Ciencias de la tierra, 8va. Edición - Edward J. Tarbuck-FREELIBROS

Recursos de la web 225

7. ¿Por qué la lutita suele desmenuzarse con facilidad? f ) Una variedad de caliza compuesta por pequeños
granos esféricos.
8. ¿Cómo están relacionados el grado de selección y
la redondez con el transporte de los granos de 14. ¿En qué se diferencia el carbón de otras rocas sedi-
arena? mentarias bioquímicas?

9. Distinga entre conglomerados y brechas. 15. ¿Cuál es la base fundamental para distinguir entre
una roca sedimentaria química y otras?
10. Distinga entre las dos categorías de rocas sedimen-
tarias químicas. 16. Distinga entre textura clástica y no clástica. ¿Qué
tipo de textura es común a todas las rocas sedimen-
11. ¿Qué son los depósitos de evaporitas? Nombre una tarias detríticas?
roca que sea una evaporita.
17. Algunas rocas sedimentarias no clásticas se parecen
12. Cuando un volumen de agua de mar se evapora, los mucho a las rocas ígneas. ¿Cómo pueden distin-
minerales precipitan en un cierto orden. ¿Qué de- guirse fácilmente?
termina ese orden?
18. Enumere tres categorías de ambientes sedimenta-
13. Cada una de las siguientes afirmaciones describe rios. Ponga uno o más ejemplos de cada categoría.
una o más características de una roca sedimentaria
concreta. Para cada afirmación, indique la roca se- 19. ¿Por qué son útiles los sedimentos del fondo oceá-
dimentaria que se está describiendo. nico para estudiar los climas del pasado? (Véase Re-
cuadro 7.2.)
a) Una evaporita utilizada para hacer argamasa.
20. Distinga entre los tres tipos básicos de sedimentos
b) Una roca detrítica de grano fino que exhibe fi- del fondo oceánico. (Véase Recuadro 7.3.)
silidad.
21. ¿Cuál es probablemente el rasgo más característico
c) Arenisca de color oscuro que contiene clastos de las rocas sedimentarias?
angulosos así como arcilla, cuarzo y feldespato.
22. Distinga entre estratificación cruzada y estratifica-
d) La roca sedimentaria química más abundante. ción gradada.

e) Una roca dura de color oscuro constituida por 23. ¿Cómo se diferencian las rizaduras de corriente de
cuarzo microcristalino. las rizaduras de oscilación?

Términos fundamentales

ambiente deposicional estrato litificación roca sedimentaria química
ambiente sedimentario estrato gradado llanura salina sedimento
bioquímico evaporita plano de estratificación selección
cementación facies rizadura textura clástica
compactación fisilidad roca sedimentaria textura cristalina
diagénesis fósil textura no clástica
estratificación cruzada grieta de desecación detrítica

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CAPÍTULO 8

Metamorfismo
y rocas metamórficas

Metamorfismo Ambientes metamórficos

Factores del metamorfismo Metamorfismo térmico o de contacto
Metamorfismo hidrotermal
El calor como factor metamórfico Metamorfismo regional
Presión y esfuerzo diferencial Otros tipos de metamorfismo
Fluidos químicamente activos
La importancia del protolito Zonas metamórficas

Texturas metamórficas Variaciones de textura
Minerales índice y grado metamórfico
Foliación
Texturas foliadas Metamorfismo y tectónica de placas
Otras texturas metamórficas
Ambientes metamórficos antiguos
Rocas metamórficas comunes

Rocas foliadas
Rocas no foliadas

227

228 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

Fuerzas compresivas de una magnitud inimaginable y diferente al de su formación inicial. Se trata de cambios de
temperaturas de centenares de grados por encima de temperatura y presión (esfuerzo) y la introducción de flui-
las condiciones de la superficie predominaron quizá dos químicamente activos. En respuesta a esas nuevas con-
durante miles o millones de años y provocaron la defor- diciones, las rocas cambian gradualmente hasta alcanzar
mación. Bajo esas condiciones extremas, las rocas respon- un estado de equilibrio con el nuevo ambiente. La mayo-
den plegándose, fracturándose y fluyendo. En este capítu- ría de los cambios metamórficos ocurren bajo las tempe-
lo se consideran las fuerzas tectónicas que forjan las rocas raturas y presiones elevadas que existen en la zona que em-
metamórficas y cómo esas rocas cambian de aspecto, com- pieza a unos pocos kilómetros por debajo de la superficie
posición mineral y a veces incluso de composición química terrestre y se extiende hacia el manto superior.
media.
El metamorfismo suele progresar de manera incre-
Extensas áreas de rocas metamórficas afloran en todos mental, desde cambios ligeros (metamorfismo de grado bajo)
los continentes en unas regiones relativamente planas de- a cambios notables (metamorfismo de grado alto). Por ejem-
nominadas escudos. Esas regiones metamórficas se encuen- plo, en condiciones de metamorfismo de grado bajo, la
tran en Canadá, Brasil, África, India, Australia y Groenlandia. roca sedimentaria común lutita se convierte en una roca
Además, las rocas metamórficas son un componente impor- metamórfica más compacta denominada pizarra. Las
tante de muchos cinturones montañosos, entre ellos los Al- muestras de mano de ambas rocas son a veces difíciles de
pes y los Apalaches, donde constituyen una gran parte del distinguir, lo cual ilustra que la transición de sedimenta-
núcleo cristalino de esas montañas. Incluso las partes inte- ria a metamórfica suele ser gradual y los cambios pueden
riores estables de los continentes que están cubiertas por ro- ser sutiles.
cas sedimentarias están sustentadas sobre rocas basales me-
tamórficas. En esos ambientes, las rocas metamórficas están En ambientes más extremos, el metamorfismo pro-
muy deformadas y presentan intrusiones de grandes masas duce una transformación tan completa que no puede de-
ígneas. De hecho, partes significativas de la corteza conti- terminarse la identidad de la roca fuente. En el metamor-
nental terrestre están compuestas por rocas metamórficas y fismo de grado alto, desaparecen rasgos como los planos
rocas ígneas. de estratificación, los fósiles y las vesículas que puedan ha-
ber existido en la roca original. Además, cuando las rocas
A diferencia de algunos procesos ígneos y sedimen- en zonas profundas (donde las temperaturas son elevadas)
tarios que tienen lugar en ambientes superficiales o próxi- son sometidas a presiones dirigidas, se deforman lenta-
mos a la superficie, el metamorfismo casi siempre ocurre en mente y se produce una gran variedad de texturas además
zonas profundas del interior de la Tierra, fuera de nuestra de estructuras a gran escala como los pliegues.
observación directa. Pese a este obstáculo significativo, los
geólogos han desarrollado técnicas que les han permitido En los ambientes metamórficos más extremos, las
aprender mucho sobre las condiciones bajo las cuales se temperaturas se aproximan a las de fusión de las rocas. Sin
forman las rocas metamórficas. Por tanto, las rocas meta- embargo, durante el metamorfismo la roca debe permanecer
mórficas proporcionan importantes datos sobre los proce- esencialmente en estado sólido, pues si se produce la fusión
sos geológicos que actúan dentro de la corteza terrestre y completa, entraríamos en el ámbito de la actividad ígnea.
el manto superior.
La mayor parte del metamorfismo ocurre en uno de
Metamorfismo estos tres ambientes:

IENCI TIERR Rocas metamórficas 1. Cuando una masa magmática intruye en las ro-
cas, tiene lugar el metamorfismo de contacto o tér-
▲ Introducción mico. Aquí, el cambio es impulsado por un au-
mento de la temperatura en el interior de la roca
AS DE LA huésped que rodea una intrusión ígnea.

Recordemos, de lo tratado en el apartado sobre el ciclo de 2. El metamorfismo hidrotermal implica alteraciones
químicas que se producen conforme el agua ca-
las rocas del Capítulo 1, que el metamorfismo es la trans- liente rica en iones circula a través de las fractu-
ras de las rocas. Este tipo de metamorfismo sue-
formación de un tipo de roca en otro. Las rocas meta- le estar asociado con la actividad ígnea que
proporciona el calor necesario para provocar las
mórficas se forman a partir de rocas ígneas, sedimentarias reacciones químicas y hacer circular estos fluidos
a través de la roca.
o incluso de otras rocas metamórficas. Por tanto, todas las
3. Durante la formación de montañas, grandes vo-
rocas metamórficas tienen una roca madre: la roca a par- lúmenes de rocas están sometidas a presiones di-
rigidas y a las elevadas temperaturas asociadas
tir de la cual se formaron.

El metamorfismo, que significa «cambio de for-

ma», es un proceso que provoca cambios en la mineralo-

gía, la textura y, a menudo, la composición química de las

rocas. El metamorfismo tiene lugar cuando las rocas se so-

meten a un ambiente físico o químico significativamente

Factores del metamorfismo 229

con deformaciones a gran escala, del denomina- ción cuando los granos más finos tienden a unirse y for-
do metamorfismo regional. mar granos de mayor tamaño de la misma mineralogía.

El metamorfismo regional, que produce el mayor volu- En segundo lugar, el calor puede aumentar la tem-
men de rocas metamórficas, tiene lugar en los límites con- peratura de una roca hasta el punto en que uno o más de
vergentes, donde las placas litosféricas colisionan (véase Fi- sus minerales ya no son químicamente estables. En estos
gura 8.18). Aquí, grandes segmentos de la corteza terrestre casos, los iones constituyentes tienden a distribuirse en
se pliegan, se fallan y se metamorfizan enormemente. estructuras cristalinas más estables en el nuevo ambiente
Además, el enterramiento profundo, junto con el empla- de alta energía. Las reacciones químicas de este tipo tie-
zamiento de magmas que se originan en el manto, son los nen como consecuencia la creación de nuevos minerales
responsables de las temperaturas elevadas que provocan con configuraciones estables que tienen una composi-
las zonas más intensas de metamorfismo. Las rocas de- ción global más o menos equivalente a la de los minera-
formadas por metamorfismo regional tienen frecuente- les originales. (En algunos ambientes, los iones quizá mi-
mente zonas de metamorfismo de contacto, así como me- gren hacia el interior o el exterior de una unidad rocosa,
tamorfismo hidrotermal. modificando así su composición química general.)

Después de considerar los factores del metamorfis- En resumen, si tuviéramos que atravesar una región
mo y algunas rocas metamórficas comunes, examinaremos de rocas metamórficas (situada en la superficie) despla-
estos y otros ambientes metamórficos. zándonos en dirección al metamorfismo creciente, podrí-
amos esperar observar dos cambios atribuibles en gran
Factores del metamorfismo medida al aumento de la temperatura. El tamaño del gra-
no de las rocas se incrementaría y la mineralogía se trans-
IENCI TIERR Rocas metamórficas formaría de una manera gradual.

▲ Factores del metamorfismo Fuentes de calor El calor que causa el metamorfismo de
las rocas procede principalmente de la energía liberada
AS DE LA por la desintegración radiactiva y la energía térmica alma-
cenada en el interior de la tierra. Recordemos que las tem-
Los agentes del metamorfismo son el calor, la presión (es- peraturas aumentan con la profundidad a un ritmo conoci-
do como gradiente geotérmico (geo ϭ Tierra; therm ϭ calor).
fuerzo) y los fluidos químicamente activos. Durante el meta- En la corteza superior, este incremento de la temperatura
oscila entre 20 °C y 30 °C por kilómetro (Figura 8.1). Por
morfismo, las rocas suelen estar sometidas simultánea- tanto, las rocas que se formaron en la superficie terrestre
experimentarán un aumento gradual de la temperatura
mente a los tres agentes metamórficos. Sin embargo, el conforme son transportadas (subducidas) a mayor pro-
fundidad (Figura 8.1). Cuando se entierran a una profun-
grado de metamorfismo y la contribución de cada agente didad de unos 8 kilómetros, donde las temperaturas son de
150 °C a 200 °C, los minerales arcillosos tienden a inesta-
varían mucho de un ambiente a otro. bilizarse y empiezan a recristalizar en minerales como la
clorita y la moscovita, que son estables en este ambiente.
El calor como factor metamórfico (La clorita es un mineral similar a la mica formado por el
metamorfismo de silicatos oscuros.) Sin embargo, muchos
El factor más importante del metamorfismo es el calor, silicatos, en especial los que se encuentran en las rocas íg-
porque proporciona la energía que impulsa los cambios neas cristalinas, como el cuarzo y el feldespato, permane-
químicos que provocan la recristalización de los minera- cen estables a esas temperaturas. Por tanto, las transfor-
les existentes o la formación de minerales nuevos. Recor- maciones metamórficas de estos minerales ocurren, en
demos del apartado de las rocas ígneas que un aumento de general, a profundidades mucho mayores.
la temperatura hace que los iones del interior de un mi-
neral vibren con mayor rapidez. Incluso en un sólido cris- Los ambientes donde las rocas pueden ser trans-
talino, en el que los iones están unidos mediante enlaces portadas a grandes profundidades y calentarse son los bor-
fuertes, este alto nivel de actividad permite que los átomos des de placa convergentes, donde están siendo subducidos
individuales migren con mayor libertad dentro de la es- fragmentos de corteza oceánica cargados de sedimentos.
tructura cristalina. Además, es posible que las rocas sean enterradas en gran-
des cuencas donde la subsidencia gradual da origen a acu-
Cambios provocados por el calor El calor afecta a los ma- mulaciones muy gruesas de sedimentos (Figura 8.1). Se
teriales terrestres, en especial a los que se forman en am- sabe que en esos lugares, como por ejemplo el Golfo de
bientes de bajas temperaturas, de dos maneras. En primer
lugar, fomenta la recristalización de granos minerales in-
dividuales, lo cual sucede, en particular, con las arcillas, los
sedimentos de grano fino y algunos precipitados químicos.
Las temperaturas más elevadas provocan la recristaliza-

230 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

Las rocas de la corteza Los sedimentos en subducción
poco profunda son son metamorfizados por
el aumento de la presión
metamorfizadas por los y la temperatura
cuerpos magmáticos
ascendentes

Cuenca
subsidente

300°C Intrusiones
ígneas
Los estratos sedimentarios 600°C 300°C
profundamente enterrados 900°C Litosfera oceánica en subducción 600°C
experimentan metamorfismo 900°C

1200°C 1200°C 100 km

Gradiente
geotérmico
idealizado

200 km

▲ Figura 8.1 Ilustración del gradiente geotérmico y su papel en el metamorfismo. Obsérvese cómo el gradiente geotérmico disminuye por
la subducción de la litosfera oceánica comparativamente fría. Por el contrario, el calentamiento térmico es evidente cuando el magma intruye
en la corteza superior.

México, se desarrollan condiciones metamórficas cerca ?A VECES LOS ALUMNOS
de la base de la cuenca. P R E G U N TA N

Además, las colisiones continentales, que causan el ¿Qué temperatura se alcanza en las profundidades
engrosamiento de la corteza, hacen que las rocas queden
enterradas profundamente, donde las temperaturas eleva- de la corteza?
das pueden provocar la fusión parcial (Figura 8.21).
El aumento de la temperatura con la profundidad, basado
El calor también puede ser transportado desde el en el gradiente geotérmico, puede expresarse de la siguien-
manto hasta incluso las capas más someras de la corteza. te manera: a más profundidad, más calor. Los mineros han
Las plumas ascendentes del manto, que afloran en las dor- observado esta relación en las minas profundas y en los
sales centrooceánicas, y el magma generado por la fusión sondeos. En la mina más profunda del mundo (la mina
parcial del manto en las zonas de subducción son tres Western Deep Levels, en Suráfrica, con 4 kilómetros de
ejemplos (Figura 8.1). En general, siempre que se forman profundidad), la temperatura de las rocas es tan elevada
magmas y éstos ascienden a un ritmo lento hacia la su- que puede quemar la piel humana. De hecho, los mineros
perficie, se produce metamorfismo. Cuando intruye en suelen trabajar en parejas: uno extrae la roca y el otro hace
rocas relativamente frías en zonas poco profundas, el mag- funcionar un gran ventilador que mantiene frío al compa-
ma «cuece» la roca caja. Este proceso, denominado meta- ñero.
morfismo de contacto, se considerará más adelante en este
capítulo. La temperatura es incluso más elevada en el fondo del
sondeo más profundo del mundo, que se completó en la
Presión y esfuerzo diferencial península Kola de Rusia en 1992 y que se adentra hasta
la distancia récord de 12,3 kilómetros. A esta profundidad
La presión, como la temperatura, también aumenta con la la temperatura es de 245 °C, mucho más elevada que el
profundidad conforme aumenta el grosor de las rocas su- punto de ebullición del agua. Lo que impide que el agua
prayacentes. Las rocas enterradas están sometidas a una hierva es la elevada presión de confinamiento que existe
a esa profundidad.

Factores del metamorfismo 231

presión de confinamiento, que es análoga a la presión donde las placas litosféricas colisionan. Aquí, las fuerzas
hidrostática, donde las fuerzas se aplican por igual en to- que deforman la roca son desiguales en distintas direc-
das las direcciones (Figura 8.2A). Cuanto más se profun- ciones y se las denomina esfuerzo diferencial. (En el
diza en el océano, mayor es la presión de confinamiento. Capítulo 10 se trata con mayor profundidad el concepto
Lo mismo ocurre en el caso de las rocas enterradas. La de esfuerzo, que es una fuerza por área de unidad.)
presión de confinamiento cierra los espacios entre los gra-
nos minerales, dando lugar a una roca más compacta con A diferencia de la presión de confinamiento, que
una mayor densidad (Figura 8.2A). Además, a grandes «comprime» la roca por igual en todas las direcciones, los
profundidades, la presión de confinamiento puede hacer esfuerzos diferenciales son mayores en una dirección que
que los minerales recristalicen en nuevos minerales con en las demás. Como se muestra en la Figura 8.2B, las ro-
una estructura cristalina más compacta. No obstante, la cas sometidas a esfuerzo diferencial se acortan en la di-
presión de confinamiento no pliega ni deforma las rocas. rección de la mayor presión y se alargan en la dirección
perpendicular a dicha presión. Como consecuencia, las ro-
Además de la presión de confinamiento, las rocas cas implicadas suelen plegarse o aplastarse (como cuando se
pueden estar sometidas también a presiones dirigidas. Eso pisa una pelota de goma). A lo largo de los bordes de pla-
sucede, por ejemplo, en los bordes de placa convergentes, ca convergentes, el mayor esfuerzo diferencial se ejerce

▲
Figura 8.2 La presión (esfuerzo) como
agente metamórfico. A. En un ambiente
deposicional, conforme aumenta la presión
de confinamiento, las rocas se deforman al
reducir su volumen. B. Durante la formación
de montañas, el esfuerzo diferencial acorta y
deforma los estratos rocosos.

