millones de años y servir como indicadores de la corteza más antigua del planeta; ya que se encontraban en depósitos sedimentarios tras haber completado varios ciclos de erosión-sedimentación. Un equipo de investigadores de la Universidad Nacional de Australia encontraron en el Este de su país circones con edades comprendidas entre los 4.100 y 4.300 millones de años. Es razonable considerar por consiguiente, que los continentes se originaron en esa época.
En resumen, podemos decir que la Tierra como cuerpo planetario, en sus primeros estadios era un sistema muy energético, aunque con gradientes geotérmicos muy variables. La diferenciación de nuestro planeta tuvo lugar con bastante rapidez. Hace unos 4.400 millones de años se formó el núcleo, mientras que los gases que emergían del interior terrestre dieron lugar a una atmósfera primitiva. Algo más tarde, se formó la corteza continental a medida que los diferentes elementos se fueron separando a distintas profundidades; hecho que permitió el desarrollo de procesos de diferenciación magmática, y por consiguiente la génesis de rocas ígneas cada vez más ricas en sílice.
Historia geológica de la Tierra
La Tierra tiene un pasado y, en consecuencia, una historia en la que se han sucedido toda una serie de acontecimientos en el transcurso de los tiempos geológicos. Su estado actual no es otra cosa que la consecuencia final de todos estos acontecimientos, encadenados en el tiempo.
Las rocas que forman los continentes, su disposición en estratos superpuestos o plegados, los restos fósiles de animales o vegetales que contienen, las capas de carbón, etc., son auténticos "documentos históricos" del pasado de la Tierra, donde han quedado registrados acontecimientos pretéritos. El estudio e interpretación del registro estratigráfico permiten al geólogo reconstruir la historia de nuestro planeta, análogamente a como un arqueólogo interpreta los restos de antiguas civilizaciones y llega a conocer la historia de los pueblos en la antigüedad.
La rama de la Geología que estudia el desarrollo en el tiempo de los materiales y formas del planeta, así como de las formas de vida es la Geología histórica. Esta ciencia proporciona una visión conceptual de la evolución del planeta, basándose en principios desarrollados principalmente por la Estratigrafía, la Paleontología y la Geocronología.La Estratigrafía estudia las rocas sedimentarias, su estratificación y las relaciones espaciales y temporales mutuas, así como la interpretación de los acontecimientos de carácter "histórico" que generaron los depósitos. La Paleontología, describe los fósiles, y estudia las condiciones ambientales en las que se desarrollaron, las relaciones genéricas existentes entre ellos, las causas de su desaparición, etc. Y la Geocronología data las rocas y fenómenos acaecidos en el pasado por métodos diversos.
La historia de nuestro planeta comprende dos grandes divisiones: los tiempos cosmogónicos (o periodo pregeológico), que abarcan desde la formación de nuestro planeta hasta los 4.000 millones de años, y los tiempos geológicos, que comprenden desde esta fecha hasta nuestros días.
Los tiempos pregeológicos no presentan una división cronológica, ya que no existe registro alguno en el que basarse. Sin embargo, la parte de la historia terrestre correspondiente a los tiempos geológicos, presenta una división geocronológica cuya precisión aumenta progresivamente con el paso del tiempo. Sus límites se han establecido por medio de criterios (paleontológicos, tectónicos y sedimentarios) con carácter universal, de tal forma que suelen corresponder con la separación neta entre materiales distintos, que se agrupan en unidades estratigráficas diferenciadas
Los tiempos pregeológicos
Según la hipótesis sobre el origen del Sistema Solar, la Tierra tuvo su origen hace aproximadamente 4.500-4.600 millones de años; no obstante, las rocas conocidas de mayor antigüedad por medio de la datación isotópica no superan los 3.900 millones de años. Existe, por tanto, un espacio de 700-800 millones de años sin registro alguno, cuya evolución ha sido objeto de grandes controversias.