Estratos
no deformados

Aumento
de la presión
de confinamiento

A. Presión de confinamiento

Estratos Estratos
deformados no deformados

B. Esfuerzo diferencial

232 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

más o menos horizontalmente en la dirección del movi- tos por los fluidos calientes y migran a lo largo de la su-
miento de las placas, y se aplica la menor presión en la di- perficie del grano hacia los espacios porosos situados en-
rección vertical. Por consiguiente, en estos lugares la cor- tre los granos. Así, los fluidos hidrotermales contribuyen
teza se acorta (horizontalmente) y engrosa mucho a la recristalización de los granos minerales disolviendo el
(verticalmente). material procedente de las regiones sometidas a esfuerzos
elevados y precipitando (depositando) este material en zo-
En los ambientes superficiales, donde las tempera- nas sometidas a esfuerzos bajos. Como consecuencia, los
turas son comparativamente bajas, las rocas son frágiles y minerales tienden a recristalizar y a alargarse más en una di-
tienden a fracturarse cuando son sometidas a esfuerzos di- rección perpendicular a los esfuerzos de compresivos.
ferenciales. La deformación continuada tritura y pulveri-
za los granos minerales en fragmentos pequeños. Por el Cuando los fluidos calientes circulan libremente a
contrario, en ambientes de temperaturas elevadas las ro- través de las rocas, puede producirse intercambio iónico
cas son dúctiles. Cuando las rocas exhiben un comporta- entre dos capas rocosas adyacentes o los iones pueden
miento dúctil, sus granos minerales tienden a aplanarse y migrar a grandes distancias antes de acabar depositán-
a alargarse cuando son sometidos a un esfuerzo diferen- dose. Esta última situación es especialmente habitual
cial (Figura 8.3). Eso explica su capacidad para deformar- cuando consideramos los fluidos calientes que escapan
se fluyendo (más que fracturándose) para generar plie- durante la cristalización de un plutón ígneo. Si la com-
gues complicados. Como veremos, el esfuerzo diferencial posición de las rocas que rodean el plutón es claramen-
también representa un importante papel en el desarrollo te distinta de la de los fluidos invasores, puede producir-
de las texturas metamórficas. se un intercambio considerable de iones entre los fluidos
y la roca caja. Cuando eso sucede, se produce un cambio
Fluidos químicamente activos de la composición global de las rocas circundantes. En es-
tos casos el proceso metamórfico se denomina metaso-
Se cree que los fluidos compuestos principalmente de matismo.
agua y otros componentes volátiles, como el dióxido de
carbono, representan un papel importante en algunos ti- ¿Cuál es el origen de estos fluidos químicamente
pos de metamorfismo. Los fluidos que rodean los granos activos? El agua es muy abundante en los espacios poro-
minerales actúan como catalizadores y provocan la re- sos de la mayoría de rocas sedimentarias, así como en las
cristalización fomentando la migración iónica. En am- fracturas de las rocas ígneas. Además, muchos minerales,
bientes cada vez más calientes, estos fluidos ricos en iones
se vuelven proporcionalmente más reactivos. Cuando se ?A VECES LOS ALUMNOS
unen dos granos minerales, la parte de sus estructuras P R E G U N TA N
cristalinas que se toca es la que recibe una mayor presión.
Los iones situados en estos puntos son fácilmente disuel- ¿Se puede considerar una roca metamórfica

▲ Figura 8.3 Metaconglomerado, también llamado el hielo glaciar?
conglomerado de cantos estirados. Estos cantos, que antes eran
casi esféricos, se han calentado y se han aplanado hasta convertirse ¡Sí! Aunque la roca metamórfica suele formarse en ambien-
en estructuras alargadas. (Foto de E. J. Tarbuck.) tes de temperatura elevada, el hielo glaciar es una excepción.
Pese a su formación en climas fríos, el hielo glaciar satisfa-
ce claramente los criterios para ser clasificado como una
roca metamórfica. La formación de un glaciar empieza
cuando los cristales de nieve se transforman en una masa
mucho más densa de pequeñas partículas de hielo denomi-
nada firn. A medida que se va añadiendo más nieve a la pila,
la presión sobre las capas inferiores promueve la recristali-
zación (metamorfismo) del firn, produciendo cristales de
hielo entrelazados más grandes. Además, el movimiento
glaciar es un ejemplo de flujo dúctil en estado sólido, otra
característica de las rocas metamórficas. La deformación
interna y la recristalización de los cristales de hielo indivi-
duales facilitan el flujo dúctil. El flujo dúctil resultante sue-
le hacerse visible porque podemos ver las capas sucias de-
formadas en el interior del hielo. Estas estructuras son
parecidas a los pliegues que exhiben las rocas metamórficas
más «típicas».

Texturas metamórficas 233

como las arcillas, las micas y los anfíboles están hidratados Además, la composición mineral del protolito de-
(hydra ϭ agua) y, por tanto, contienen agua en sus estruc- termina, en gran medida, la intensidad con que cada agen-
turas cristalinas. Las temperaturas elevadas asociadas con te metamórfico provocará cambios. Por ejemplo, cuando
un metamorfismo de grado bajo a moderado causan la el magma se abre camino en el interior de la roca hués-
deshidratación de estos minerales. Una vez expulsada, el ped, las temperaturas elevadas y los fluidos ricos en iones
agua se mueve a lo largo de las superficies de los granos asociados tienden a alterar la roca caja. Cuando esta últi-
individuales y está disponible para facilitar el transporte ma está compuesta de minerales que son comparativa-
iónico. No obstante, en los ambientes metamórficos de mente no reactivos, como los granos de cuarzo que se en-
alto grado, en los que las temperaturas son extremas, es- cuentran en la cuarzoarenita limpia, se producen muy
tos fluidos pueden ser expulsados de las rocas. Recorde- pocas alteraciones. Sin embargo, si la roca caja es una ca-
mos que cuando se subduce la corteza oceánica a profun- liza «impura» que contiene abundante arcilla rica en síli-
didades de unos 100 kilómetros, el agua expulsada de estas ce, la calcita (CaCO3) de la caliza puede reaccionar con la
capas migra hacia la cuña del manto suprayacente, donde sílice (SiO2) de las arcillas y forma wollastonita (CaSiO3)
provoca la fusión. y dióxido de carbono (CO2). En esta situación la zona
con metamorfismo puede extenderse varios kilómetros
La importancia del protolito desde el cuerpo magmático.

La mayoría de rocas metamórficas tienen la misma com- Texturas metamórficas
posición química general que la roca a partir de la que se
formaron, excepto por la posible pérdida o adquisición IENCI TIERR Rocas metamórficas
de volátiles como el agua (H2O) y el dióxido de carbo-
no (CO2). Por ejemplo, el metamorfismo de una lutita da ▲ Cambios de textura y mineralógicos
como resultado una pizarra, en la que los minerales ar-
cillosos recristalizan y forman micas. (Los cristales mi- AS DE LA
núsculos de cuarzo y feldespato que se encuentran en la
lutita no se alteran en la transformación de la lutita en Recordemos que el término textura se utiliza para des-
pizarra y, por tanto, permanecen intermezclados con las
micas.) Aunque la mineralogía cambia en la transforma- cribir el tamaño, la forma y la distribución de las partícu-
ción de la lutita en pizarra, la composición química ge-
neral de la pizarra es comparable a la de la roca de la que las que constituyen una roca. La mayoría de rocas ígneas
derivó. Además, cuando la roca origen tiene una compo-
sición máfica, como el basalto, el producto metamórfico y muchas rocas sedimentarias están compuestas de granos
puede ser rico en minerales que contengan hierro y mag-
nesio, a menos, por supuesto, que se haya producido una minerales que tienen una orientación aleatoria y, por tan-
pérdida importante de estos átomos.
to, parecen iguales cuando se observan desde cualquier di-
?A VECES LOS ALUMNOS
P R E G U N TA N rección. Por el contrario, las rocas metamórficas defor-

¿Pueden contener fósiles las rocas metamórficas? madas que contienen minerales con hábito planar (micas)

En algunas ocasiones, sí. Si una roca sedimentaria que con- y/o minerales alargados (anfíboles) en general muestran
tiene fósiles experimenta metamorfismo de grado bajo, los
fósiles originales pueden ser todavía reconocibles. Confor- alguna clase de orientación preferente en la que los granos
me aumenta el grado de metamorfismo, los fósiles (así como
los planos de estratificación, las vesículas y otros rasgos de minerales presentan un alineamiento paralelo a subpara-
la roca madre) suelen destruirse. Cuando hay fósiles en las
rocas metamórficas, proporcionan pistas útiles para deter- lelo. Como un puñado de lápices, las rocas que contienen
minar el tipo de roca original y su ambiente de deposición.
Además, los fósiles que se han deformado durante el meta- minerales alargados orientados en paralelo unos con res-
morfismo dan una idea de hasta qué punto se ha deformado
la roca. pecto a los otros tendrán un aspecto distinto al observar-

se lateralmente o frontalmente. Se dice que una roca que

muestra una orientación preferente de sus minerales po-

see foliación.

Foliación

El término foliación (foliatus ϭ en forma de hoja) se refiere
a cualquier disposición planar (casi plana) de los granos
minerales o los rasgos estructurales del interior de una
roca. Aunque hay foliación en algunas rocas sedimentarias
e incluso en unos pocos tipos de rocas ígneas, es una ca-
racterística fundamental de las rocas que han experimen-
tado metamorfismo regional, es decir, unidades rocosas
que se han plegado y se han deformado enormemente. En
los ambientes metamórficos, la foliación es provocada, en
última instancia, por los esfuerzos compresivos que acor-

234 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

tan las masas rocosas, haciendo que los granos minerales mica (estables a temperaturas y presiones más elevadas).
de las rocas preexistentes desarrollen alineamientos para- En algunos lugares los granos antiguos se disuelven y
lelos o casi paralelos. Son ejemplos de foliación el alinea- migran a un lugar distinto, donde precipitan y forman
miento paralelo de los minerales con hábito planar y/o los nuevos granos minerales. Los crecimientos de nuevos
minerales alargados; el alineamiento paralelo de las partí- granos minerales tienden a desarrollarse sobre cristales
culas minerales y los cantos aplanados; el bandeado com- antiguos de estructura similar por lo que crecen con la
posicional donde la separación de los minerales oscuros y misma orientación que los más antiguos. De esta mane-
claros genera un aspecto laminar, y la pizarrosidad cuando ra, el nuevo crecimiento «imita» el de los granos anti-
las rocas se separan con facilidad en capas delgadas y ta- guos y potencia cualquier orientación preferente ante-
bulares a lo largo de superficies paralelas. Estos distintos rior. Sin embargo, la recristalización que acompaña a la
tipos de foliación se pueden formar de muchas maneras deformación suele tener como resultado una nueva
distintas, como: orientación preferente. Conforme las masas rocosas se
pliegan y, en general, se acortan durante el metamorfis-
1. Rotación de los granos minerales alargados o de mo, los minerales alargados y de hábito planar tienden
hábito planar hacia una nueva orientación. a recristalizar perpendicularmente a la dirección del es-
fuerzo máximo.
2. Recristalización de los minerales para formar
nuevos granos que crecen en la dirección de la Los mecanismos que modifican las formas de los
orientación preferente. granos individuales son especialmente importantes para el
desarrollo de las orientaciones preferentes de las rocas
3. Cambios de forma en granos equidimensionales que contienen minerales como el cuarzo, la calcita y el oli-
a formas alargadas que se alinean en una orien- vino. Cuando la presión actúa sobre estos minerales, de-
tación preferente. sarrollan granos alargados que se alinean en una dirección
paralela al aplastamiento máximo (Figura 8.5). Este tipo
De estos mecanismos, el más fácil de imaginar es la rota- de deformación se produce en ambientes con temperatu-
ción de los granos minerales. En la Figura 8.4 se ilustran ras elevadas donde predomina la deformación dúctil (en
los mecanismos por medio de los cuales rotan los mine- oposición a la fracturación frágil).
rales alargados o con hábito planar. Nótese que el nuevo
alineamiento es más o menos perpendicular a la dirección Conforme unidades de la estructura cristalina de
del acortamiento máximo. Aunque la rotación física de los un mineral se deslizan las unas con respecto a las otras a
minerales planares contribuye al desarrollo de la foliación lo largo de planos específicos, puede producirse un cam-
en el metamorfismo de grado bajo, en ambientes más ex- bio en la forma del grano, deformando así el grano, como
tremos dominan otros mecanismos. se muestra en la Figura 8.5B. Este tipo de flujo plástico
de estado sólido gradual implica un deslizamiento que al-
Recordemos que la recristalización es la creación tera la red cristalina a medida que cambian las posicio-
de nuevos granos minerales a partir de los antiguos. Du- nes de los átomos o los iones. En general, esto implica la
rante la transformación de la lutita en pizarra, los mi- rotura de los enlaces químicos existentes y la formación
núsculos minerales arcillosos (estables en la superficie) de enlaces nuevos. Además, la forma de un mineral pue-
recristalizan en diminutos microcristales de clorita y de cambiar conforme los iones se mueven desde un pun-
to a lo largo del borde del grano que está sometido a una
A. Presión uniforme B. Esfuerzo diferencial gran presión hacia una posición en el mismo grano con
menor presión (Figura 8.5C). Este tipo de deformación
▲ Figura 8.4 Rotación mecánica de granos minerales planares o sucede por la transferencia de masa de un lugar a otro.
alargados. A. Los granos minerales existentes mantienen su Como cabría esperar, los fluidos químicamente activos
orientación aleatoria si la fuerza se aplica uniformemente. B. colaboran con este mecanismo, que es un tipo de recris-
Conforme el esfuerzo diferencial hace que las rocas se aplasten, los talización.
granos minerales rotan hacia el plano de aplastamiento.
Texturas foliadas

Existen varios tipos de foliación, dependiendo del grado
de metamorfismo y de la mineralogía de la roca original.
Consideraremos tres de ellos: pizarrosidad, esquistosidad y
bandeado gnéisico.

Pizarrosidad (slaty cleavage) El término pizarrosidad se
refiere a las superficies planares muy juntas a lo largo de

Texturas metamórficas 235

▲
Figura 8.5 Desarrollo de las
A. Granos de C. Granos deformados orientaciones preferentes en
cuarzo originales conforme los iones se minerales como el cuarzo, la
desplazan de lugares calcita y el olivino. A. La
B. Granos deformados sometidos a mayor deformación dúctil (aplastamiento)
por el deslizamiento esfuerzo a lugares de estos granos minerales más o
a lo largo de los planos sometidos a menor menos equidimensionales puede
dentro de la estructura esfuerzo producirse de dos maneras. B. El
cristalina primer mecanismo es un flujo
plástico en estado sólido que
D. Roca aplastada que muestra clastos de cuarzo deformados implica el deslizamiento
intracristalino de unidades
individuales en el interior de cada
grano. C. El segundo mecanismo
implica la disolución del material
procedente de áreas de esfuerzo
elevado y la deposición de ese
material en lugares de bajo
esfuerzo. D. Ambos mecanismos
modifican la forma de los granos,
pero el volumen y la composición
de cada grano permanece, en
esencia, igual.

las cuales las rocas se separan en capas delgadas y tabula- taria original. Por tanto, a diferencia de la lutita, que se se-
res cuando se las golpea con un martillo. La pizarrosidad para a lo largo de planos de estratificación, la pizarra sue-
aparece en varias rocas metamórficas pero se observa me- le separarse a través de ellos. Otras rocas metamórficas,
jor en las pizarras que exhiben una propiedad de separa- como los esquistos y los gneises, también se separan a lo
ción excelente, denominada clivaje. largo de las superficies planares y, por tanto, exhiben cli-
vaje.
Según el ambiente metamórfico y la composición
del protolito, la pizarrosidad se desarrolla de diferentes Esquistosidad Bajo regímenes de presión y temperatura
maneras. En un ambiente metamórfico de grado bajo, se más extremos, los pequeños granos de mica y clorita de las
sabe que la pizarrosidad se desarrolla cuando los estratos pizarras empiezan a crecer mucho. Cuando estos minera-
de lutita (y las rocas sedimentarias relacionadas) son me- les planares crecen lo bastante como para poder obser-
tamorfizadas y plegadas para formar una pizarra. El pro- varse a simple vista y exhiben una estructura planar o la-
ceso empieza cuando los granos planares se pliegan y se minar, se dice que la roca muestra un tipo de foliación
doblan, generando pliegues microscópicos que tienen llamada esquistosidad. Las rocas con esta textura se de-
flancos (lados) más o menos alineados (Figura 8.6). Una nominan esquistos. Además de los minerales planares, el es-
ulterior deformación intensifica este nuevo alineamiento quisto suele contener partículas deformadas de cuarzo y
a medida que los granos antiguos se rompen y recristali- feldespato que aparecen como granos planos o en forma
zan preferentemente en la dirección de la orientación re- de lente escondidos entre los granos de mica.
cién desarrollada. De esta manera, se desarrollan en la
roca estrechas zonas paralelas donde se concentran las Bandeado gnéisico Durante el metamorfismo de grado
briznas de mica. Estas estructuras planares alternan con alto, las migraciones iónicas pueden provocar la segrega-
zonas que contienen cuarzo y otros granos minerales que ción de los minerales, como se muestra en la Figura 8.7,
no exhiben una orientación lineal pronunciada. Es a lo inferior derecha. Obsérvese que los cristales oscuros de
largo de estas zonas muy delgadas, donde los minerales biotita y los silicatos claros (cuarzo y feldespato) están se-
planares muestran un alineamiento paralelo, donde la pi- parados, dando a la roca un aspecto bandeado, conocido
zarra se separa. como bandeado gnéisico o foliación (s.s.). Las rocas me-
tamórficas con este tipo de texturas se denominan gneises.
Dado que en general la pizarra se forma durante el Aunque son foliados, los gneises no se separarán en pla-
metamorfismo de grado bajo de la lutita, suelen conser- nos con tanta facilidad como las pizarras y algunos es-
varse restos de los planos de estratificación sedimentarios quistos. Los gneises que sí se lajan tienden a romperse en
originales. No obstante, como se muestra en la Figura una dirección paralela a su foliación y muestran superfi-
8.6D, la orientación de la pizarrosidad suele desarrollar- cies ricas en mica parecidas al esquisto.
se en un ángulo oblicuo al de la estratificación sedimen-

236 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

Planos de Planos de Planos de
estratificación estratificación estratificación

relictos

Superficies de
pizarrosidad

D. Muestra de mano

A. B. c.

▲ Figura 8.6 Desarrollo de un tipo de pizarrosidad. A medida que la lutita va experimentando un intenso plegamiento (A, B) y
metamorfismo para formar pizarra, las escamas de mica en desarrollo se doblan en micropliegues. C. Un ulterior metamorfismo provoca la
recristalización de los granos de mica a lo largo de los flancos de estos pliegues para intensificar la foliación. D. La muestra de mano de
pizarra ilustra la pizarrosidad y su orientación en relación con las superficies de estratificación anteriores.