Las estimaciones relativas a la antigüedad de nuestro planeta se encuentran aceptadas actualmente de forma unánime tanto por geólogos como astrónomos. Esta edad se ha obtenido por medio de dataciones radiométricas (métodos del rubidio-estroncio y de uranio-plomo) realizadas tanto en rocas y minerales terrestres, como en muestras Lunares y rocas procedentes de otros cuerpos planetarios que han llegado a la Tierra en forma de meteoritos. La similitud obtenida por las diversas dataciones ha demostrado que todos los cuerpos planetarios presentan un origen común y que su diferenciación debió producirse prácticamente al mismo tiempo.
La Tierra como cuerpo planetario, fue durante sus primeros estadios un sistema muy energético, aunque con gradientes geotérmicos muy variables. Su diferenciación tuvo lugar con bastante rapidez y culminó con el origen del núcleo y la atmósfera primigenia.
El origen del núcleo, según el geofísico de la Universidad de París Claude J. Allègre, tuvo lugar probablemente hace 4.440-4.410 millones de años. El impacto de los planetesimales provocó la fusión del hierro terrestre y su descenso al interior para formar el protonúcleo. La Tierra semifundida y aún en crecimiento acumulaba nuevas partículas metálicas que se añadían al núcleo, por contraste de densidad con el manto; cuyos silicatos no superaron el 20% de fusión durante este proceso de acreción.
La mayoría de los autores descarta la existencia de un océano de magma superficial, como el que parece pudo haber en la Luna; sin embargo, si que suponen un nivel profundo en estado fundido, precursor de la astenosfera actual. La litosfera provisional de naturaleza basáltica tuvo que ser intensamente bombardeada por asteroides al igual que el resto de las superficies planetarias en estos primeros estadios de la formación de los planetas. Las primeras rocas, probablemente de composición basáltica, debieron de situarse en equilibrio inestable sobre una capa fundida hasta constituir una corteza primigenia.
El progresivo enfriamiento y del planeta llegó a desarrollar un manto y una corteza primigenia de forma paralela a la diferenciación del núcleo. Al mismo tiempo, la diferenciación terrestre comenzó a emitir una gran cantidad de gases que dieron lugar a una atmósfera primitiva; compuesta principalmente por dióxido de carbono y nitrógeno, y en menor cantidad por metano, amoníaco, dióxido de azufre y ácido clorhídrico. Los procesos de contraste de densidades y evolución magmática dieron como resultado la aparición de magmas, enriquecidos paulatinamente en ciertos elementos (sílice, aluminio, sodio, potasio, etc.), cuya cristalización originó las primeras rocas graníticas.
Los fragmentos estables de corteza terrestre debieron situarse en un principio sobre zonas convectivas ascendentes, donde la acumulación de rocas graníticas acrecionó una incipiente corteza terrestre. Los magmas graníticos contenían en su composición una serie de impurezas (elementos químicos en pequeñas concentraciones); de entre las cuales el circonio, dio origen al mineral circón. Mediante el estudio de los circones (minerales de gran resistencia frente a la erosión), se descubrió que podían permanecer estables durante miles de millones de años y servir como indicadores de la corteza más antigua del planeta, ya que podían encontrarse en depósitos sedimentarios tras haber completado varios ciclos de erosión-sedimentación. Un equipo de investigadores de la Universidad Nacional de Australia encontró en el Este de su país circones con edades comprendidas entre los 4.100 y 4.300 millones de años. Es razonable considerar, por consiguiente, que la corteza primigenia debió originarse en esa época.
La Tierra en estos primeros cientos de millones de años debió de ser un lugar demasiado caliente como para que las rocas se consolidasen de forma permanente. Debido a ello, este espacio de tiempo ha recibido el nombre de Hádico (en referencia al infierno de la mitología griega, Hades). Algunos autores consideran al Hádico como la era más antigua del Arcaico.