▲ Figura 8.7 Esta roca muestra una textura gnéisica. Obsérvese que Otras texturas metamórficas
los granos oscuros de biotita y los silicatos claros están segregados, dan-
do a la roca un aspecto bandeado o estratificado. (Foto de E. J. Tarbuck.) No todas las rocas metamórficas tienen texturas foliadas.
Las que no tienen se denominan no foliadas. Las rocas
metamórficas no foliadas se desarrollan en general en am-
bientes donde la deformación es mínima y los protolitos
están compuestos por minerales que presentan cristales
equidimensionales, como el cuarzo o la calcita. Por ejem-
plo, cuando una caliza de grano fino (formada por calci-
ta) se metamorfiza por la intrusión de una masa magmá-
tica caliente, los pequeños granos de calcita recristalizan
y forman cristales entrelazados más grandes. La roca re-
sultante, el mármol, presenta unos granos grandes y equi-
dimensionales, orientados aleatoriamente, parecidos a los
de las rocas ígneas de grano grueso.

Otra textura común en las rocas metamórficas son
unos granos especialmente grandes, llamados porfidoblastos,
rodeados por una matriz de grano fino de otros minerales.

Rocas metamórficas comunes 237

Las texturas porfidoblásticas se desarrollan en una gran va- de los granos minerales en una distribución planar cono-
riedad de tipos de rocas y de ambientes metamórficos cuan- cida como foliación y la transformación de minerales de
do los minerales del protolito recristalizan y forman nuevos baja temperatura en minerales de alta temperatura. Ade-
minerales. Durante la recristalización algunos minerales más, la introducción de iones genera nuevos minerales, al-
metamórficos, como el granate, la estaurolita y la andaluci- gunos de los cuales son importantes desde el punto de vis-
ta, desarrollan invariablemente una pequeña cantidad de cris- ta económico.
tales muy grandes. Por el contrario, minerales como la mos-
covita, la biotita y el cuarzo suelen formar una gran cantidad Las principales características de algunas rocas me-
de granos muy pequeños. Por consiguiente, cuando el meta- tamórficas comunes se resumen en la Figura 8.9. Obsér-
morfismo genera los minerales granate, biotita y moscovita vese que las rocas metamórficas pueden clasificarse en lí-
en el mismo ambiente, la roca contendrá cristales grandes neas generales según el tipo de foliación que exhiben y, en
(porfidoblastos) de granate embebidos en una matriz de menor medida, según la composición química del proto-
grano fino compuesta de biotita y moscovita (Figura 8.8). lito.

Rocas metamórficas comunes Rocas foliadas

IENCI TIERR Rocas metamórficas Pizarra La pizarra es una roca foliada de grano muy fino
(menos de 0,5 milímetros) compuesta por pequeños cris-
▲ Rocas metamórficas comunes tales de mica demasiado pequeños para ser visibles. Por
tanto, en general el aspecto de la pizarra no es brillante y
AS DE LA es muy parecido al de la lutita. Una característica desta-
cada de la pizarra es su tendencia a romperse en láminas
Recordemos que el metamorfismo produce muchos cam- planas (Figura 8.10).

bios en las rocas, entre ellos un aumento de su densidad, La pizarra se origina casi siempre por el metamor-
fismo en grado bajo de lutitas y pelitas. Con menor fre-
un cambio del tamaño de las partículas, la reorientación cuencia, también se produce por el metamorfismo de las
cenizas volcánicas. El color de la pizarra depende de sus
5 cm constituyentes minerales. Las pizarras negras (carbonáce-
as) contienen materia orgánica, las pizarras rojas deben su
Vista de cerca color al óxido de hierro y las verdes normalmente contie-
nen clorita.
▲ Figura 8.8 Micaesquisto granatífero. Los cristales rojo oscuro
del granate (porfidoblastos) están incrustados en una matriz clara Filita La filita representa una gradación en el grado de
de micas de grano fino. (Foto de E. J. Tarbuck.) metamorfismo entre la pizarra y el esquisto. Sus mine-
rales planares son más grandes que los de la pizarra, pero
no lo bastante como para ser fácilmente identificables a
simple vista. Aunque la filita parece similar a la pizarra,
puede distinguirse con facilidad por su brillo satinado y
su superficie ondulada (Figura 8.11). La filita, normal-
mente, muestra pizarrosidad y está compuesta funda-
mentalmente por cristales muy finos de moscovita, clo-
rita o ambas.

Esquisto Los esquistos son rocas metamórficas de grano
medio a grueso en las que predominan los minerales pla-
nares. Habitualmente, las micas moscovita y biotita, que
exhiben un alineamiento planar que da a la roca su textu-
ra foliada. Además, los esquistos contienen cantidades me-
nores de otros minerales, a menudo cuarzo y feldespato.
Hay esquistos formados principalmente de minerales os-
curos (anfíboles). Como las pizarras, el protolito de mu-
chos esquistos es la lutita, que ha experimentado un me-
tamorfismo de grado medio a alto durante los episodios
importantes de formación de montañas.

238 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

Nombre de la roca Textura Tamaño Observaciones Protolito
de grano Lutitas, pelitas
Pizarra Pizarrosidad excelente, superficies
Filita Muy fino lisas sin brillo
Esquisto
Gneis d Se rompe a lo largo de superficies
e onduladas, brillo satinado
l

A m Fino Pizarra
u
m e
e t
n a
t m Medio Predominan los minerales micáceos,
o o Foliada a grueso foliación escamosa Filita

r
f
i
s
m Medio Bandeado composicional debido a la Esquisto, granito
a grueso
o segregación de los minerales o rocas volcánicas

Migmatita Medio Roca bandeada con zonas de Gneis, esquisto
a grueso minerales cristalinos claros

Milonita Fino Cuando el grano es muy fino, parece Cualquier tipo
Metaconglomerato sílex, suele romperse en láminas de roca

Poco
foliada

De grano Cantos alargados con orientación Conglomerado rico
grueso preferente en cuarzo

Mármol Medio Granos de calcita o dolomita Caliza, dolomía
a grueso entrelazados

Cuarcita No Medio Granos de cuarzo fundidos, masiva, Cuarzoarenita
Corneana foliada a grueso muy dura
Cualquier tipo
Fino Normalmente, roca masiva oscura de roca
con brillo mate

Antracita Fino Roca negra brillante que puede Carbón bituminoso
mostrar fractura concoide

Brecha de falla Medio a muy Fragmentos rotos Cualquier tipo
grueso con una disposición aleatoria de roca

▲ Figura 8.9 Clasificación de las rocas metamórficas comunes.

El término esquisto describe la textura de una roca y minerales índices comunes que aparecen como porfiro-
se utiliza para describir las rocas que tienen una gran va- blastos son el granate, la estaurolita y la sillimanita, en cuyo
riedad de composiciones químicas. Para indicar la compo- caso la roca se denomina micaesquisto granatífero, micaes-
sición, se utilizan también los nombres de sus minerales. quisto estaurolítico y así sucesivamente (Figura 8.8).
Por ejemplo, los esquistos formados fundamentalmente
por las micas moscovita y biotita se denominan micaes- Además, los esquistos pueden estar formados en gran
quistos (Figura 8.12). Dependiendo del grado de metamor- medida por los minerales clorita o talco, en cuyo caso de de-
fismo y de la composición de la roca original, los micaes- nominan, respectivamente, esquistos cloríticos (esquistos verdes)
quistos contienen a menudo minerales índices, algunos de los y talcoesquistos. Los esquistos cloríticos y talcoesquistos pue-
cuales son exclusivos de las rocas metamórficas. Algunos den formarse cuando rocas con una composición basáltica
experimentan metamorfismo. Otros contienen el mineral

▲ Rocas metamórficas comunes 239
▲
Figura 8.10 Dado que la pizarra se rompe en
capas planas, tiene varios usos. Aquí, se ha utilizado
para construir el techo de esta casa en suiza (Foto de
E. J. Tarbuck.)

Figura 8.11 La filita (izquierda)
puede distinguirse de la pizarra (derecha)
por su brillo satinado y su superficie
ondulada. (Foto de E. J. Tarbuck.)

▲ Figura 8.12 Micaesquisto. Esta muestra de esquisto está compuesta grafito, que se utiliza para las «minas» de los lapiceros, para
principalmente de moscovita y biotita. (Foto de E. J. Tarbuck.) elaborar las fibras de grafito (utilizadas en las cañas de pes-
car) y como lubricante (normalmente para cerraduras).

Gneis Gneis es el término aplicado a las rocas metamór-
ficas bandeadas de grano medio a grueso en las que pre-
dominan los minerales alargados y granulares (en oposi-
ción a los planares). Los minerales más comunes en el
gneis son el cuarzo, el feldespato potásico y la plagiocla-
sa rica en sodio. La mayoría de gneises también contienen
cantidades menores de biotita, moscovita y anfíbol que de-
sarrollan una orientación preferente. Algunos gneises se
rompen a lo largo de las capas de los minerales planares,
pero la mayoría se rompe de una manera irregular.

Recordemos que, durante el metamorfismo de gra-
do alto, los componentes claros y oscuros se separan, dan-
do a los gneises su aspecto bandeado o laminar caracterís-

240 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

tico. Así, la mayoría de gneises están formados por bandas ra (dureza de 3), el mármol es fácil de cortar y moldear. El
alternantes de zonas blancas o rojizas ricas en feldespato y mármol blanco es particularmente apreciado como mate-
capas de minerales ferromagnesianos oscuros (véase Figu- rial para crear monumentos y estatuas, como la famosa es-
ra 8.7). Estos gneises bandeados suelen mostrar evidencias tatua de David de Miguel Ángel. Por desgracia, dado que el
de deformación, como pliegues y fallas (Figura 8.13). mármol es básicamente carbonato cálcico, es fácilmente
atacado por la lluvia ácida. Algunos monumentos históricos
La mayoría de los gneises tienen una composición y lápidas muestran ya una intensa meteorización química.
félsica y a menudo derivan de granitos o de su equivalen-
te afanítico, la riolita. Sin embargo, muchos se forman a ?A VECES LOS ALUMNOS
partir del metamorfismo de grado alto de lutitas. En este P R E G U N TA N
caso, los gneises representan la última roca de la secuen-
cia de pizarras, filitas, esquistos y gneises. Como los es- Hace poco ayudé a un amigo a mudarse. Tenía una
quistos, los gneises pueden incluir también grandes cris- mesa de billar que pesaba mucho. Dijo que la
tales de minerales índice como el granate y la estaurolita. superficie estaba hecha de pizarra. ¿Es cierto?
También aparecen gneises compuestos mayoritariamente
por minerales oscuros como los que forman el basalto. Por Sí, y a tu amigo le debió de costar bastante dinero. Sólo las
ejemplo, una roca rica en anfíbol que tenga una textura mesas de billar de la mejor calidad tienen superficies de pi-
gnéisica se denomina anfibolita. zarra. La pizarra, una roca foliada de grano fino compuesta
de partículas microscópicas de mica, tiene la capacidad de
Rocas no foliadas romperse fácilmente a lo largo de sus planos de pizarrosidad,
produciendo capas planas de roca lisa. Es muy preciada para
Mármol El mármol es una roca metamórfica cristalina de su uso como superficie de mesa de billar, así como de mate-
grano grueso que deriva de calizas o dolomías (Figura 8.14). rial de construcción para azulejos o tejas.
El mármol puro es blanco y está compuesto esencialmen-
te por calcita. Dado su atractivo color y su relativa blandu-

▲ Figura 8.13 Gneis deformado y plegado, Parque Estatal del Desierto Anza Borrego, California. (Foto de A. P. Trujillo/APT Photos.)

Ambientes metamórficos 241

5 cm 5 cm

Microfotografía (6,5x) Granos de cuarzo

▲ Figura 8.14 Mármol, roca cristalina formada por el Microfotografía (26,6x)
metamorfismo de calizas. La microfotografía muestra cristales de La anchura de la muestra
calcita entrelazados mediante la luz polarizada. (Fotos de E. J. es de 1,23 mm
Tarbuck.)
▲ Figura 8.15 La cuarcita es una roca metamórfica no foliada
La roca a partir de la cual se forma el mármol a me- formada a partir de la arenisca rica en cuarzo. La microfotografía
nudo contiene impurezas que tienden a colorear la piedra. muestra los granos de cuarzo entrelazados típicos de la cuarcita.
Por tanto, el mármol puede ser rosa, gris, verde o incluso (Foto de E. J. Tarbuck.)
negro y puede contener gran diversidad de minerales ac-
cesorios (clorita, mica, granate y, normalmente, wollasto- tratificación cruzada y dan a la roca un aspecto bandeado.
nita). Cuando el mármol se forma a partir de caliza inte- La cuarcita pura es blanca, pero los óxidos de hierro pue-
restratificada con lutitas, aparece bandeado y muestra una den producir tintes rojizos o rosados, mientras que los gra-
foliación visible. Si se deforman, estos mármoles desarro- nos de minerales oscuros pueden colorearla de gris.
llan unos pliegues muy apretados y ricos en micas que dan
a la roca un diseño bastante artístico. Por tanto, estos már- Ambientes metamórficos
moles decorativos se han utilizado como piedra de cons-
trucción desde los tiempos prehistóricos. Hay algunos ambientes en los que se produce metamor-
fismo. La mayoría se encuentra en las proximidades de los
Cuarcita La cuarcita es una roca metamórfica muy dura límites de placa y muchos se asocian con la actividad íg-
formada a partir de arenisca rica en cuarzo (Figura 8.15). nea. Consideraremos los siguientes tipos de metamorfis-
Bajo las condiciones de metamorfismo de grado modera- mo: (1) metamorfismo térmico o de contacto; (2) metamorfis-
do a elevado, los granos de cuarzo de la arenisca se fun- mo hidrotermal; (3) metamorfismo regional; (4) metamorfismo
den como briznas de vidrio (Figura 8.15). La recristaliza- de enterramiento; (5) metamorfismo de impacto; y (6) meta-
ción es tan completa que cuando se rompe, la cuarcita se morfismo dinámico.
escinde a través de los granos de cuarzo originales, en lu-
gar de hacerlo a lo largo de sus límites. En algunos casos Con la excepción del metamorfismo de impacto, hay
se conservan estructuras sedimentarias del tipo de la es- coincidencias considerables entre los demás tipos de me-

242 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

tamorfismo. Recordemos que el metamorfismo regional biente próximo a la superficie, donde el contraste de tem-
se produce donde colisionan las placas litosféricas para ge- peraturas entre el magma y la roca caja es grande. Durante
nerar montañas. Aquí se pliegan y se fracturan grandes el metamorfismo de contacto los minerales de arcilla se
segmentos de la corteza terrestre mientras el magma que calientan como si estuvieran colocados en un horno, y
asciende del manto intruye en ellos. Por tanto, las rocas pueden generar una roca muy dura y de grano fino. Dado
que se deforman y se metamorfizan en una zona de me- que las presiones dirigidas no son un factor fundamental
tamorfismo regional exhiben rasgos metamórficos comu- para la formación de estas rocas, generalmente no tienen
nes a otros tipos de metamorfismo. foliación. El nombre aplicado a la amplia variedad de ro-
cas metamórficas compactas y no foliadas formadas du-
Metamorfismo térmico o de contacto rante el metamorfismo de contacto es el de corneanas
(hornfels).
El metamorfismo térmico o de contacto se produce
como consecuencia del aumento de la temperatura cuando Metamorfismo hidrotermal
un magma invade una roca caja. En este caso se forma una
zona de alteración denominada aureola (aureolus ϭ halo Una alteración química llamada metamorfismo hidro-
dorado) en la roca que rodea el cuerpo magmático (Figura termal ocurre cuando los fluidos calientes, ricos en iones
8.16). Las intrusiones pequeñas, como diques delgados y circulan a través de las fisuras y las fracturas que se desa-
sills, tienen aureolas de tan sólo unos pocos centímetros de rrollan en la roca. Este tipo de metamorfismo está estre-
grosor. Por el contrario, los cuerpos magmáticos que for- chamente relacionado con la actividad ígnea, ya que pro-
man los batolitos masivos pueden crear aureolas meta- porciona el calor necesario para hacer circular estas
mórficas que se extienden a lo largo de varios kilómetros. soluciones ricas en iones. Por tanto, el metamorfismo hi-
drotermal suele producirse en regiones en las que hay
Además del tamaño del cuerpo magmático, la com- grandes plutones.
posición mineral de la roca huésped y la disponibilidad de
agua afectan en gran medida al tamaño de la aureola. En Conforme estos grandes cuerpos magmáticos se en-
rocas químicamente activas, como las calizas, la zona de al- frían y se solidifican, se expulsan los iones que no se in-
teración puede tener 10 kilómetros de grosor. Estas gran- corporan a las estructuras cristalinas de los silicatos recién
des aureolas suelen tener distintas zonas metamórficas. Cer- formados, así como los volátiles restantes (agua). Estos flui-
ca del cuerpo magmático, se pueden formar minerales de dos ricos en iones se denominan soluciones (solut ϭ di-
temperatura elevada como el granate, mientras que los mi- solver) hidrotermales (hydra ϭ agua; therm ϭ calor). Ade-
nerales de grado bajo como la clorita se forman en luga- más de alterar químicamente la roca caja, los iones de las
res más alejados. disoluciones hidrotermales a veces precipitan y forman una
variedad de depósitos minerales económicamente impor-
El metamorfismo de contacto se reconoce fácil- tantes.
mente sólo cuando se produce en la superficie o en un am-

Aureola
metamórfica

Roca
caja

Cámara Roca
magmática caja

A. Emplazamiento del cuerpo
magmático y metamorfismo

B. Cristalización del plutón

▲ Figura 8.16 El metamorfismo de contacto produce una zona de alteración denominada aureola alrededor de un cuerpo ígneo intrusivo.

Ambientes metamórficos 243

Si estas rocas caja son permeables, como sucede metales acaban ascendiendo a lo largo de las fracturas y
con las rocas carbonatadas como la caliza, estos fluidos brotan del suelo oceánico a temperaturas de alrededor de
pueden extender la aureola varios kilómetros. Además, 350 °C, generando nubes llenas de partículas denomina-
estas soluciones ricas en silicatos pueden reaccionar con das fumarolas oceánicas. Al mezclarse con el agua marina
los carbonatos y producir una variedad de minerales sili- fría, los sulfuros y los carbonatados que contienen estos
catados ricos en calcio que forman una roca llamada metales pesados precipitan y forman depósitos metálicos,
skarn. Recordemos que el proceso metamórfico que alte- algunos de los cuales tienen valor económico. Se cree que
ra la composición química general de una unidad rocosa éste es el origen de los yacimientos de cobre que hoy se
se denomina metasomatismo. explotan en la isla de Chipre.

Conforme aumentaba nuestro conocimiento de la Metamorfismo regional
tectónica de placas, era cada vez más claro que la mayor
incidencia del metamorfismo hidrotermal tiene lugar a lo La mayoría de rocas metamórficas se forman durante el
largo de las dorsales centrooceánicas. Aquí, a medida que metamorfismo regional asociado con la formación de
las placas se separan, el magma que aflora procedente del montañas. Durante esos acontecimientos dinámicos, se
manto genera nuevo fondo oceánico. Cuando el agua per- deforman intensamente grandes segmentos de la corteza
cola a través de la corteza oceánica joven y caliente, se ca- terrestre a lo largo de los bordes de placa convergentes (Fi-
lienta y reacciona químicamente con las rocas basálticas gura 8.18). Esta actividad suele tener lugar cuando la li-
recién formadas (Figura 8.17). El resultado es la conver- tosfera oceánica es subducida y produce arcos insulares o
sión de los minerales ferromagnesianos, como el olivino arcos volcánicos continentales y durante las colisiones
y el piroxeno, en silicatos hidratados, como la serpentina, continentales. (Más adelante en este capítulo se trata el
la clorita y el talco. Además, las plagioclasas ricas en cal- metamorfismo asociado con las zonas de subducción, en
cio del basalto se van enriqueciendo cada vez más en so- la sección titulada «Metamorfismo y tectónica de placas».)
dio a medida que la sal (NaCl) del agua marina intercam-
bia iones sodio por iones calcio. El metamorfismo asociado con las colisiones conti-
nentales implica la convergencia de un límite de placa ac-
También se disuelven de la corteza recién formada tivo con un límite continental pasivo, como se muestra en
grandes cantidades de metales, como hierro, cobalto, ní- la Figura 8.18. En general, este tipo de colisiones provo-
quel, plata, oro y cobre. Estos fluidos calientes y ricos en

▲
Figura 8.17 Metamorfismo hidrotermal
Black a lo largo de una dorsal centrooceánica.
smoker
El agua caliente
rica en minerales
asciende hacia
el fondo oceánico

El agua marina
fría percola
en la corteza

caliente recién
formada

Dorsal
centrooceánica

244 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

Sedimentos depositados
en los márgenes continentales

Corteza
continental Cuenca oceánica

Litosfea oceánica Corteza continental
Manto
en subducción Litosfea oceánica en subducción
Manto
Fusión Fusión

A. B.

Fusión

Manto
C.
▲ Figura 8.18 El metamorfismo regional se produce cuando las rocas son comprimidas entre dos placas convergentes durante la formación
de montañas.

ca la deformación intensa de grandes segmentos de la cor- el punto de fusión. Como consecuencia, se acumula mag-
teza terrestre por las fuerzas compresionales asociadas con ma hasta formar cuerpos suficientemente grandes como
el movimiento convergente de las placas. Los sedimentos para ascender e intruir las rocas metamórficas y sedi-
y las rocas de la corteza que forman los límites de los blo- mentarias suprayacentes (Figura 8.18). Por consiguiente,
ques continentales que colisionan se pliegan y se fracturan, los núcleos de muchas cordilleras montañosas están for-
haciendo que estos bloques se acorten y se engrosen como mados por rocas metamórficas plegadas y fracturadas en-
una alfombra arrugada (Figura 8.18). En este suceso sue- trelazadas con cuerpos ígneos. Con el tiempo, esas ma-
len intervenir las rocas cristalinas del basamento conti- sas rocosas deformadas son elevadas, la erosión elimina el
nental, así como las partes de la corteza oceánica que an- material suprayacente para dejar expuestas las rocas íg-
tes formaban el fondo de una cuenca oceánica. neas y metamórficas que comprenden el núcleo central de
una cordillera montañosa.
El engrosamiento general de la corteza se traduce
en un ascenso ligero en el que las rocas deformadas se ele- Otros tipos de metamorfismo
van por encima del nivel del mar y forman terreno mon-
tañoso. Del mismo modo, el engrosamiento de la corte- Existen otros tipos de metamorfismo que generan canti-
za tiene como consecuencia el enterramiento profundo dades comparativamente menores de rocas metamórficas
de grandes cantidades de roca, ya que los bloques de cor- en concentraciones localizadas.
teza se colocan los unos debajo de los otros. Aquí, en las
raíces de las montañas, las temperaturas elevadas provo- Metamorfismo de enterramiento El metamorfismo de
cadas por el enterramiento profundo son las responsables enterramiento se produce en asociación con acumulacio-
de la actividad metamórfica más productiva e intensa en nes muy gruesas de estratos sedimentarios en una cuenca
el interior de un cinturón montañoso. A menudo, estas subsidente (Figura 8.1). Aquí, se pueden alcanzar las con-
rocas enterradas en las profundidades se calientan hasta

Ambientes metamórficos 245

diciones metamórficas de grado bajo en las capas inferio- ▲ Figura 8.20 Brecha de falla compuesta de fragmentos
res. La presión de confinamiento y el calor geotérmico angulares grandes. Este afloramiento, situado en Titus Canyon,
provocan la recristalización de los minerales y modifican Death Valley, California, se produjo en una zona de falla. (Foto de
la textura o la mineralogía de la roca sin deformación apre- A. P. Trujillo/APT Photos.)
ciable.
por el triturado y la pulverización del material rocoso du-
La profundidad necesaria para el metamorfismo de rante el movimiento de la falla. El material triturado resul-
enterramiento varía de un lugar a otro, según el gradien- tante experimenta una alteración ulterior por el agua sub-
te geotérmico predominante. El metamorfismo de grado terránea que se infiltra a través de la zona de falla.
bajo suele empezar a profundidades de alrededor de 8 ki-
lómetros, donde las temperaturas oscilan entre los 100 °C Gran parte de esa intensa deformación asociada con
y los 200 °C. No obstante, en las zonas que muestran gra- las zonas de falla se produce a grandes profundidades y,
dientes geotérmicos elevados, como en las proximidades por tanto, a temperaturas elevadas. En ese ambiente, los
del mar Salton en California y en la parte septentrional de minerales preexistentes se deforman dúctilmente (Figura
Nueva Zelanda, las perforaciones han permitido recoger
minerales metamórficos a una profundidad de sólo unos
pocos kilómetros.

Metamorfismo dinámico Cerca de la superficie, las rocas
se comportan como un sólido frágil. Por consiguiente, el
movimiento a lo largo de una zona de falla fractura y pul-
veriza las rocas (Figura 8.19). El resultado es una roca
poco consistente denominada brecha de falla que está com-
puesta por fragmentos de roca rotos y aplastados (Figura
8.20). Los movimientos de la falla de San Andrés en Ca-
lifornia han creado una zona de brecha de falla y de otros
tipos de roca parecidos de más de 1.000 kilómetros de lon-
gitud y con una anchura de hasta 3 kilómetros.

En algunas zonas de falla poco profundas, también se
produce un material suave, no cementado, parecido a la ar-
cilla denominado harina de falla. La harina de falla se forma

▲
Zona de brecha y harina de falla Figura 8.19 Metamorfismo en una zona
de falla.

Fractura

Valle lineal Curso fluvial
desviado

10 km Zona
20 km de falla
30 km activa

Deformación
dúctil

Zona de milonita

246 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

8.19). Conforme los grandes bloques de roca se mueven energía térmica y ondas de choque que atraviesan las ro-
en direcciones opuestas, los minerales de la zona de falla cas de alrededor. El resultado es una roca pulverizada,
tienden a formar granos alargados que dan a la roca un as- fracturada y a veces fundida. Los productos de estos im-
pecto foliado o lineado. Las rocas que se forman en estas pactos, llamados eyecta, son mezclas de roca fragmentada
zonas de deformación dúctil intensa se denominan milo- y fundida ricas en vidrio parecidas a las bombas volcáni-
nitas (mylo ϭ molino; ite ϭ piedra). cas (véase Recuadro 8.1). En algunos casos, se encuentran
una forma muy densa de cuarzo (coesita) y diamantes mi-
Metamorfismo de impacto El metamorfismo de im- núsculos. Estos minerales de alta presión proporcionan
pacto (o de choque) se produce cuando unos proyectiles de pruebas convincentes de que han debido alcanzarse, al
gran velocidad llamados meteoritos (fragmentos de come- menos brevemente, en la superficie de la Tierra, presio-
tas o asteroides) golpean la superficie terrestre. Tras el im- nes y temperaturas al menos tan elevadas como las exis-
pacto, la energía cinética del meteorito se transforma en tentes en el manto superior.

Recuadro 8.1 Entender la Tierra▲

El metamorfismo de impacto y las tectitas

Sabemos ahora que los cometas y los as- más de unos pocos centímetros de diá- Según una hipótesis las tectitas tienen
teroides han colisionado con la Tierra metro y son de color negro azabache a un origen extraterrestre. Los asteroides
con mucha más frecuencia de lo que se verde oscuro o amarillentos. En Austra- pueden haber golpeado la Luna con tal
había supuesto. Las pruebas: hasta la ac- lia, millones de tectitas cubren una zona fuerza que los materiales expulsados «sal-
tualidad se han identificado más de 100 siete veces mayor que Texas. Se han iden- picaron» con la fuerza suficiente para esca-
estructuras de impactos gigantes. Ante- tificado varios agrupamientos de tectitas par de la gravedad de la Luna. Otros argu-
riormente se creía que muchas de estas de este tipo en todo el mundo, uno de los mentan que las tectitas son terrestres, pero
estructuras eran el resultado de algún cuales abarca casi la mitad del perímetro puede objetarse que algunos agrupamien-
proceso volcánico mal comprendido. La del globo. tos, como el de Australia, no tienen un crá-
mayoría de estructuras de impactos, como ter de impacto identificable. Sin embargo,
Manicouagan en Québec, son tan anti- No se han observado caídas de tectitas, el objeto que produjo las tectitas australia-
guas y están tan meteorizadas que ya no de modo que no se conoce con certeza su nas pudo haber golpeado la plataforma
parecen un cráter de impacto (véase Figu- origen. Dado que el contenido de sílice de continental, dejando el cráter fuera de la
ra 22.D). Una excepción notable es el crá- las tectitas es mucho más elevado que el vista, por debajo del nivel del mar. Las
ter Meteor, en Arizona, que parece re- del vidrio volcánico (obsidiana), es im- pruebas que respaldan el origen terrestre
ciente. probable que tengan un origen volcánico. son las tectitas del oeste de África que pa-
La mayoría de investigadores coincide en recen ser de la misma edad que un cráter
Una señal de los cráteres de impacto que las tectitas son el resultado de los im- existente en la misma región.
es el metamorfismo de impacto. Cuando los pactos de grandes proyectiles.
proyectiles de gran velocidad (cometas,
asteroides) impactan contra la superficie ▲ Figura 8.A Tectitas recuperadas del altiplano Nullarbor, Australia. (Foto de Brian
de la Tierra, las presiones alcanzan mi- Mason/Institución Smithsoniana.)
llones de atmósferas y las temperaturas
superan transitoriamente los 2.000 °C.
El resultado es roca pulverizada, tritura-
da y fundida. Cuando los cráteres de im-
pacto son relativamente frescos, el mate-
rial expulsado fundido por el impacto y
los fragmentos rocosos rodean el punto
de impacto. Aunque la mayor parte del
material se deposita cerca de su origen,
algunos materiales expulsados pueden re-
correr grandes distancias. Un ejemplo
son las tectitas (tektos = fundido), esferas de
vidrio rico en sílice, algunas de las cuales
han sido moldeadas aerodinámicamente
como lágrimas durante el vuelo (Figura
8.A). La mayoría de tectitas no miden

Zonas metamórficas 247

Zonas metamórficas puede observarse al aproximarnos a los Apalaches desde
el oeste. Capas de lutita que antes se extendían por ex-
En las zonas afectadas por metamorfismo, suelen existir tensas zonas del este de Estados Unidos, todavía se pre-
variaciones sistemáticas en la mineralogía y la textura de sentan como estratos subhorizontales en Ohio. Sin em-
las rocas que puede observarse al atravesar la región. Es- bargo, en los Apalaches ampliamente plegados del centro
tas diferencias tienen una clara relación con las variacio- de Pensilvania, las rocas que antes habían formado estra-
nes en el grado de metamorfismo experimentado en cada tos horizontales están plegadas y muestran una orienta-
zona metamórfica. ción preferente de los granos minerales planares como
muestra la pizarrosidad bien desarrollada. Cuando nos
Variaciones de textura desplazamos más al este en los Apalaches cristalinos in-
tensamente deformados, encontramos grandes aflora-
Por ejemplo, cuando empezamos con una roca sedimen- mientos de esquistos. Las zonas de metamorfismo más
taria rica en arcillas como la lutita, un aumento gradual de intenso se encuentran en Vermont y New Hampshire,
la intensidad metamórfica va acompañado de un aumen- donde afloran rocas gnéisicas.
to general del tamaño del grano. Por tanto, observamos
que la lutita se transforma en pizarra de grano fino, que a Minerales índice y grado metamórfico
su vez forma filita y, a través de la recristalización conti-
nua, genera un esquisto de grano grueso (Figura 8.21). Además de los cambios de textura, encontramos cambios
Bajo condiciones más intensas, puede desarrollarse una correspondientes de mineralogía conforme nos desplaza-
textura gnéisica con capas de minerales oscuros y claros. mos de las zonas de metamorfismo de grado bajo a las de
Esta transición sistemática en las texturas metamórficas metamorfismo de grado alto. Una transición idealizada en

Pizarra

Filita

Esquisto

Gneis

▲ Figura 8.21 Ilustración idealizada del metamorfismo regional progresivo. De izquierda a derecha, pasamos de un metamorfismo de
grado bajo (pizarra) a un metamorfismo de grado alto (gneis). (Fotos de E. J. Tarbuck.)

248 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

la mineralogía que se produce como consecuencia del me- peratura (o a veces de presión) a las que las rocas han sido
tamorfismo regional de lutitas se muestra en la Figura sometidas.
8.22. El primer mineral nuevo que se forma a medida que
la lutita se transforma en pizarra es la clorita. A tempera- Migmatitas En los ambientes más extremos, incluso las ro-
turas más elevadas empiezan a dominar las partículas de cas metamórficas de grado alto experimentan cambios. Por
moscovita y biotita. Bajo condiciones más extremas, las ro- ejemplo, las rocas gnéisicas pueden calentarse lo suficien-
cas metamórficas pueden contener granate y cristales de te como para provocar el inicio de la fusión. Sin embargo,
estaurolita. A temperaturas próximas a las del punto de fu- recordemos lo hablado sobre las rocas ígneas, que los dife-
sión de la roca, se forma sillimanita. Esta última es un mi- rentes minerales se funden a temperaturas diferentes. Los
neral metamórfico de alta temperatura utilizado para fa- silicatos de color claro, normalmente el cuarzo y el feldes-
bricar porcelanas refractarias como las empleadas en las pato potásico, tienen las temperaturas de fusión más bajas
bujías. y empiezan a fundirse primero, mientras que los silicatos
máficos, como el anfíbol y la biotita, se mantienen sólidos.
A través del estudio de las rocas metamórficas en sus Cuando esta roca parcialmente fundida se enfría, las bandas
ambientes naturales (llamado estudio de campo) y a través de claras constarán de componentes ígneos o de aspecto ígneo,
estudios experimentales, los investigadores han descu- mientras que las bandas oscuras consistirán en material
bierto que ciertos minerales son buenos indicadores del metamórfico no fundido. Las rocas de este tipo se deno-
ambiente metamórfico en el cual se formaron. Utilizan- minan migmatitas (migma ϭ mezcla; ite ϭ piedra). Las
do esos minerales índice, los geólogos distinguen entre bandas claras de las migmatitas suelen formar pliegues tor-
diferentes zonas de metamorfismo regional. Por ejemplo, tuosos y pueden contener inclusiones tabulares de compo-
la clorita empieza a formarse cuando las temperaturas son nentes oscuros. Las migmatitas sirven para ilustrar el hecho
relativamente bajas, menos de 200 °C (Figura 8.23). Por de que algunas rocas son transicionales y no pertenecen cla-
tanto, las rocas que contienen cloritas (normalmente las ramente a ninguno de los tres grupos básicos de rocas.
pizarras) son conocidas como rocas de grado bajo. Por el
contrario, la sillimanita se forma sólo en ambientes muy Metamorfismo y tectónica de placas
extremos donde la temperatura supera los 600 °C y las ro-
cas que la contienen son consideradas de grado alto. Car- La mayor parte de nuestro conocimiento sobre el me-
tografiando las zonas donde están los minerales índice, los tamorfismo tiende a apoyar lo que sabemos acerca del
geólogos cartografían de hecho zonas con distinto grado comportamiento dinámico de la Tierra según se esbo-
de metamorfismo. Grado es un término utilizado en un
sentido relativo para referirse a las condiciones de tem-

Aumento del metamorfismo

Grado bajo (200º) Grado intermedio Grado alto (800º)

Clorita Sillimanita
Moscovita (mica) Fusión
Biotita (mica)

Composición Granate
mineral Estaurolita

Tipo de roca Ausencia de Filita Cuarzo Gneis
metamorfismo Pizarra Feldespato

Esquisto

▲ Figura 8.22 La transición típica en la mineralogía que se produce por metamorfismo progresivo de una lutita.

Metamorfismo y tectónica de placas 249▲

0 100 200 Figura 8.23 Zonas de intensidades
Kilómetros metamórficas en Nueva Inglaterra.