Periodo geológico
Los primeros intentos en la realización de un calendario de la historia geológica terrestre no superaban los 600 m.a., espacio de tiempo que recibió el nombre de Fanerozoico (término de origen griego que significa "vida visible"), ya que a partir de esta fecha los fósiles presentes en el registro geológico dejaban de ser abundantes. El resto de la historia geológica (alrededor de 4.000 m.a.) se bautizó con el nombre de Precámbrico, cuya basta extensión no llegó a conocerse hasta la aparición de los métodos de datación radiométrica.
La evolución en las técnicas de datación han permitido, no obstante, la obtención de unidades geocronológicas, que, junto a las unidades cronoestratigráficas previamente establecidas, han permitido la división tanto del Precámbrico como el Fanerozoico en un único calendario geológico.
Una unidad cronoestratigráfica es una división del tiempo geológico basada en entidades rocosas reales y su secuencialidad. Las unidades cronoestratigráficas ordenadas de menor a mayor categoría son: Piso, Serie, Sistema, Eratema y Eonotema. De tal forma que varios pisos constituyen una Serie, varias series un Sistema, varios sistemas una Eratema y el conjunto de eratemas un Eonotema.
Las unidades geocronológicas, a diferencia de las anteriores, no son unidades materiales, sino un concepto abstracto del tiempo, durante el cual se han depositado las unidades cronoestratigráficas. Se trata, por tanto, de unidades equivalentes a las anteriores, que ordenadas de menor a mayor magnitud son: Edad, Época, Periodo, Eray Eón. La historia geológica de la Tierra queda por consiguiente dividida en tres eones, que a su vez se subdividen sucesivamente en eras, periodos, etc. Estos son: el eón arcaico, que comprende desde 4.000 a los 2.500 millones de años; el eón proterozoico, desde 2.500 a aproximadamente los 570 millones de años, y el eón fanerozoico, desde 570 millones de años hasta la actualidad.
El Arcaico o Arqueozoico
En el registro Arcaico se desarrollan todos los acontecimientos que transformaron la Tierra primigenia en un cuerpo planetario con una litosfera estable. Tras considerar una primera etapa de fusión generalizada, la Tierra pasó a una nueva fase tras la formación de la primitiva corteza terrestre, aún a temperatura muy elevada. El enfriamiento paulatino de nuestro planeta hizo disminuir su temperatura hasta permitir la condensación del vapor de agua, presente en la atmósfera.
Tras este hecho dieron comienzo los procesos de la geodinámica externa propiamente dichos (destrucción de la corteza primitiva y sedimentación en los océanos), y con ellos el origen de las rocas sedimentarias, que en la actualidad se encuentran afectadas por un elevado grado metamórfico.
Paulatinamente, las condiciones se fueron aproximando a las actuales y, durante este tiempo se formaron depósitos sedimentarios de unos 30 km de espesor, que constituyen la parte profunda de la actual litosfera, transformados en gneis y granitos (estos últimos por efecto de la anatexia). A diferencia del Proterozoico y el Fanerozoico donde el crecimiento continental se encuentra limitado a zonas lineales relativamente estrechas, el Arcaico presentó un crecimiento continental mucho más generalizado, debido al menor tamaño de las unidades litosféricas y el carácter móvil de esta etapa.
El eón arcaico constituye los albores de la historia de la Tierra: es el más extenso, el más antiguo y, lógicamente, el menos conocido y más difícil de estudiar. Abarca la historia comprendida entre los 4.000-2.500 m.a., espacio de tiempo que ha sido dividido a su vez en tres eras distintas: el Arcaico1, entre los 4.000-3.500 m.a.; el Arcaico2, entre 3.500-2.900 m.a.; y el Arcaico3, situado entre los 2.900-2.500 m.a.
Los autores que consideran el Hádico como la era más antigua del Arcaico sitúan su origen en los 4.550 m.a., de tal forma que a la división anterior quedaría ampliada mediante la adición de una era comprendida entre los 4.550-4.000 m.a.