Canadá Maine

Estados
Unidos

Leyenda

Vt. N.H. Grado Sin metamorfismo
Mass. bajo Zona de la clorita
Zona de la biotita
Conn. R.I.
Zona del granate
Grado Zona de la estaurolita
medio Zona de la silimanita

Grado
alto

za en la teoría de la tectónica de placas. En este mode- ra oceánica relativamente fría están descendiendo a gran-
lo, la mayor parte de la deformación y el metamorfismo des profundidades. Conforme la litosfera desciende, los
asociado se produce en la proximidad de los bordes de sedimentos y las rocas de la corteza son sometidos a tem-
placa convergentes, donde las placas litosféricas se apro- peraturas y presiones que aumentan de manera constan-
ximan unas a otras. A lo largo de algunas zonas conver- te (Figura 8.24). Sin embargo, la temperatura de la placa
gentes, los bloques continentales colisionan para for- descendente permanece más fría que la del manto circun-
mar montañas, como se ilustra en la Figura 8.21. En dante porque las rocas son malas conductoras del calor y,
esos ambientes, las fuerzas compresionales comprimen por consiguiente, se enfría lentamente (véase Figura 8.1).
y generalmente deforman los bordes de las placas con- Las rocas formadas en este ambiente de baja temperatura
vergentes, así como los sedimentos que se han acumu- y alta presión se denominan esquistos azules, debido a la
lado a lo largo de los márgenes continentales. Muchos presencia de glaucofana, un anfíbol de color azul. Las ro-
de los principales cinturones montañosos de la Tierra, cas de la cordillera de la costa de California se formaron
entre ellos los Alpes, el Himalaya y los Apalaches, se de esta manera. En esta zona, rocas muy deformadas que
formaron de esta manera. Todos estos sistemas monta- estuvieron una vez profundamente enterradas han aflora-
ñosos se componen (en grados variables) de rocas sedi- do, debido a un cambio en el borde de placa.
mentarias deformadas y metamórficas que fueron com-
primidas entre dos placas convergentes. Las zonas de subducción son también un lugar
importante de generación de magmas (Figura 8.24). Re-
También se produce metamorfismo a gran escala a cordemos, del Capítulo 4, que, conforme una placa
lo largo de las zonas de subducción donde las placas oceá- oceánica se hunde, el calor y la presión impulsan el agua
nicas descienden hacia el manto. Un examen detallado de desde los sedimentos y las rocas de la corteza en sub-
la Figura 8.24 muestra que existen diversos ambientes ducción. Esos volátiles migran hacia la cuña de material
metamórficos a lo largo de este tipo de bordes conver- caliente situada encima y disminuyen la temperatura de
gentes. Cerca de las fosas, las placas formadas por litosfe- fusión de esas rocas del manto lo suficiente como para

250 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

Dorsal Fosa
oceánica

Metamorfismo Zona de baja Zona de alta Magma
hidrotermal temperatura/ temperatura/ ascendente
alta presión baja presión
Ascenso Zona de alta
Litosfera oceánica en subducción temperatura/
100 km alta presión

Astenosfera Fusión
parcial

200 km
▲ Figura 8.24 Ambientes metamórficos según el modelo de tectónica de placas.

generar magmas. Una vez fundida suficiente roca, as- pansión continuada a lo largo de la dorsal oceánica dis-
ciende por flotación hacia la superficie, calentando y tribuye estas rocas alteradas a través de toda la cuenca
deformando aún más los estratos a los que intruye. Por oceánica.
tanto, en la superficie, tierra adentro de las fosas, el me-
tamorfismo de contacto de alta temperatura y baja pre- Ambientes metamórficos antiguos
sión es común (Figura 8.24). Sierra Nevada (EE.UU.),
donde hay numerosas intrusiones ígneas y rocas meta- Además de los cinturones lineales de rocas metamórficas
mórficas asociadas, es un ejemplo de este tipo de am- que se encuentran en las zonas axiales de la mayoría de los
biente. cinturones montañosos, existen extensiones incluso ma-
yores de rocas metamórficas en el interior de las zonas
Por tanto, los terrenos montañosos que se forman a continentales estables (Figura 1.7). Estas extensiones re-
lo largo de las zonas de subducción están constituidos ge- lativamente planas de rocas metamórficas y plutones íg-
neralmente por dos cinturones lineales bien definidos de neos asociados se denominan escudos. Una de estas es-
rocas metamórficas. Cerca de la fosa oceánica, encontra- tructuras, el escudo canadiense, tiene un relieve muy
mos un régimen metamórfico de alta presión y baja tem- plano y forma el basamento rocoso de gran parte de Ca-
peratura similar al de la cordillera de la costa de Califor- nadá central, extendiéndose desde la bahía Hudson hasta
nia. Más lejos, en dirección hacia tierra firme, en la región el norte de Minnesota. La datación radiométrica del es-
de las intrusiones ígneas, el metamorfismo está domina- cudo canadiense indica que está compuesto por rocas cuya
do por temperaturas elevadas y presiones bajas; es decir, edad oscila entre 1.800 y 3.800 millones de años. Dado
ambientes similares a los asociados con el batolito de Sie- que los escudos son antiguos, y que su estructura es simi-
rra Nevada (EE.UU.). lar a la existente en los núcleos de los terrenos montaño-
sos recientes, se supone que son los restos de períodos
Como se ha dicho anteriormente, el metamorfismo mucho más antiguos de formación de montañas. Esta evi-
hidrotermal se produce en los bordes de placa divergen- dencia apoya con fuerza la opinión generalmente acepta-
tes, donde la expansión del fondo oceánico provoca el da de que la Tierra ha sido un planeta dinámico a lo lar-
afloramiento de magma basáltico caliente. En estos luga- go de la mayor parte de su historia. Los estudios de estas
res, la circulación de agua marina caliente a través de la enormes áreas metamórficas en el contexto de la tectóni-
corteza basáltica recién formada produce una roca meta- ca de placas han proporcionado a los geólogos nuevas
mórfica de grado relativamente bajo llamada espilita. La perspectivas sobre el problema del origen de los conti-
alteración química de la corteza basáltica genera rocas nentes. Consideraremos este tema con más detalle en el
compuestas principalmente de clorita y plagioclasa rica Capítulo 14.
en sodio que suelen conservar vestigios de la roca origi-
nal, como vesículas y estructuras almohadilladas. La ex-

Resumen 251

Resumen

• El metamorfismo es la transformación de un tipo de lizan y forman nuevos granos que muestran una orien-
roca en otro. Las rocas metamórficas se forman a partir tación preferente o se deforman plásticamente y se
de rocas preexistentes (ya sean rocas ígneas, sedimen- convierten en partículas aplanadas con una alineación
tarias u otras rocas metamórficas) que han sido alte- planar. La pizarrosidad es un tipo de foliación en el que
radas por los agentes del metamorfismo, entre los que las rocas se separan limpiamente en capas delgadas a
se cuentan el calor, la presión y los fluidos químicamente lo largo de superficies en las que se alinean los mine-
activos. Durante el metamorfismo el material perma- rales planares. La esquistosidad es un tipo de foliación
nece esencialmente sólido. Los cambios que se pro- definido por el alineamiento paralelo de los minera-
ducen en las rocas son texturales, así como mineraló- les planares de grano medio a grueso. Durante el me-
gicos. tamorfismo de grado alto, las migraciones iónicas pue-
den hacer que los minerales se segreguen en capas o
• El metamorfismo se produce casi siempre en uno de bandas diferenciadas. Las rocas metamórficas con una
estos tres ambientes: (1) cuando una roca está en con- textura bandeada se llaman gneises. Las rocas meta-
tacto con un magma, se produce metamorfismo de con- mórficas compuestas por un solo mineral que forma
tacto térmico; (2) cuando el agua caliente, rica en iones cristales equidimensionales suelen tener un aspecto
circula a través de la roca, se produce alteración quí- no foliado. El mármol (caliza metamorfizada) es no fo-
mica por un proceso llamado metamorfismo hidroter- liado. Además, el metamorfismo puede inducir la
mal; o (3) durante la formación de montañas, donde transformación de minerales de baja temperatura en
grandes volúmenes de rocas experimentan metamor- minerales de alta temperatura y, a través de la intro-
fismo regional. El mayor volumen de rocas metamór- ducción de iones de las soluciones hidrotermales, gene-
ficas se produce mediante el metamorfismo regional. rar nuevos minerales, algunos de los cuales forman
menas metálicas importantes desde el punto de vista
• La composición mineral de la roca original determi- económico.
na, en gran medida, el grado en que cada agente me-
tamórfico provocará cambios. El calor es el agente • Las rocas metamórficas foliadas comunes son las pi-
más importante porque proporciona la energía que zarras, las filitas, varios tipos de esquistos (por ejemplo
impulsa las reacciones químicas que provocan la re- los micaesquistos granatíferos) y los gneises. Las rocas
cristalización de los minerales. La presión, como la no foliadas son el mármol (protolito: caliza) y la cuar-
temperatura, también aumenta con la profundidad. cita (casi siempre formada a partir de areniscas ricas en
Cuando están sometidos a una presión de confinamien- cuarzo).
to, los minerales pueden recristalizar en formas más
compactas. Durante la formación de montañas, las ro- • Los tres ambientes geológicos en los cuales se pro-
cas están sometidas a un esfuerzo diferencial, que tien- duce normalmente el metamorfismo son: (1) meta-
de a acortarlas en la dirección de aplicación de la pre- morfismo de contacto o térmico; (2) metamorfismo hidro-
sión y a alargarlas en dirección perpendicular a esa termal; (3) metamorfismo regional. El metamorfismo
fuerza. En profundidad, las rocas son calientes y dúc- de contacto se produce cuando las rocas están en con-
tiles, lo cual explica su capacidad de deformarse y fluir tacto con un cuerpo ígneo, lo cual se traduce en la for-
cuando son sometidas a esfuerzos diferenciales. Los mación de zonas de alteración alrededor del magma
fluidos químicamente activos, casi siempre agua que llamadas aureolas. La mayoría de las rocas metamór-
contiene iones en disolución, también intensifican el ficas de contacto son rocas de grano fino, densas y du-
proceso metamórfico disolviendo minerales y contri- ras de composiciones químicas diversas. Dado que la
buyendo a la migración y la precipitación de este ma- presión dirigida no es un factor importante, en gene-
terial en otros lugares. ral estas rocas no son foliadas. El metamorfismo hi-
drotermal se produce cuando los fluidos calientes y ri-
• El grado de metamorfismo se refleja en la textura y la mi- cos en iones circulan a través de la roca y causan
neralogía de las rocas metamórficas. Durante el meta- alteraciones químicas de los minerales constituyentes.
morfismo regional, las rocas suelen desarrollar una La mayor parte de la alteración hidrotermal ocurre a
orientación preferente denominada foliación en la que lo largo del sistema de dorsales centrooceánicas don-
sus minerales planares y alargados se alienan. La fo- de el agua marina migra a través de la corteza oceá-
liación se desarrolla conforme los minerales planares nica caliente y altera químicamente las rocas basálti-
y alargados rotan en una alineación paralela, recrista-

252 C A P Í T U L O 8 Metamorfismo y rocas metamórficas

cas recién formadas. Los iones metálicos que son mación de montañas. Suele haber una gradación en el
arrancados de la corteza acaban transportándose al metamorfismo regional, de forma que la intensidad
fondo del océano, donde precipitan en las fumarolas del metamorfismo (de grado bajo a alto) se refleja en
oscuras (black smokers) y forman depósitos metálicos, la textura y la mineralogía de las rocas. En los am-
algunos de los cuales pueden ser importantes desde un bientes metamórficos más extremos, las rocas llama-
punto de vista económico. El metamorfismo regional das migmatitas se encuentran en una zona de transi-
tiene lugar a profundidades considerables sobre una ción en algún lugar entre las rocas ígneas «s.s.» y las
zona extensa y está asociado con el proceso de for- rocas metamórficas «s.s.».

Preguntas de repaso

1. ¿Qué es el metamorfismo? ¿Cuáles son los agentes c) Representa un grado de metamorfismo entre la
que transforman las rocas? pizarra y el esquisto.

2. ¿Por qué se considera el calor el agente más im- d) De grano muy fino y foliada; excelente pizarro-
portante del metamorfismo? sidad.

3. ¿En qué se diferencia la presión de confinamiento e) Foliada y compuesta predominantemente por
del esfuerzo diferencial? minerales de orientación planar.

4. ¿Qué papel representan los fluidos químicamente f) Compuesta por bandas alternas de silicatos cla-
activos en el metamorfismo? ros y oscuros.

5. ¿De qué dos maneras puede el protolito afectar el g) Roca dura, no foliada que se produce por meta-
proceso metamórfico? morfismo de contacto.

6. ¿Qué es la foliación? Distinga entre pizarrosidad, es- 11. Distinga entre el metamorfismo de contacto y el
quistosidad y textura gnéisica. metamorfismo regional. ¿Cuál crea la mayor canti-
dad de rocas metamórficas?
7. Describa brevemente los tres mecanismos por los
que los minerales desarrollan una orientación pre- 12. ¿Dónde se produce la mayor parte del metamorfis-
ferente. mo hidrotermal?

8. Enumere algunos cambios que le pueden ocurrir 13. Describa el metamorfismo de enterramiento.
a una roca en respuesta a los procesos metamór-
ficos. 14. ¿Cómo utilizan los geólogos los minerales índice?

9. Las pizarras y las filitas se parecen entre sí. ¿Cómo 15. Describa brevemente los cambios de textura que
podría distinguir una de otra? tienen lugar en la transformación de la pizarra en fi-
lita, esquisto y luego en gneis.
10. Cada una de las siguientes afirmaciones describe
una o más características de una roca metamórfica 16. ¿Cómo se relacionan los gneises y las migmatitas?
concreta. Para cada una de ellas, nombre la roca
metamórfica que le corresponde. 17. ¿Con qué tipo de límite de placa se asocia el meta-
morfismo regional?
a) Rica en calcita y a menudo no foliada.
18. ¿Por qué los núcleos de las principales cordilleras mon-
b) Roca con poca cohesión compuesta por frag- tañosas de la Tierra contienen rocas metamórficas?
mentos rotos que se formaron en una zona de
falla. 19. ¿Qué son los escudos? ¿Cómo se relacionan estas
zonas relativamente llanas con las montañas?

Términos fundamentales

aureola escudo esquistosidad metamorfismo
bandeado gnéisico esfuerzo diferencial foliación metamorfismo de contacto

Recursos de la web 253

metamorfismo de metamorfismo regional pizarrosidad textura
enterramiento metamorfismo térmico presión de confinamiento textura gnéisica
metasomatismo protolito textura no foliada
metamorfismo de impacto migmatita solución hidrotermal textura porfidoblástica
metamorfismo mineral índice

hidrotermal

Recursos de la web

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en su estudio de los temas de este capítu-
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CAPÍTULO 9

El tiempo geológico

La Geología necesita una escala Condiciones que favorecen la conservación
temporal Fósiles y correlación

Datación relativa: principios Datación con radiactividad
fundamentales
Repaso de la estructura básica del átomo
Ley de la superposición Radiactividad
Principio de la horizontalidad original Período de semidesintegración
Principio de intersección Datación radiométrica
Inclusiones Datación con carbono-14
Discontinuidades estratigráficas Importancia de la datación radiométrica
Aplicación de los principios de datación
Escala de tiempo geológico
relativa
Estructura de la escala temporal
Correlación de las capas rocosas El Precámbrico

Fósiles: evidencias de vida Dificultades para datar la escala
en el pasado de tiempo geológico

Tipos de fósiles

255

256 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

A finales del siglo XVIII, James Hutton reconoció la in- que habían quedado expuestos por el ahondamiento del
mensidad de la historia de la Tierra y la importancia del río, Powell anotó que «los cañones de esta región consti-
tiempo como componente de todos los procesos ge- tuirían un Libro de Revelaciones en la Biblia de la Geolo-
ológicos. En el siglo XIX, Sir Charles Lyell y otros científicos de- gía que constituyen esas rocas». Indudablemente quedó
mostraron efectivamente que la Tierra había experimentado impresionado con los millones de años de historia de la
muchos episodios de formación y erosión de montañas, que Tierra expuestos a lo largo de las paredes del Gran Cañón.
debían haber precisado grandes intervalos de tiempo geoló-
gico. Aunque estos pioneros científicos comprendían que la Powell comprendió que las pruebas para una Tierra
Tierra era muy antigua, no tenían ninguna manera de cono- antigua están ocultas en sus rocas. Como las páginas en un
cer su verdadera edad. ¿Tenía decenas de millones, centena- libro de historia extenso y complicado, las rocas registran
res de millones o incluso millares de millones de años? Así, se los acontecimientos geológicos y las formas de vida cam-
desarrolló una escala de tiempo geológico que mostraba la se- biantes del pasado. El libro, sin embargo, no está com-
cuencia de acontecimientos basada en principios de datación pleto. Faltan muchas páginas, en especial de los primeros
relativa. ¿Cuáles son esos principios? ¿Qué parte desempeñan capítulos. Otras están desgastadas, rotas o manchadas. Sin
los fósiles? Con el descubrimiento de la radiactividad y de las embargo, quedan suficientes páginas para permitirnos
técnicas de datación radiométrica, los geólogos pueden asig- descifrar la historia.
nar ahora con bastante precisión fechas a muchos de los acon-
tecimientos de la historia terrestre. ¿Qué es la radiactividad? Interpretar la historia de la Tierra es un objetivo
¿Por qué es un buen «reloj» para datar el pasado geológico? fundamental de la Geología. Como un detective actual,
el geólogo debe interpretar las pistas que se encuentran
La Geología necesita una escala conservadas en las rocas. Estudiando estas rocas, en es-
temporal pecial las rocas sedimentarias, y los rasgos que contie-
nen, los geólogos pueden desvelar las complejidades del
En 1869, John Wesley Powell, que luego fue director del pasado.
U. S. Geological Survey, dirigió una expedición pionera
que descendió el río Colorado a través del Gran Cañón Los acontecimientos geológicos por sí mismos, sin
(Figura 9.1). Cuando escribió sobre los estratos rocosos embargo, tienen poco significado hasta que se sitúan en
una perspectiva temporal. Estudiar la historia, ya se trate
de la Guerra Civil o de la época de los dinosaurios, re-
quiere un calendario. Entre las principales contribuciones

▲ Figura 9.1 A. Inicio de la expedición desde la estación Green River. Dibujo del libro de Powell de 1875. B. Comandante John Wesley
Powell, geólogo pionero y segundo director de U. S. Geological Survey. (Cortesía de U. S. Geological Survey, Denver.)

Datación relativa: principios fundamentales 257

de la Geología al conocimiento humano se cuenta la esca- ?A VECES LOS ALUMNOS
la de tiempo geológico y el descubrimiento de que la histo- P R E G U N TA N
ria de la Tierra es extraordinariamente larga.
Ha mencionado intentos tempranos de determinar la
Datación relativa: principios
fundamentales edad de la Tierra que no resultaron fiables. ¿Cómo

IENCI TIERR El tiempo geológico abordaron los científicos del siglo XIX tales cálculos?