Rocas arcaicas
El periodo Arcaico se encuentra distribuido en todos los continentes, y forma la base de los denominados escudos (o cratones). Los afloramientos de las rocas arcaicas presentan morfologías ovales o circulares constituidas por dos tipos de sucesiones litológicas de grado metamórfico distinto: la primera y más potente constituida por granitos, gneises y otras rocas de alto grado metamórfico (como las granulitas); y la segunda de menor entidad, formada por una asociación de rocas volcánicas y subvolcánicas (komatiitas, diabasas y pórfidos) y sedimentarias (conglomerados,areniscas, así como calizas a modo de intercalaciones), afectadas por un metamorfismo de menor grado y reciben el nombre de cinturones de rocas verdes(esquistos caracterizados por la presencia de clorita).
En los afloramientos gnéisicos de Ontario apareció el famoso Eozoon, primeramente interpretado como un organismo fósil, y luego como una estructura inorgánica de origen metamórfico, formada por bandas de calcita y serpentina.
Las rocas detríticas de esta época están asociadas a yacimientos de hierro de excepcional riqueza, en los cuales se cree que han podido intervenir bacterias ferruginosas durante su formación). Son las denominadas Formaciones de hierro bandedado, muy abundantes en la región del Lago Superior.
Es muy probable que durante la primera parte del período Arcaico se haya realizado la síntesis previa de compuestos químicos orgánicos, necesarios para la aparición de los primeros organismos, ya que la composición de la atmósfera primitiva (metano, amoníaco, ácido sulfhídrico), y las condiciones energéticas del medio (descargas eléctricas y radiaciones ultravioletas de extraordinaria intensidad) constituyeron un ambiente propicio.
Una hipótesis muy probable propone un carácter anaerobio para los primeros organismos que aparecieron sobre la Tierra, ya que la aparición del oxígeno en la atmósfera ha sido consecuencia de la actividad fotosintética por parte de las primeras algas calcáreas, de las cuales existen testimonios en las rocas calizas arcaicas de Rhodesia, para las que se ha calculado una antigüedad de 2.700 millones de años. Paleogeografía.
Es muy difícil tener una idea de la distribución que presentaban las tierras y mares durante la era Arcaica. Ello es debido a que los terrenos formados entonces afloran actualmente en áreas (escudos) muy alejados, que no pueden relacionarse entre sí. Las principales áreas donde actualmente afloran fragmentos del Arcaico son: la zona Norte del Escudo canadiense (que comprende Norteamérica y Groenlandia), el Escudo escandinavo (comprendido por los países bálticos), el Escudo africano, el Escudo antártico, la zona occidental del Escudo australiano, y de forma más restringida en los Escudos de las Guayanas, brasileño, malgache, indio, de Mongolia y siberiano.
La aparición de los océanos
La desgasificación de la Tierra tuvo lugar durante los primeros estadios correspondientes a la formación de la corteza, hasta constituir la atmósfera primitiva. Entre los gases que formaban la atmósfera, existían importantes cantidades de vapor de agua, que con el paulatino enfriamiento del planeta (temperaturas inferiores a los 100º C) llegó a condensarse y precipitar hasta dar forma a los océanos primitivos. La datación de algas filamentosas constructoras de estromatolitos en rocas australianas (con una antigüedad aproximada de 3.500 m.a.), evidencian la existencia de agua en estado líquido y la actividad de algas verdeazuladas (algas cianofíceas), que implican una corteza terrestre con una temperatura necesariamente inferior a los 100º C. Por otro lado, otras evidencias de carácter petrológico como son la existencia de rocas volcánicas con estructuras almohadilladas (pillowlavas) en el Arcaico, indican que su emisión se realizó en un ambiente necesariamente submarino.