▲ Datación relativa: principios Un método que se probó varias veces implicaba la velocidad
fundamentales de deposición de los sedimentos. Algunos argumentaban que
AS DE LA si podían determinar la velocidad a la que el sedimento se
acumula y luego podían establecer el grosor total de la roca
Los geólogos que desarrollaron la escala de tiempo geo- sedimentaria que se había depositado durante la historia de
la Tierra, podrían calcular la extensión del tiempo geológi-
lógico revolucionaron la manera de pensar sobre el tiem- co. Sólo hacía falta dividir la velocidad de acumulación de los
sedimentos entre el grosor total de la roca sedimentaria.
po y la percepción de nuestro planeta. Descubrieron que
Los cálculos de la edad de la Tierra eran distintos cada vez
la Tierra es mucho más antigua de lo que nadie se había que se probaba este método. ¡La edad de la Tierra calculada
según este método oscilaba entre los 3 millones y los 1.500
imaginado y que su superficie y su interior habían cam- millones de años! Evidentemente, este método presentaba di-
ficultades por todas partes. ¿Puede sugerir algunos?
biado una y otra vez por los mismos procesos geológicos
afloramiento de capas de rocas sedimentarias. Trabajando
que actúan en la actualidad. en las montañas del oeste de Italia, Steno aplicó una regla
muy simple que se ha convertido en el principio más bá-
A finales del siglo XIX y principios del XX, se intentó sico de la datación relativa: la ley de la superposición (su-
per ϭ sobre; positum ϭ situarse). La ley establece simple-
determinar la edad de la Tierra. Aunque alguno de los mé- mente que en una secuencia no deformada de rocas
sedimentarias, cada estrato es más antiguo que el que tie-
todos parecía prometedor en aquella época, ninguno de ne por encima y más joven que el que tiene por debajo.
Aunque pueda parecer obvio que una capa rocosa no pudo
esos primeros esfuerzos demostró ser fiable. Lo que estos depositarse sin que hubiera algo debajo para sustentarla,
no fue hasta 1669 cuando Steno estableció con claridad
científicos buscaban era una fecha numérica. Estas fechas este principio.

especifican el número real de años que han pasado desde que Esta regla se aplica también a otros materiales de-
positados en la superficie, como las coladas de lava y los
un acontecimiento ha ocurrido. En la actualidad, nuestro estratos de cenizas de las erupciones volcánicas. Aplican-
do la ley de la superposición a los estratos expuestos en la
conocimiento de la radiactividad nos permite determinar porción superior del Gran Cañón (Figura 9.2), podemos
colocar fácilmente las capas en su orden apropiado. Entre
con exactitud las fechas numéricas para las rocas que repre- las que se muestran, las rocas sedimentarias del grupo Su-
pai son las más antiguas, seguidas en orden por la lutita
sentan acontecimientos importantes en el pasado lejano de Hermit, la arenisca Coconino, la formación Toroweap y
la caliza Kaibab.
la Tierra. Estudiaremos la radiactividad más adelante en este
Principio de la horizontalidad original
capítulo. Antes del descubrimiento de la radiactividad, los
También Steno fue el que reconoció la importancia de
geólogos no tenían método fiable de datación numérica y te- otro principio básico, denominado el principio de la ho-
rizontalidad original. De manera sencilla, significa que
nían que depender únicamente de la datación relativa. las capas de sedimento se depositan en general en una po-
sición horizontal. Por tanto, cuando observamos estratos
La datación relativa significa que las rocas se colo- rocosos que son planos, deducimos que no han experi-

can en su secuencia de formación adecuada: cuál se formó en

primer lugar, en segundo, en tercero y así sucesivamente.

La datación relativa no puede decirnos cuánto hace que su-

cedió algo, sólo qué ocurrió después de un acontecimien-

to y antes que otro. Las técnicas de datación relativa que se

desarrollaron son válidas y continúan siendo muy utilizadas

todavía hoy. Los métodos de datación numérica no susti-

tuyeron esas técnicas; simplemente las complementaron.

Para establecer una escala de tiempo relativo, hubo que des-

cubrir unos pocos principios o reglas básicos y aplicarlos.

Aunque puedan parecernos obvios en la actualidad, en su

época constituyeron avances importantes del pensamiento,

y su descubrimiento fue un logro científico importante.

Ley de la superposición

A Nicolaus Steno, un anatomista, geólogo y clérigo danés
(1638-1686), se le reconoce haber sido el primero en des-
cubrir una secuencia de acontecimientos históricos en un

258 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

Caliza Kaibab Más joven
Formación Toroweap
Arenisca Coconino

Lutita Hermit

Grupo Supai

A. B.
▲ Figura 9.2 Aplicación de la ley de la superposición a estas capas expuestas en la parte superior del Gran Cañón; el grupo Supai es más
viejo y la caliza Kaibab es más joven. (Foto de E. J. Tarbuck.)

mentado perturbación y que mantienen todavía su hori- Inclusiones
zontalidad original. Eso se ilustra en las capas del Gran Ca-
ñón de la Figura 9.2. Pero si están plegados o inclinados A veces las inclusiones pueden contribuir al proceso de
a un ángulo empinado deben de haber sido movidos a esa datación relativa. Las inclusiones (includere ϭ encerrar)
posición por perturbaciones de la corteza algún tiempo son fragmentos de una unidad de roca que han quedado
después de su depósito. encerrados dentro de otra. El principio básico es lógico y
directo. La masa de roca adyacente a la que contiene las
Principio de intersección inclusiones debe haber estado allí primero para propor-
cionar los fragmentos de roca. Por consiguiente, la masa
Cuando una falla atraviesa otras rocas, o cuando el mag- de roca que contiene las inclusiones es la más joven de las
ma hace intrusión y cristaliza, podemos suponer que la fa- dos. En la Figura 9.4 se proporciona un ejemplo. Aquí, las
lla o la intrusión es más joven que las rocas afectadas. Por inclusiones de la roca ígnea intrusiva en el estrato sedi-
ejemplo, en la Figura 9.3, las fallas y los diques deben de mentario adyacente indican que la capa sedimentaria se
haberse producido claramente después de que se deposi- depositó encima de una masa ígnea meteorizada, y no
taran los estratos sedimentarios. que hubiera intrusión magmática desde debajo que des-
pués cristalizó.
Éste es el principio de intersección. Aplicando
este principio, puede verse que la falla A se produjo des- Discontinuidades estratigráficas
pués de que se depositara el estrato de arenisca, porque
«corta» la capa. De igual manera, la falla A se produjo an- Cuando observamos estratos rocosos que se han ido de-
tes de que el conglomerado se sedimentara porque la capa positando sin interrupción, decimos que son concordan-
no está afectada. tes. Zonas concretas exhiben estratos concordantes que
representan ciertos lapsos de tiempo geológico. Sin em-
También podemos afirmar que el dique B y el sill bargo, ningún lugar de la Tierra tiene un conjunto com-
asociado con él son más antiguos que el dique A, porque pleto de estratos concordantes.
este último corta al sill. De la misma manera, sabemos que
los batolitos fueron emplazados después de que se produ- A todo lo largo de la historia de la Tierra, el depósi-
jera el movimiento a lo largo de la falla B, pero antes de to de sedimentos se ha interrumpido una y otra vez. Todas
que se formara el dique B. Esto es así porque el batolito esas rupturas en el registro litológico se denominan dis-
atraviesa la falla B mientras que el dique B corta el bato- continuidades estratigráficas. Una discontinuidad estra-
lito. tigráfica representa un largo período durante el cual se in-

Datación relativa: principios fundamentales 259▲

Figura 9.3 Las relaciones de
intersección representan un principio
utilizado en la datación relativa. Un
cuerpo rocoso intrusivo es más joven
que la roca en la que intruye. Una falla
es más joven que la capa que corta.

Conglomerado
Lutita

Falla A Arenisca Batolito
Dique A Sill

Dique B
Falla B

terrumpió la sedimentación, la erosión eliminó las rocas Cuando James Hutton estudió una discordancia
previamente formadas y luego continuó el depósito. En angular en Escocia hace más de 200 años, resultó obvio
cada caso, el levantamiento y la erosión fueron seguidos de para él que representaba un episodio fundamental de
subsidencia y nueva sedimentación. Las discontinuidades actividad geológica*. Hutton y sus colaboradores tam-
estratigráficas son rasgos importantes porque representan bién apreciaron el inmenso intervalo temporal implica-
acontecimientos geológicos significativos de la historia de do por dichas relaciones. Cuando un compañero escri-
la Tierra. Además, su reconocimiento nos ayuda a identifi- bió más adelante sobre su visita a este lugar afirmó que
car qué intervalos de tiempo no están representados por los «la mente se nos aturdía mirando tan lejos en el abismo
estratos y, por tanto, no aparecen en el registro geológico. del tiempo».

Las rocas expuestas en el Gran Cañón del río Colo- Paraconformidad Cuando se las compara con las discor-
rado representan un intervalo enorme de historia geoló- dancias angulares, las paraconformidades son más co-
gica. Es un lugar maravilloso para hacer una excursión a munes, pero normalmente son bastante menos claras, por-
través del tiempo. Los coloreados estratos del cañón re- que los estratos situados a ambos lados son en esencia
gistran una larga historia de sedimentación en una diver- paralelos. Muchas paraconformidades son difíciles de
sidad de ambientes: mares, ríos y deltas, llanuras marea- identificar porque las rocas situadas por encima y por de-
les y dunas de arena. Pero el registro no es continuo. Las bajo son similares y hay pocas pruebas de erosión. Dicha
discontinuidades estratigráficas representan enormes can- ruptura a menudo se parece a un plano de estratificación
tidades de tiempo que no se han registrado en las capas del ordinario. Otras paraconformidades son más fáciles de
cañón. En la Figura 9.5 se muestra un corte geológico del identificar porque la superficie de erosión antigua corta
Gran Cañón, que permite comprender mejor los tres ti- profundamente en las rocas inferiores más antiguas (dis-
pos básicos de discontinuidades: discordancias angulares, conformidad).
paraconformidades e inconformidades.
Inconformidad El tercer tipo básico de discontinuidad es
Discordancia angular Quizá la discontinuidad más fácil la inconformidad. Aquí la ruptura separa rocas ígneas,
de reconocer es la discordancia angular. Consiste en ro- metamórficas más antiguas de los estratos sedimentarios
cas sedimentarias inclinadas o plegadas sobre las que re- más jóvenes (Figuras 9.4 y 9.5). Exactamente igual que las
posan estratos más planos y jóvenes. Una discordancia
angular indica que, durante la pausa en la sedimentación, * Este geólogo pionero se comenta en la sección sobre el Nacimiento de
se produjo un período de deformación (pliegue o inclina- la Geología Moderna del Capítulo 1.
ción) y erosión.

260 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

Roca ígnea intrusiva Inclusiones de
A. Roca ígnea intrusiva la roca circundante

B. Exposición y meteorización
de la roca ígnea intrusiva

▲ Figura 9.4 Estos diagramas ilustran dos maneras mediante las cuales Estratos
se pueden formar las inclusiones, así como un tipo de discontinuidad sedimentarios
denominada inconformidad. En el diagrama A, las inclusiones de la masa
ígnea representan los restos no fundidos de la roca de caja circundante Inclusiones
que se rompieron y se incorporaron en el momento en el que el magma de roca ígnea
intruía. En el diagrama C, la roca ígnea debe de ser más antigua que las
capas sedimentarias suprayacentes porque los estratos sedimentarios Inconformidad
contienen inclusiones de la roca ígnea. Cuando rocas ígneas intrusivas más
antiguas están cubiertas por estratos sedimentarios más jóvenes, se dice C. Depósito de estratos
que hay un tipo de discontinuidad denominada inconformidad. En la foto sedimentarios
se muestra una inclusión de roca ígnea oscura en una roca huésped más
clara y más joven. (Foto de Tom Bean.)

▲ Figura 9.5 Este corte geológico a través del Gran Cañón ilustra los tres tipos Plataforma Kaibab
básicos de discontinuidades estratigráficas. Entre el grupo Unkar precámbrico
inclinado y las areniscas Tapeats cámbricas puede verse una discordancia. Hay dos Formación
paraconformidades notables, por encima y por debajo de la caliza Redwall. Se Kaibab
produce una inconformidad entre las rocas ígneas y metamórficas del interior de la
garganta y los estratos sedimentarios del grupo Unkar. Formación
Toroweap

Arenisca
Coconino

Pérmico

Lutita Hermit

Paraconformidad Grupo Supai

Disconformidad Pensilvaniense
(carbonífero)
Discordancia angular
Caliza Redwall Misisipiense
Interior (carbonífero)
de la
garganta Grupo Caliza Muav Devónico
Tonto Lutita Bright Angel Cámbrico
Arenisca Tapeats

Inconformidad Grupo Precámbrico
Unkar
Granito Zoroastro
Río
Colorado

Esquisto Vishnu

Correlación de las capas rocosas 261

discordancias y las paraconformidades implican movi- Aplicación de los principios
mientos de la corteza, también las inconformidades. Las de datación relativa
masas ígneas intrusivas y las rocas metamórficas se origi-
nan bastante por debajo de la superficie. Por tanto, para Si se aplican los principios de datación relativa al corte
que se desarrolle una inconformidad, debe haber un pe- geológico hipotético de la Figura 9.6, las rocas y los acon-
ríodo de elevación y erosión de las rocas suprayacentes. tecimientos que representan pueden colocarse en la se-
Una vez expuestas en la superficie, las rocas ígneas o me- cuencia adecuada. La leyenda de la figura resume la lógi-
tamórficas son sometidas a meteorización y erosión an- ca utilizada para interpretar el corte.
tes de la subsidencia y de la reanudación de la sedimen-
tación. En este ejemplo, establecemos una escala de tiem-
po relativo para las rocas y los acontecimientos en la zona

Discordancia Colada de lava
angular
B
JK
I

H
G

EF
D

Sill
C

Interpretación A Discordancia
angular
Océano 6. Por último, la superficie irregular
E y el valle fluvial indican que se I JK
C HG
B produjo otro vacío en el registro
A 1. Aplicando la ley de la superposición, litológico por erosión. EF

los estratos A, B, C y E D
se depositaron en ese o.rden. Sill C

B

A

2. La capa D es un sill (intrusión 5. Utilizando de nuevo la ley de la Discordancia
ígnea concordante). Una prueba superposición, los estratos G, H, angular
posterior de que el sill D es más I, J y K se depositaron en ese
joven que los estratos C y E son orden. Aunque la colada de lava JK Océano
las inclusiones de fragmentos de (estrato H) no es un estrato de HG
E esos estratos. Si esa masa ígnea roca sedimentaria, es una capa I
D

C contiene fragmentos de estratos depositada en superficie y, por

B adyacentes, los estratos tanto, puede aplicarse la ley de EF
adyacentes deben haber estado superposición.
D
A allí primero. Sill C

Roca B
erosionada A

3. Después de la intrusión del sill D, se E Sill F 4. A continuación, las rocas se inclinaron
produjo la intrusión del dique F. Dado D E y fueron erosionadas. La inclinación
C F sucedió primero porque los extremos
que el dique atraviesa los estratos B D vueltos hacia arriba de los estratos han
desde el A al E, debe ser más joven Sill C sido erosionados. La inclinación y la
A erosión, seguidas de una posterior
que todos ellos (principio de B sedimentación, produjeron una
intersección). A discordancia angular.

▲ Figura 9.6 Corte geológico de una región hipotética.

262 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

del corte. Este método no nos permite saber cuántos años muestra la correlación de estratos en tres zonas de la lla-
de historia terrestre están representados, pues no tenemos nura del Colorado, al sur de Utah y al norte de Arizona.
fechas numéricas. Ni sabemos cómo comparar esta área En ningún punto aparece la secuencia entera, pero la co-
con cualquier otra (véase Recuadro 9.1). rrelación revela una imagen más completa del registro se-
dimentario.
Correlación de las capas rocosas
Muchos estudios geológicos se realizan en áreas re-
Para desarrollar una escala de tiempo geológico que sea lativamente pequeñas. Aunque son importantes por sí
aplicable a toda la Tierra, deben emparejarse rocas de mismos, sólo se comprende su valor completo cuando se
edad similar localizadas en regiones diferentes. Esta tarea correlacionan con otras regiones. Aunque los métodos
se conoce como correlación. que acabamos de describir son suficientes para seguir la
pista a una formación litológica a lo largo de distancias re-
Dentro de un área limitada, la correlación de las ro- lativamente cortas, no son adecuados para emparejar ro-
cas de una localidad con las de otra puede hacerse senci- cas que están separadas por grandes distancias. Cuando el
llamente caminando a lo largo de los bordes de los aflo- objetivo es la correlación entre áreas muy distantes o en-
ramientos. Sin embargo, quizá esto no sea posible cuando tre continentes, el geólogo dependerá de los fósiles.
las rocas están ocultas bajo el suelo y la vegetación. La co-
rrelación a lo largo de distancias cortas suele conseguirse Fósiles: evidencias de vida
observando la posición de una capa en una secuencia de en el pasado
estratos. Es decir, una capa puede identificarse en otra lo-
calización si está compuesta por minerales característicos Los fósiles, restos de vida prehistórica, son inclusiones
o infrecuentes. importantes en los sedimentos y las rocas sedimentarias.
Son herramientas importantes y básicas para interpretar
Correlacionando las rocas de un lugar con las de el pasado geológico. El estudio científico de los fósiles se
otro, es posible una visión más completa de la historia ge- denomina Paleontología. Es una ciencia interdisciplinar
ológica de una región. En la Figura 9.7, por ejemplo, se

Recuadro 9.1 Entender la Tierra▲

Aplicación de los principios de datación relativa en la superficie lunar

De la misma manera que utilizamos los superficie. Además, la erosión y los pro- ca, la respuesta es negativa. Recordemos
principios de la datación relativa para de- cesos tectónicos han destruido las pruebas que estamos abordando un principio de
terminar la secuencia de los aconteci- de la mayor parte de los cráteres aprecia- datación relativa. Tanto las tierras altas
mientos geológicos en la Tierra, también bles que se formaron durante la historia como los mares son muy antiguos. La
podemos aplicar esos principios a la su- de la Tierra. datación radiométrica de las rocas luna-
perficie de la Luna (así como a otros res procedente de las misiones Apollo de-
cuerpos planetarios). Las observaciones de los cráteres lu- mostró que la edad de las tierras altas su-
nares se utilizan para calcular las edades pera los 4.000 millones de años, mientras
También puede utilizarse el principio relativas de distintos puntos del satélite. que los mares tienen edades que oscilan
de intersección. Al observar un cráter de El principio es claro. Las regiones más entre los 3.200 y los 3.900 millones de
impacto que se superpone a otro, sabe- antiguas han estado expuestas a los im- años. Por tanto, las densidades de cráte-
mos que el cráter intacto y continuo apa- pactos de meteoritos durante un período res tan distintas no son sólo el resultado
reció después del que este último corta. más largo y, por tanto, tienen más cráte- de tiempos de exposición distintos. Los
res. Utilizando esta técnica, podemos astrónomos han descubierto ahora que
Los rasgos más evidentes de la super- deducir que las regiones altas con mu- el Sistema Solar interno experimentó
ficie lunar son los cráteres. La mayoría chos cráteres son más antiguas que las una disminución brusca y repentina del
de ellos se produjo por el impacto de unos zonas oscuras, llamadas mares. La canti- bombardeo meteórico hace unos 3.900
objetos de movimiento rápido llamados dad de cráteres por unidad de superficie millones de años. La mayor parte de los
meteoritos. Mientras que la Luna tiene (denominada densidad de cráteres) es, evi- cráteres de las regiones altas aparecieron
miles de cráteres de impacto, la Tierra dentemente, mucho mayor en las regio- antes de ese momento, y las coladas de
tiene sólo unos pocos. Puede atribuirse nes altas. ¿Significa eso que las regiones lava que formaron los mares se solidifi-
esta diferencia a la atmósfera terrestre. La altas son mucho más antiguas? Aunque caron después.
fricción con el aire quema los pequeños ésta puede parecer una conclusión lógi-
fragmentos antes de que éstos alcancen la