La temperatura de los océanos durante el Arcaico ha sido objeto de numerosos debates. En los años setenta, mediciones efectuadas con isótopos de oxígeno en estromatolitos, determinaron temperaturas sobre los 80º C, valores tan elevados que sugerían océanos con características que bien podían ser hidrotermales. Descubrimientos posteriores pusieron seriamente en duda la existencia de océanos tan calientes en las primeras fases de la hidrosfera terrestre. La presencia de cristales de yeso y bacterias fijadoras de nitrógeno encontradas en las rocas arcaicas, demuestran que las temperaturas no debieron superar los 60º C. Ésta parece, por tanto, que fue la temperatura límite de los primeros océanos, cuya temperatura más probable debió de oscilar en un intervalo comprendido entre los 30º ó 40º C.
Clima
El clima durante el Arcaico se caracterizó por su enorme constancia, a diferencia del resto de los planetas que componen el sistema solar. Constancia que únicamente debió de romperse con las glaciaciones, constatadas por la existencia de depósitos de tillitaspresentes en el Escudo canadiense y China.
Las peculiaridades del clima arcaico se deben principalmente a tres condicionantes: en primer lugar la radiación emitida por el Sol debió ser entre un 30-50% menor que en la actualidad, la carencia de superficies continentales debió de reducir el efecto albedo y ser mucho menor que el actual, y la existencia de gases (atmósfera rica en CO2 y N2) que absorben las radiaciones infrarrojos favoreció el efecto invernadero.
El Proterozoico (o Sistema Algónquico).
A este Eón pertenecen la mayoría de los terrenos tradicionalmente catalogados como Precámbricos. Durante el Proterozoico existe una dinámica muy activa como consecuencia de las relaciones entre el manto y los importantes volúmenes de litosfera estables ya existentes, que se refleja en la génesis de volúmenes considerables de rocas ígneas y el desarrollo de notables procesos metamórficos y tectónicos, como son: el desarrollo de aulacógenos (con sedimentación en su interior), el crecimiento de los fragmentos continentes originados al final del Arcaico, que sufren una acreción por medio del reciclado de gran parte de la corteza arcaica, y la aparición de rocas intrusivas en forma de diques o batolitos.
El Eón Proterozoico abarca un periodo igualmente amplio de la Historia geológica, situado entre los 2.500-570 m.a. Ha sido dividido en tres eras: el Proterozoico1 (2.500-1.600 m.a.), el Proterozóico2 (1.600-900 m.a.) y el Proterozoico3 (900-570 m.a.).
Las rocas proterozoicas.
La mayor parte de las rocas consideradas en un principio como precámbricas han sido originadas en su mayoría durante el Proterozoico. La característica principal de las rocas desarrolladas durante este eón es la disminución paulatina de las litologías presentes durante el Arcaico y ausentes en el registro Fanerozoico (ejemplo: komatiitas, formaciones de hierro bandeado), y el aumento de litologías más modernas, como los carbonatos y cuarcitas.
El registro proterozoico se encuentra discordante sobre los terrenos arcaicos de mayor antigüedad, y está formado por rocas que han sufrido un metamorfismo de menor intensidad: areniscas, cuarcitas, esquistos arcillosos y tillitas; así como rocas subvolcánicas y eruptivas: diabasas, basaltos y pórfidos, siendo menos frecuentes los granitos intrusivos.
Las asociaciones de rocas Arcaicas siguen existiendo con ciertas diferencias durante el Proterozoico:
- Los gneises granulíticos se caracterizan por presentar una menor concentración de basaltos metamorfizados (anfibolitas), carecer de las acumulaciones de anortositas existentes en el Arcaico, y contener una mayor proporción de carbonatos recristalizados por efecto del metamorfismo (mármoles).
- Los cinturones de rocas verdes siguen existiendo durante el Proterozoico, con ciertas peculiaridades tanto en rocas volcánicas (ausencia de komatiitas y aumento de rocas volcánicas explosivas), como en las sedimentarias (disminución de las formaciones de hierro bandeado y aumento de grauvacas).