Fósiles: evidencias de vida en el pasado 263

Parque Nacional Gran Cañón Parque Nacional Zion Parque Nacional Cañón Bryce

Terciario Fm. Wasatch
Cretácico
Fm. Kaiparowits
Jurásico Ar. Wahweap
Ar. Straight Cliffs
Fm. Carmel Lu. Tropic
Ar. Dakota
Ar. Navajo Fm. Winsor
Fm. Kayenta Fm. Curtis
Ar. Wingate Ar. Entrada
Fm. Chinle Fm. Carmel
Ar. Navajo
Fm. Moenkopi
Rocas más antiguas no expuestas

Triásico

Pérmico Fm. Moenkopi Cal. Kaibab
Pensilvaniense Rocas más antiguas no expuestas
Cal. Kaibab
Parque Parque
Fm. Toroweap Nacional Nacional
Ar. Coconino
Zion Cañón
Lu. Hermit Bryce

Fm. Supai

Misisipiense Cal. Redwall UTAH
Devónico Cal. Temple Butte ARIZONA

Cámbrico Fm. Muav NEVADA
Lu. Bright Angel
Parque Nacional
Ar. Tapeats Gran Cañón

Precámbrico Río Colorado Esquisto Vishnu

▲ Figura 9.7 La correlación de estratos en tres localidades de la meseta de Colorado revela la extensión total de las rocas sedimentarias en
la región. (Tomado del U. S Geological Survey; fotos de E. J. Tarbuck.)

que une la Geología y la Biología en un intento de enten- un papel clave en la correlación de las rocas de edades si-
der todos los aspectos de la sucesión de la vida durante la milares que proceden de diferentes lugares.
enorme extensión del tiempo geológico. Conocer la na-
turaleza de las formas vivas que existieron en un momen- Tipos de fósiles
to concreto ayuda a los investigadores a comprender las
condiciones ambientales del pasado. Además, los fósiles Los fósiles son de muchos tipos. Los restos de organismos
son indicadores cronológicos importantes y desempeñan relativamente recientes pueden no haberse alterado en ab-

264 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

soluto. Componentes como dientes, huesos y caparazones se llenaron después de materia mineral y se
son ejemplos comunes. Bastante menos frecuentes son conservaron. Se cree que algunos de los fósiles
animales enteros, entre ellos peces, que se han conserva- más antiguos conocidos fueron excavados por
do debido a circunstancias bastante inusuales. Son ejem- los gusanos.
plos de estos últimos los restos de elefantes prehistóricos 3. Coprolitos: fosilización de los excrementos y
denominados mamuts, que se congelaron en la tundra ár- contenido del estómago, que puede proporcio-
tica de Siberia y Alaska, así como los restos momificados nar información útil relativa a los hábitos ali-
de perezosos conservados en una cueva de Nevada. menticios de los organismos.
4. Gastrolitos: cálculos estomacales muy pulidos
Con tiempo suficiente, es probable que los restos de que fueron utilizados en la molienda del alimen-
un organismo se modifiquen. A menudo, los fósiles se pe- to por algunos reptiles extinguidos.
trifican (literalmente «se vuelven roca»), lo que significa
que las pequeñas cavidades internas y poros de la estruc- Condiciones que favorecen
tura original se llenan de materia mineral precipitada. En la conservación
otros casos, puede presentar sustitución. Aquí se eliminan las
paredes celulares y otros materiales sólidos, y son sustitui- Sólo se ha conservado una diminuta fracción de los orga-
dos por materia mineral. A veces se conservan bastante nismos que vivieron durante el pasado geológico. Nor-
bien los detalles microscópicos de la estructura sustituida. malmente, los restos de un animal o una planta se destru-
yen. ¿Bajo qué circunstancias se conservan? Parece que
Los moldes y las huellas constituyen otra clase co- son necesarias dos condiciones especiales: un enterra-
mún de fósiles. Cuando un caparazón u otra estructura son miento rápido y la posesión de partes duras.
enterrados en un sedimento y luego disueltos por el agua
subterránea se crea su molde. El molde externo refleja fiel- Cuando un organismo perece, sus partes blandas
mente sólo la forma y las marcas superficiales del organis- suelen ser comidas rápidamente por los carroñeros o des-
mo; no revela información alguna relativa a su estructura compuestas por las bacterias. A veces, sin embargo, son en-
interna. Si estos espacios huecos se llenan posteriormen- terradas por los sedimentos. Cuando esto ocurre, los res-
te con materia mineral, se crean los moldes internos. tos son protegidos del ambiente, donde actúan procesos
destructivos. Por consiguiente, el enterramiento rápido es
Un tipo de fosilización denominada carbonización es una condición importante que favorece la conservación.
particularmente eficaz conservando las hojas y las formas
delicadas de animales. Se produce cuando un sedimento Además, los animales y las plantas tienen una posi-
fino encierra los restos de un organismo. A medida que bilidad mucho mayor de ser conservados como parte del
pasa el tiempo, la presión expulsa los componentes líquidos
y gaseosos dejando sólo un delgado resto de carbón. Las lu- ?A VECES LOS ALUMNOS
titas negras depositadas como barro rico en componentes P R E G U N TA N
orgánicos en ambientes pobres en oxígeno contienen a
menudo abundantes restos carbonizados. Si se pierde la pe- ¿En qué se diferencian la Paleontología
lícula de carbón de un fósil conservado en un sedimento de
grano fino, una réplica de la superficie, denominada im- y la Arqueología?
presión, puede seguir mostrando un detalle considerable.
Con frecuencia, confundimos estas dos áreas de estudio de-
Organismos delicados, como los insectos, son difí- bido a que existe la percepción común de que tanto los pale-
ciles de conservar y, por consiguiente, son bastante raros ontólogos como los arqueólogos son científicos que extraen
en el registro fósil. No sólo deben ser protegidos de la des- cuidadosamente pistas importantes del pasado de las capas de
composición, tampoco deben ser sometidos a una pre- rocas o sedimentos. Aunque es cierto que los científicos de
sión que los pueda comprimir. Una forma mediante la ambas disciplinas «excavan» mucho, el foco de atención de
cual algunos insectos se han conservado es en ámbar, la re- cada una es diferente. Los paleontólogos estudian los fósiles
sina endurecida de los árboles antiguos. y se preocupan por todas las formas vivas del pasado geológi-
co. Por su parte, los arqueólogos se concentran en los restos
Además de los fósiles ya mencionados, hay muchos materiales de la vida humana en el pasado. Estos restos pue-
otros tipos que son sólo trazas de vida prehistórica. Ejem- den ser tanto los objetos utilizados por las personas hace mu-
plos de esas pruebas indirectas son: cho tiempo, denominados artefactos, como los edificios y otras
estructuras asociadas con los lugares donde las personas vi-
1. Huellas: rastros de pisadas dejados por los ani- vían, llamados yacimientos. Los arqueólogos nos ayudan a co-
males en el sedimento blando que luego se liti- nocer cómo nuestros antepasados humanos afrontaron los re-
ficó. tos de la vida en el pasado.

2. Madrigueras: tubos en sedimento, madera o
roca realizados por un animal. Estos agujeros

Fósiles: evidencias de vida en el pasado 265

registro fósil si tienen partes duras. Aunque existen rastros ro y constructor de canales inglés, William Smith, descu-
y huellas de animales de cuerpo blando, como las medu- brió que cada formación litológica de los canales en los
sas, los gusanos y los insectos, son mucho menos comu- que trabajaba contenía fósiles diferentes de los encontra-
nes (véase Recuadro 9.2). La carne suele descomponerse dos en los estratos superiores o inferiores. Además, ob-
con tanta rapidez que la posibilidad de su conservación es servó que podían identificarse (y correlacionarse) estratos
altamente improbable. Las partes duras, como los capa- sedimentarios de áreas muy separadas por su contenido
razones, los huesos y los dientes, predominan en el regis- fósil característico.
tro de la vida del pasado.
Basándose en las observaciones clásicas de Smith y
Dado que la conservación depende de condiciones los hallazgos de muchos geólogos que le siguieron, se for-
especiales, el registro de la vida en el pasado geológico esta muló uno de los principios más importantes y básicos de
sesgado. El registro fósil de los organismos con partes la historia geológica: Los organismos fósiles se sucedieron unos
duras que vivieron en áreas de sedimentación es bastante a otros en un orden definido y determinable y, por consiguien-
abundante. Sin embargo, sólo conseguimos una ojeada te, cualquier período puede reconocerse por su contenido fósil.
fugaz del enorme conjunto de otras formas de vida que no Esto ha llegado a conocerse como el principio de la su-
satisficieron las condiciones especiales que favorecían la cesión de fósiles. En otras palabras, cuando los fósiles se
conservación. ordenan según su edad, no presentan una imagen aleato-
ria ni fortuita. Por el contrario, los fósiles documentan la
Fósiles y correlación evolución de la vida a través del tiempo.

Aunque la existencia de los fósiles se ha conocido duran- Por ejemplo, muy pronto en el registro fósil se re-
te siglos, no fue hasta finales del siglo XVIII y principios del conoce una edad de los trilobites. Luego, en sucesión, los
XIX cuando se puso de manifiesto su importancia como he- paleontólogos reconocen una edad de los peces, una edad
rramientas geológicas. Durante este período, un ingenie- de los pantanos carboníferos, una edad de los reptiles y
una edad de los mamíferos. Estas «edades» pertenecen a

Recuadro 9.2 Entender la Tierra▲

El yacimiento de Burgess Shale

La posesión de partes duras aumenta con- tos que contienen sólo fósiles de organis- deslizaban descendían por el escarpe en
siderablemente la posibilidad de conserva- mos con partes duras. Hasta la actualidad, forma de corrientes de turbidez. Estas co-
ción de los organismos en el registro fósil. se han encontrado más de 100.000 fósiles rrientes transportaban los animales en
Sin embargo, se han dado raras ocasiones únicos. una nube turbulenta de sedimentos hacia
en la historia geológica en las que se han la base del arrecife, donde quedaban en-
conservado grandes cantidades de organis- Los animales conservados en Burgess terrados. Allí, en un ambiente exento de
mos de cuerpo blando. El yacimiento fósil Shale habitaban en un mar cálido y poco oxígeno, los caparazones enterrados esta-
de Burgess Shale es un ejemplo muy cono- profundo adycente al gran arrecife que ban protegidos de los carroñeros y de las
cido. Situado en las montañas Rocosas de formaba parte del margen continental de bacterias responsables de la descomposi-
Canadá cerca de la localidad de Field en Norteamérica. Durante el Cámbrico, el ción. Este proceso sucedió una y otra vez,
el sureste de la Columbia Británica, el lu- continente norteamericano se encontra- y se formó una secuencia gruesa de capas
gar fue descubierto en 1909 por Charles D. ba en los trópicos a ambos lados del ecua- sedimentarias ricas en fósiles. Hace unos
Walcott, de la Smithsonian Institution. dor. La vida estaba restringida al océano 175 millones de años, las fuerzas orogé-
y el continente era árido y estaba desha- nicas elevaron estos estratos del fondo
El yacimiento de Burgess Shale es un bitado. oceánico y los desplazaron a muchos ki-
lugar de conservación fósil excepcional y lómetros en dirección este a lo largo de
registra una variedad de animales que no ¿Qué circunstancias llevaron a la con- grandes fallas hasta su localización actual
se encuentran en ningún otro lugar. Los servación de las numerosas formas de vida en las montañas Rocosas de Canadá.
animales de Burgess Shale vivieron poco que se encontraron en Burgess Shale?
después de la explosión Cámbrica, mo- Los animales vivían en bancos de barro El yacimiento Burguess Shale es uno
mento en el que se había producido una submarinos o encima de ellos; esos ban- de los descubrimientos fósiles más im-
gran expansión de la biodiversidad mari- cos de barro se formaron como sedimen- portantes del siglo XX. Sus capas conser-
na. Sus fósiles hermosamente conserva- tos acumulados en los márgenes externos van para nosotros un destello fascinante
dos representan nuestra instantánea más de un arrecife adyacente a un escarpe del principio de la vida animal, que se re-
completa y más acreditada de la vida en el abrupto (acantilado). Periódicamente la monta a hace más de 500 millones de
Cámbrico, mucho mejor que los depósi- acumulación de barros se tornaba inesta- años.
ble y los sedimentos que se hundían y se

266 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

grupos que fueron especialmente abundantes y caracte- Además de ser herramientas importantes y a menu-
rísticos durante períodos concretos. Dentro de cada una do esenciales para correlacionar, los fósiles son importan-
de las «edades» hay muchas subdivisiones basadas, por tes indicadores ambientales. Aunque puede deducirse mu-
ejemplo, en ciertas especies de trilobites, y ciertos tipos de cho de los ambientes pasados estudiando la naturaleza y las
peces, reptiles, etc. Esta misma sucesión de organismos características de las rocas sedimentarias, un examen pró-
dominantes, nunca desordenada, se encuentra en todos los ximo de los fósiles presentes puede proporcionar normal-
continentes. mente mucha más información. Por ejemplo, cuando se
encuentran en una caliza los restos de ciertas conchas de
Cuando se descubrió que los fósiles eran indicado- almejas, el geólogo puede suponer de manera bastante ra-
res temporales, se convirtieron en el medio más útil de co- zonable que la región estuvo cubierta en alguna ocasión
rrelacionar las rocas de edades similares en regiones dife- por un mar somero. Además, utilizando lo que sabemos
rentes. Los geólogos prestan una atención particular a con respecto a los organismos vivos, podemos concluir
ciertos fósiles denominados fósiles índice o guía. Estos que los animales fósiles con caparazones gruesos capaces
fósiles están geográficamente extendidos y limitados a un de soportar olas que los golpean hacia un lado y hacia otro
corto período de tiempo geológico, de manera que su pre- habitaban en las líneas de costa.
sencia proporciona un método importante para equiparar
rocas de la misma edad. Las formaciones litológicas, sin Por otro lado, los animales con caparazones finos y de-
embargo, no siempre contienen un fósil índice específico. licados probablemente indican aguas mar adentro profundas
En esas situaciones, se utilizan los grupos de fósiles para y calmadas. Por consiguiente, examinando de cerca los tipos
establecer la edad del estrato. En la Figura 9.8 se ilustra de fósiles, puede identificarse la posición aproximada de una
cómo un conjunto de fósiles puede utilizarse para datar ro- línea de costa antigua. Además, los fósiles pueden utilizarse
cas con más precisión de lo que podría realizarse utilizan- para indicar la temperatura del agua en el pasado. Ciertas cla-
do uno cualquiera de los fósiles. ses de corales actuales deben vivir en mares tropicales cálidos

Intervalos de edad de algunos grupos de fósiles

Unidad de roca A Edad de la unidad de roca A Más joven

TIEMPO

Edad de la unidad de roca B

Unidad de roca B Más antiguo

▲ Figura 9.8 El solapamiento de fósiles contribuye a la datación de las rocas con más exactitud que la utilización de un solo fósil.

Datación con radiactividad 267

y superficiales como los que rodean Florida y las Bahamas. mico es siempre 92. Pero su población de neutrones va-
Cuando se encuentran tipos similares de coral en calizas ría, de modo que el uranio tiene tres isótopos: uranio-234
antiguas, indican el ambiente marino que debía existir cuan- (protones ϩ neutrones ϭ 234), uranio-235 y uranio-238.
do vivían. Estos ejemplos ilustran cómo los fósiles pueden Todos estos isótopos están mezclados en la naturaleza.
contribuir a desvelar la compleja historia de la Tierra. Tienen el mismo aspecto y se comportan igual en las re-
acciones químicas.
Datación con radiactividad
Radiactividad
IENCI TIERR El tiempo geológico
Las fuerzas que unen los protones y los neutrones en el nú-
▲ Datación con radiactividad cleo suelen ser fuertes. Sin embargo, en algunos isótopos, los
núcleos son inestables porque las fuerzas que unen los pro-
AS DE LA tones y los neutrones no son lo bastante fuertes. Como
consecuencia, los núcleos se descomponen, o desintegran,
Además de establecer las fechas relativas utilizando los espontáneamente en un proceso denominado radiactividad.

principios descritos en las secciones previas, es posible ¿Qué ocurre cuando se descomponen los núcleos
inestables? En la Figura 9.9 se ilustran tres tipos comunes
también obtener fechas numéricas fiables para los acon- de desintegración radiactiva, que pueden resumirse como
sigue:
tecimientos del pasado geológico. Por ejemplo, sabemos
1. Pueden emitirse partículas alfa (partículas ␣) del
que la Tierra tiene alrededor de 4.500 millones de años y núcleo. Una partícula alfa está compuesta por
dos protones y dos neutrones. Por tanto, la emi-
que los dinosaurios se extinguieron hace unos 65 millones sión de una partícula alfa significa que el núme-
ro másico del isótopo se reduce en 4 y el núme-
de años. Las fechas que se expresan en millones y miles de ro atómico, en 2.

millones de años ponen realmente a prueba nuestra ima- 2. Cuando se expulsa una partícula beta (partícula ␤),
o electrón, de un núcleo, el número másico se
ginación, porque nuestros calendarios personales implican mantiene inalterado, porque los electrones prác-
ticamente no tienen masa. Sin embargo, dado
tiempos medidos en horas, semanas y años. No obstante, que los electrones proceden de un neutrón (re-
cordemos que un neutrón es una combinación de
la gran extensión del tiempo geológico es una realidad, y un protón y un electrón), el núcleo contiene un
protón más que antes. Por consiguiente, el nú-
la datación radiométrica es la que nos permite medirlo con mero atómico aumenta en 1.

precisión. En esta sección, estudiaremos la radiactividad 3. A veces un electrón es capturado por el núcleo.
El electrón se combina con un protón y forma un
y su aplicación en la datación radiométrica. neutrón. Como en el último ejemplo, el núme-
ro másico se mantiene invariable. Sin embargo,
Repaso de la estructura básica del átomo dado que el núcleo contiene ahora un protón
menos, el número atómico disminuye en 1.
Recordemos (Capítulo 3) que cada átomo tiene un núcleo,
que contiene protones y neutrones, y que alrededor del Se denomina padre al isótopo radiactivo inestable e hijos a
núcleo orbitan los electrones. Los electrones tienen una los isótopos que resultan de su desintegración. La Figura
carga eléctrica negativa y los protones tienen una carga po- 9.10 proporciona un ejemplo de desintegración radiactiva.
sitiva. Un neutrón es en realidad una combinación de un Puede verse que, cuando el radioisótopo padre, el uranio-
protón y un electrón, pues no tiene carga (es neutro). 238 (número atómico 92, número másico 238), se des-
compone, sigue una serie de etapas, emitiendo 8 partícu-
El número atómico (el número que identifica cada las alfa y 6 partículas beta antes de convertirse finalmente
elemento) es el número de protones que tiene en su nú- en el isótopo hijo estable, el plomo-206 (número atómico
cleo. Cada elemento tiene un número diferente de proto- 82, número másico 206). Uno de los radioisótopos hijo
nes y, por tanto, un número atómico diferente (hidrógeno producidos durante esta serie de descomposición es el ra-
ϭ 1, carbono ϭ 6, oxígeno ϭ 8, uranio ϭ 92, etc.). Los dón. (En el Recuadro 9.3 se examinan los peligros asocia-
átomos de un mismo elemento tienen siempre el mismo dos con este gas radiactivo.)
número de protones, de manera que el número atómico se
mantiene constante.