- Las rocas ígneas anorogénicas, consolidadas durante periodos de tiempo en los cuales la tectónica se encuentra relativamente inactiva. Las rocas que constituyen esta asociación son principalmente de dos tipos: rocas muy ricas en plagioclasa (dioritas) y granitos con una textura singular (feldespatos ovoides) que reciben el nombre de granitos rapakivi.
Paleogeografía.
Aún resulta extremadamente difícil llegar a determinar como era la distribución que presentaban tierras y mares durante el Proterozoico. La mayor parte de estos terrenos se han mantenido estables durante los procesos dinámicos desarrollados en el Fanerozoico; estas zonas reciben el nombre de escudos.
Las principales áreas donde actualmente afloran los terrenos Proterozoicos constituyen por consiguiente la mayor parte de los Escudos canadiense (comprendido por Norteamérica y Groenlandia), escandinavo (comprendido por los países bálticos), de Mongolia, siberiano, brasileño, de las Guayanas, africano, malgache, árabe, indio, australiano, antártico, así como la mayor parte de la Plataforma Rusa. En el escudo Báltico, la intensa orogenia dio lugar a la cadena montañosa de las Carélidas, localizadas principalmente en Finlandia.
Clima.
El clima proterozoico a diferencia del arcaico es muy irregular, ya que alterna periodos cálidos y fríos, uno de los cuales correspondiente al mayor periodo glacial de toda la historia de la Tierra.
Existen evidencias de dos periodos glaciales: uno al comienzo del Proterozoico y otro situado a su final. El primer periodo glacial definido en un depósito de tillitas canadiense no se encuentra totalmente confirmado. Sin embargo, el periodo glacial desarrollado a finales de este Eón ha dejado huellas de su existencia a escala mundial. Se trata de la etapa glacial con mayor magnitud en toda la historia de la Tierra, con una duración de 400 m.a. Debido a la enorme amplitud temporal y espacial presentada por este episodio, se han diferenciado tres etapas diferentes según las dataciones obtenidas en los diversos continentes. Éstas son: la Glaciación infracámbrica II (1.000-900 m.a.), la Glaciación infracámbrica II (850-715 m.a.) y la Glaciación eocámbrica (680-560 m.a.).
Fauna.
En este periodo abundan las bacterias, cianobacterias y estromatolitos, aparecen las células nucleadas, la reproducción sexual y se desarrollan los primeros metazoos (fauna de Ediacara).
Del Precámbrico de Finlandia procede el Corycium, interpretado como un alga de talo cilíndrico alargado y al que se le asignan unos 1.150 m.a. También se han encontrado como algas cianofíceas y "calcáreas", que llegan a formar verdaderos "arrecifes".
En Ediacara (Australia) se encuentra la fauna fósil mejor conservada de esta época. Con una antigüedad datada en 670 m.a., se encuentra comprendida por diversos organismos, todos ellos carentes de esqueleto calcáreo (no habían desarrollado mecanismos fisiológicos para la fijación de carbonato cálcico), lo cual posiblemente sea la causa principal de la escasez de fósiles en las rocas precámbricas.
Entre los celentéreos de la época se encuentra ciertos pennatúlidos (Rangea, Charniay Pteridinium). Además, se han encontrado restos de protozoos con esqueleto silíceo, algas cianofíceas, estromatolitos, así como pistas de gusanos o arenicokites.
A finales del Proterozoico la biosfera parece experimentar un crecimiento explosivo, hasta el comienzo del Cámbrico, donde aparecen organismos con esqueleto calcáreo. Este hecho permite la fosilización y conservación de un mayor número de especies en el registro estratigráfico, criterio que se empleó para definir el límite entre el Proterozoico y Fanerozoico. El límite entre ambos eones sólo tiene un sentido paleontológico y únicamente se encuentran discordantes en ciertas áreas de África y Asia Central, razón por la cual esta división presenta ciertas variaciones regionales (algunos millones de años), según la secuencia estratigráfica objeto de estudio: el primer piso del Cámbrico (definido en el Sur de Gales por Cowie et al. 1972) en Europa tiene una antigüedad de 590 m.a.; propuestas más recientes sobre este límite (Odin et al. 1982) disminuyen su edad hasta los 530 m.a.; y en Norte América (según la Decate of North American Geology. 1983), lo sitúan en 540 m.a.
Si se tiene en cuenta que durante el Cámbrico (primer Periodo del Fanerozoico) comienza la escisión de la Primera Pangea (constituida a finales del Proterozoico), se puede considerar que el límite entre el Fanerozoico y Proterozoico comienza con su apertura, determinada en 570 m.a.
El Fanerozoico.
Tercero de los eones en que se divide la historia de la Tierra, que abarca desde hace 570 m.a. hasta la actualidad. Constituye lo que se conoce como historia reciente de la Tierra, es el más conocido y, por tanto, el mejor estructurado evolutivamente.
Durante su desarrollo tiene lugar la apertura de la Primera Pangea, así como la creación y apertura de la Segunda Pangea (la pangea de Wegener), aunque se sospecha que tuvieron lugar otras anteriores cuya reconstrucción no es posible con los medios científicos actuales. Cada ciclo de unión de los continentes o Pangea y su posterior separación se conoce como Ciclo de Wilson, en honor del célebre geólogo canadiense J. Tuzo Wilson, quien fuera el primero en intuir los procesos originados en la corteza terrestre, como consecuencia de la tectónica de placas.
Casi todos los acontecimientos geológicos conocidos por la mayoría de la gente han tenido lugar durante este Eón, que tan sólo supone una novena parte de la historia de la Tierra.
La división estratigráfica del Fanerozoico realizada durante el siglo XVIII, introduce los términos Primaria, Secundaria y Terciaria. Esta división, basada en la disposición relativa de los terrenos que las constituían, ha quedado obsoleta en el actual calendario cronoestratigráfico, donde el Fanerozoico se considera dividido en tres Eras: el Paleozoico (570-248 m.a.), el Mesozoico (248-65 m.a.), y el Cenozoico (65 m.a. hasta la actualidad).
El Paleozoico (la Era primaria).
La denominación de Era Primaria se debe a que los materiales que la constituían se suponían los más antiguos de la corteza terrestre. Este término fue abandonado por el de Paleozoico (o "de los animales antiguos"), en ocasiones también se la denomina "Era de los Trilobites", por ser estos fósiles exclusivamente paleozoicos y los más abundantes en las formaciones marinas.
El Paleozoico se encuentra dividido en seis periodos: el Cámbrico (570-505 m.a.),Ordovícico (505-438 m.a.), Silúrico (438-408 m.a.), Devónico (408-360 m.a.),Carbonífero (360-286 m.a.) y Pérmico (286-248 m.a.).
Los materiales de esta época tienen un carácter común y un elevado grado de metamorfismo por haber sufrido los efectos de dos orogenias sucesivas (caledoniana y herciniana). La primera afectó a Escocia e Inglaterra, montañas Escandinavas, Europa Central, Siberia, Groenlandia y en Norteamérica (Cadena de rocas Verdes), con sus principales fases de plegamiento generadas entre el Cámbrico y el Devónico.
La orogenia herciniana tuvo aún mayor importancia; se desarrolló en fases sucesivas durante el Carbonífero-Pérmico y afectó a toda Europa. Fuera de ellas, ha dejado huellas en los Urales, en los Montes Altai y Kuen-lun en Asia, en la parte oriental de Australia, en los Apalaches y en el Cabo de Buena Esperanza. En la Península Ibérica, la estructuración general del denominado Macizo Hespérico, se produce durante esta etapa orogénica.
Durante esta era se genera una importante emisión de rocas ígneas (granitos, pórfidos, diabasas, dioritas etc.), acompañadas de emanaciones minerales de hierro, estaño y cobre. La actividad volcánica comienza a manifestarse con relativa importancia en la base del Silúrico (potentes intercalaciones de riolitas, andesitas y diabasas en Escocia). Actividad que se extiende de forma generalizada en el Devónico y Carbonífero, hasta alcanzar el máximo de intensidad en el Pérmico, con la alternancia de emisiones ácidas (riolitas) con otras de quimismo básico (basaltos).
Dicha acitividad ígnea dio origen el metamorfismo de grandes depósitos sedimentarios, que llegan a adquirir un elevado grado metamórfico, con la aparición de esquistos, gneises e incluso migmatitas.
Las rocas sedimentarias paleozoicas son muy variadas y, en general, presentan colores oscuros, que contrastan con los más claros y vivos de las rocas mesozoicas y terciarias. Destacan los depósitos correspondientes a ambientes oceánicos someros, en los cuales se encuentran un importante número de fósiles guía empleados en correlaciones estratigráficas: trilobites (Cambrico-Ordovício), graptolitos (Ordovícico-Silúrico), conodontos (Ordovício-Pérmico), amonoideos (Devónico-Pérmico), y fusilínidos (Carbonífero-Pérmico).
La formaciones más características del Paleozoico son: un tipo de molasas que llega a alcanzar los tres kilómetros de potencia y que recibe los nombres de Arenisca Roja Antigua en Europa (Delta de Catskill en Norteamérica), formarda como relleno de fosas tectónicas durante el cese de una etapa de compresión; y la Cuarcita Armoricana, formación constituida por potentes depósitos de cuarcitas depositadas en ambientes deltáicos y de plataforma continental, que se extienden por la península Ibérica, Francia y Norte de Marruecos. También son importantes los depósitos calcáreos (calizas arrecifales a finales del Cámbrico), los de fosfatos y evaporitas (destacados en el Pérmico).
Todos los periodos del Paleozoico con excepción del Cámbrico, presentan importantes reservas minerales: en el Ordovícico destacan los yacimientos de petróleo, pomo, zinc y por la explotación de pizarras, mármoles y rocas fosfatadas; en el Silúrico se caracteriza por la presencia de depósitos yesíferos, salinos y la existencia de menas de hierro; el Devónico por los yacimientos petrolíferos y la existencia de fosfatos; el Carbonífero por la presencia de las mayores reservas de carbón y yacimientos de petróleo; y el Pérmico por los depósitos de carbón, fosfato cálcico, y cobre
Paleogeografía del Paleozoico.
Durante el transcurso de esta era, la superficie de la Tierra experimentó profundas transformaciones, con una distribución de tierras y mares muy diferente de la actual.
Existieron, en líneas generales, tres grandes masas continentales: 1) el Continente Nor-Atlántico, que comprendía gran parte de Norteamérica, Groenlandia (Laurentia) y Europa Central y Septentrional; 2) el Continente Austral (llamado también Gondwana), integrado por Brasil, África, Arabia, Indostán y Australia; y 3) el Continente Chino-Siberiano o de Angara.
Entre los continentes Nor-Atlántico y de Angara se extendía un amplio geosinclinal, en la situación que actualmente ocupan los Montes Urales; además, estos dos continentes estaban separados del de Gondwana por el extenso geosinclinal en el que se desarrolló un amplio mar, el mar del Tetis, que persistió durante toda la Era Mesozoica.
Además el polo Sur no ocupaba entonces la misma posición que tiene en la actualidad; estaba situado en pleno continente de Gondwana, y en consecuencia, también el Ecuador tenía distinta posición, ocupado por una masa oceánica (Mesogea), como lo demuestra la presencia de arrecifes en los mares epicontinentales que cubrían gran parte de Europa, durante el Paleozoico superior.
El orógeno Hercínico coincide con la unificación de los continentes en la última Pangea, razón por la cual existen estructuras tanto en Europa, como en el Norte de África y en Estados unidos (Apalaches). La formación de este orógeno implica la destrucción por subducción de la placa oceánica que separaba Laurasia de Gondwana hasta el Carbonífero. No obstante, algunos autores coincid
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