Prácticamente toda la masa de un átomo (99,9 por
ciento) se encuentra en el núcleo, lo que indica que los
electrones no tienen prácticamente masa. Así pues, su-
mando los protones y los neutrones del núcleo de un áto-
mo obtenemos el número másico del átomo. El número de
neutrones puede variar, y esas variantes, o isótopos, tienen
diferentes números másicos.

Para resumir con un ejemplo, el núcleo del uranio
tiene siempre 92 protones, de manera que su número ató-

268 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

▲Figura 9.9 Tipos comunes de A. Emisión alfa Núcleo hijo
▲desintegración radiactiva. Nótese que en
cada caso cambia el número de protones Núcleo padre Núcleo
(número atómico) en el núcleo, inestable hijo
produciendo así un elemento diferente.

Número
atómico: 2–

+ +– Emisión Masa atómica:
de partícula 4–
Protón Neutrón
alfa

B. Emisión beta Núcleo hijo

Núcleo padre Núcleo Número
inestable hijo atómico: 1+

+– + Emisión Masa atómica:
beta sin cambio
Neutrón Protón
(electrón)
(–)

C. Captura electrónica

Núcleo padre Núcleo Núcleo hijo
inestable hijo
Número
Electrón + Neutrón +– atómico: 1–
(–)
Masa atómica:
Protón sin cambio

Recuadro 9.3 El hombre y el medio ambiente

El radón

Richard L. Hoffman* Tabla 9.A Productos de la desintegración del uranio-238

La radiactividad se define como la emi- Algunos productos Partícula Período de
sión espontánea de partículas atómicas u de la desintegración de desintegración semidesintegración
ondas electromagnéticas de los núcleos
atómicos inestables. Por ejemplo, en una del uranio-238 producida
muestra de uranio-238, los núcleos ines-
tables se desintegran y producen una va- Uranio-238 alfa 4.500 millones de años
riedad de progenie o productos «hijo» Radio-226 alfa 1.600 años
radiactivos así como formas de radiación Radón-222 alfa 3,82 días
energéticas (Tabla 9.A). Uno de sus pro- Polonio-218 alfa 3,1 minutos
ductos de desintegración radiactiva es el Plomo-214 beta 26,8 minutos
radón, un gas incoloro, inodoro e invisible. Bismuto-214 beta 19,7 minutos
Polonio-214 alfa
* El Dr. Hoffman es profesor emérito de Química en Plomo-210 beta 1,6 ϫ 10Ϫ4 segundos
el Illinois Central College. Bismuto-210 beta 20,4 años
Polonio-210 alfa 5,0 días
Plomo-206 ninguna 138 días
estable

Datación con radiactividad 269

Masa atómica238U238 Emisión alfa Figura 9.10 El isótopo más común del uranio (U-238) constituye un
▲Emisión betaejemplo de serie de desintegración radiactiva. Antes de alcanzar el
producto final estable (Pb-206), se producen muchos isótopos
236 diferentes como etapas intermedias.

234 U234 Th234
Pa234
232
Th230
230

228

226 Ra226
Rn222
224

222

220

218 Po218

216 Bi214
Po214
214 Pb214
Bi210 Pb210
212 Po210

210

208

206 Pb206

92 91 90 89 88 87 86 85 84 83 82
Número atómico

El radón captó la atención pública en continuamente por la desintegración gra- traciones interiores de radón se manten-
1984, cuando un trabajador de una central dual de este uranio. Dado que el período gan por debajo de este nivel. Los cálculos
nuclear de Pensilvania hizo sonar las alar- de semidesintegración del uranio dura del riesgo de la EPA son conservadores: se
mas de radiación, no cuando se iba del tra- unos 4.500 millones de años, siempre ten- basan en el supuesto de que una persona
bajo, sino cuando acababa de llegar. Su dremos radón. estuviera el 75 por ciento de una vida de
ropa y su pelo estaban contaminados con 70 años (unos 52 años) en el espacio con-
productos de la desintegración del radón. El propio radón se desintegra, con un taminado, cuando la mayoría de personas
La investigación reveló que el sótano de su período de semidesintegración de sólo no lo estarán.
casa tenía una concentración de radón unos cuatro días. Sus productos de desin-
2.800 veces superior a la media del aire en tegración (excepto el plomo-206) son to- Una vez se ha producido el radón en el
el interior. La casa estaba situada a lo largo dos sólidos radiactivos que se adhieren a suelo, se difunde por los pequeños espa-
de una formación geológica conocida con las partículas de polvo, muchas de las cua- cios que quedan entre las partículas del
el nombre de Reading Prong, una masa de les inhalamos. Durante una exposición suelo. Una parte del radón acaba alcan-
roca portadora de uranio que nace cerca prolongada a un ambiente contaminado zando la superficie del suelo, donde se di-
de Reading, Pensilvania, y llega a las pro- por radón, se producirá alguna desinte- sipa en el aire. El radón entra en los edi-
ximidades de Trenton, Nueva Jersey. gración mientras el gas se encuentra en ficios y en los hogares a través de orificios
los pulmones y, de esta manera, pondrá la y grietas en los suelos y las paredes de los
Con origen en la desintegración ra- progenie radiactiva del radón en contac- sótanos. La densidad del radón es mayor
diactiva de las trazas de uranio y torio que to directo con el delicado tejido pulmo- que la del aire y, por tanto, tiende a per-
se encuentran en casi todos los suelos, los nar. Las pruebas de acumulación cons- manecer en los sótanos durante su corto
isótopos de radón (Rn-222 y Rn-220) se tante indican que el radón es una causa ciclo de desintegración.
renuevan continuamente en un proceso importante de cáncer de pulmón, sólo
natural. Los geólogos calculan que los después del tabaquismo. La fuente del radón es tan duradera
2 metros superiores de suelo de un acre como su mecanismo de generación en el
de tierra normal contienen alrededor de Una casa con una concentración de interior de la Tierra; el radón nunca desa-
23 kilogramos de uranio (entre 2 y 3 par- radón de 4,0 picocurios por litro de aire parecerá. Sin embargo, disponemos de
tes por millón); algunos tipos de roca con- tiene unos ocho o nueve átomos de radón estrategias rentables de mitigación para
tienen más cantidad. El radón se genera que se desintegran cada minuto por litro reducir el radón a concentraciones acep-
de aire. La EPA sugiere que las concen- tables, en general, sin grandes gastos.

270 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

Por supuesto, una de las consecuencias más impor- Período de semidesintegración
tantes del descubrimiento de la radiactividad es que pro-
porcionó un medio fiable para calcular la edad de las ro- El tiempo necesario para que se desintegre la mitad de los
cas y los minerales que contienen isótopos radiactivos núcleos de una muestra se denomina período de semi-
concretos. El procedimiento se denomina datación ra- desintegración del isótopo. El período de semidesinte-
diométrica. ¿Por qué es fiable la datación radiométrica? gración es una forma común de expresar la velocidad de
Porque las velocidades de desintegración de muchos isó- desintegración radiactiva. En la Figura 9.11 se ilustra lo
topos se han medido con precisión y no varían bajo las que ocurre cuando un radioisótopo padre se descompone
condiciones físicas que existen en las capas externas de la directamente en el isótopo hijo estable. Cuando las can-
Tierra. Por consiguiente, cada isótopo radiactivo utiliza- tidades del padre y del hijo son iguales (proporción 1/1),
do para datación ha estado desintegrándose a una veloci- sabemos que ha transcurrido un período de semidesinte-
dad fija desde la formación de las rocas en las que apare- gración. Cuando queda una cuarta parte de los átomos del
ce, y los productos de su descomposición se han estado radioisótopo padre original y las tres cuartas partes se han
acumulando a una velocidad equivalente. Por ejemplo, desintegrado para producir el isótopo hijo, la proporción
cuando el uranio se incorpora en un mineral que cristali- padre/hijo es 1/3 y sabemos que han transcurrido dos vi-
za a partir de un magma, no existe plomo (el isótopo hijo das medias. Después de tres vidas medias, la proporción
estable) procedente de una desintegración previa. El «re- de átomos del padre a átomos del hijo es de 1/7 (un áto-
loj» radiométrico empieza en ese momento. A medida mo padre por cada siete átomos hijos).
que se desintegra el uranio de ese mineral recién forma-
do, van quedando atrapados los átomos del producto hijo Si se conoce el período de semidesintegración de un
y acaban acumulándose cantidades medibles de plomo. isótopo radiactivo y puede determinarse la proporción
padre/hijo, puede calcularse la edad de la muestra. Por
ejemplo, supongamos que el período de semidesintegra-

▲ Figura 9.11 La curva de
desintegración radiactiva muestra un
cambio que es exponencial. Después de 100 •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 100 átomos
un período de semidesintegración queda 90 de isótopo padre
la mitad del precursor radiactivo. 80
Después de un segundo período, queda 70 50 átomos
una cuarta parte del progenitor, y así 60
sucesivamente. 50 •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• de isótopo padre
40 de 50 átomos
30 producto hijo
Porcentaje del resto 20
de isótopos radiactivos 10 25 átomos
0 de isótopo padre
0
•••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 75 átomos
de producto hijo
6 átomos
13 átomos
de isótopo padre de isótopo padre

87 átomos 94 átomos
de producto hijo
de producto hijo
••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••
••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••

1234
Número de períodos de semidesintegración

Datación con radiactividad 271

ción de un isótopo inestable hipotético es de un millón de ?A VECES LOS ALUMNOS
años y la proporción padre/hijo de la muestra es 1/15, di- P R E G U N TA N
cha proporción indica que han transcurrido cuatro perío-
dos de semidesintegración y que la muestra debe tener 4 Con la desintegración radiactiva, ¿habrá un
millones de años.
momento en el que toda la materia padre se
Datación radiométrica
convierta en el producto hijo?
Obsérvese que el porcentaje de átomos radiactivos que se
descomponen durante un período de semidesintegración En teoría, no. Durante cada período de semidesintegra-
es siempre el mismo: 50 por ciento. Sin embargo, el nú- ción, la mitad de la materia padre se convierte en produc-
mero real de átomos que se descomponen con cada perío- to hijo. Luego, otra mitad se convierte después de otro pe-
do de semidesintegración disminuye continuamente. Por ríodo de semidesintegración, y así sucesivamente. (En la
tanto, a medida que disminuye el porcentaje de átomos del Figura 9.11 se muestra cómo funciona esta relación loga-
radioisótopo padre, aumenta la proporción del isótopo rítmica. Obsérvese que la línea roja se hace casi paralela al
hijo estable, coincidiendo exactamente el aumento de eje horizontal después de varios períodos de semidesinte-
átomos hijo con la disminución de los átomos padre. Este gración.) De convertirse sólo la mitad del material padre
hecho es la clave para la datación radiométrica. restante en producto hijo, nunca hay un momento en el
que se convierta la totalidad del material padre. Piénselo de
De los muchos isótopos radiactivos que existen en esta manera. Si corta un pastel por la mitad y se come sólo
la naturaleza, cinco han demostrado ser particularmente la mitad varias veces, ¿se lo comería todo en algún mo-
útiles para proporcionar edades radiométricas de las rocas mento? (La respuesta es negativa, en el supuesto de que
antiguas (Tabla 9.1). El rubidio-87, el torio-232 y los dos disponga de un cuchillo lo suficientemente afilado para cor-
isótopos del uranio se utilizan sólo para la datación de ro- tar el pastel a una escala atómica.) No obstante, después de
cas que tienen millones de años de antigüedad, pero el po- muchos períodos de semidesintegración, el material padre
tasio-40 es más versátil. puede existir en cantidades tan pequeñas que en esencia no
puede detectarse.
Potasio-argón Aunque el período de semidesintegración
del potasio-40 es de 1.300 millones de años, las técnicas por desintegración radiactiva no puede distinguirse del
analíticas posibilitan la detección de cantidades muy ba- calcio que podía estar presente cuando se formó la roca.
jas de su producto estable de desintegración, el argón-40,
en algunas rocas que tienen menos de 100.000 años. Otra El reloj potasio-argón empieza a funcionar cuando
razón importante para su uso frecuente es que el potasio los minerales que tienen potasio cristalizan a partir de un
es un constituyente abundante de muchos minerales co- magma o se forman dentro de una roca metamórfica. En
munes, en particular las micas y los feldespatos. este momento, los nuevos minerales contendrán K40, pero
carecerán de Ar40, porque este elemento es un gas inerte
Aunque el potasio (K) tiene tres isótopos naturales, que no se combina químicamente con otros elementos.
K39, K40 y K41, sólo el K40 es radiactivo. Cuando se de- Conforme pasa el tiempo, el K40 se descompone conti-
sintegra, lo hace de dos maneras. Aproximadamente el 11 nuamente por captura electrónica. El Ar40 producido por
por ciento cambia a argón-40 (Ar40) por medio de captu- este proceso permanece atrapado dentro del retículo cris-
ra electrónica. El 89 por ciento restante del K40 se des- talino del mineral. Dado que no había Ar40 cuando se for-
compone en calcio-40 (Ca40) mediante emisión beta. La mó el mineral, todos los átomos hijo atrapados en el mi-
descomposición del K40 a Ca40, sin embargo, no es útil neral deben proceder de la descomposición del K40. Para
para la datación radiométrica, porque el Ca40 producido determinar la edad de una muestra, se mide con precisión
la proporción K40/Ar40 y se aplica el período de semide-
Tabla 9.1 Isótopos utilizados frecuentemente sintegración conocido del K40.
en la datación radiométrica
Fuentes de error Es importante tener en cuenta que sólo
Radioisótopo Producto hijo Valores de períodos puede obtenerse una fecha radiométrica precisa si el mi-
padre estable de semidesintegración neral permaneció en un sistema cerrado durante todo el
actualmente aceptados período desde que se formó. Sólo es posible una datación
correcta si no ha habido adición ni pérdida de isótopos pa-
Uranio-238 Plomo-206 4.500 millones de años dre o hijo. Esto no siempre es así. De hecho, una limita-
Uranio-235 Plomo-207 713 millones de años ción importante del método potasio-argón surge del he-
Torio-232 Plomo-208 14.100 millones de años cho de que el argón es un gas y puede escapar de los
Rubidio-87 Estroncio-87 47.000 millones de años minerales, falseando las medidas. De hecho, las pérdidas
Potasio-40 Argón-40 1.300 millones de años

272 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

?A VECES LOS ALUMNOS todo el argón. Cuando esto ocurre, vuelve a empezar el re-
P R E G U N TA N loj potasio-argón y la datación de la muestra proporcio-
nará sólo el tiempo transcurrido desde el reajuste térmi-
Si las proporciones padre/hijo no son siempre fiables, co, no la edad verdadera de la roca. En el caso de otros
¿cómo pueden obtenerse fechas radiométricas relojes radiométricos, puede producirse una pérdida de
significativas para las rocas? isótopos hijo si la roca ha sido sometida a meteorización
o lixiviación. Para evitar dicho problema, un dispositivo de
Una precaución común contra las fuentes de error es el uso seguridad sencillo consiste en utilizar sólo material fres-
de verificaciones cruzadas. A menudo eso sólo implica so- co, no meteorizado, ni muestras que puedan haber sido al-
meter una muestra a dos métodos radiométricos diferentes. teradas químicamente.
Si ambas fechas coinciden, la probabilidad de que la fecha sea
fiable es elevada. En cambio, si hay una diferencia conside- Datación con carbono-14
rable entre las dos fechas, deben utilizarse otras verificacio-
nes cruzadas (como el uso de fósiles o la correlación con Para datar acontecimientos muy recientes, se utiliza el
otros estratos indicadores bien datados) para determinar qué carbono-14. El carbono-14 es el isótopo radiactivo del
fecha es correcta, si alguna de las dos lo es. carbono. El proceso se denomina a menudo datación
por radiocarbono. Dado que el período de semidesin-
pueden ser significativas si la roca está sometida a tempe- tegración del carbono-14 es sólo de 5.730 años, puede
raturas relativamente elevadas. utilizarse para la datación de acontecimientos que han
ocurrido desde el pasado histórico, así como para los ocu-
Por supuesto, una reducción de la cantidad de Ar40 rridos en la historia geológica reciente (véase Recuadro
lleva a una infravaloración de la edad de la roca. A veces, 9.4). En algunos casos, el carbono-14 puede utilizarse
las temperaturas son lo bastante altas durante un período para datar acontecimientos que ocurrieron hace incluso
de tiempo suficientemente largo como para que escape 70.000 años.

Recuadro 9.4 Entender la Tierra▲

Utilización de los anillos de los árboles para la datación y el estudio
del pasado reciente

Si miramos la parte superior del tocón de del árbol y el año en el que se formó cada muestras, una de las cuales ha sido data-
un árbol o el extremo de un tronco, vere- anillo contando desde el anillo más ex- da, puede fecharse la segunda muestra a
mos que se compone de una serie de ani- terno*. Este procedimiento puede utili- partir de la primera equiparando el pa-
llos concéntricos. El diámetro de cada zarse para establecer las fechas de los trón de los anillos que ambas tienen en
uno de estos anillos del árbol crece hacia acontecimientos geológicos recientes, común. Esta técnica, llamada datación
fuera desde el centro. Cada año, en las como la cantidad mínima de años trans- cruzada, se ilustra en la Figura 9.A. Se
regiones templadas, los árboles añaden curridos desde que se creó una nueva su- han establecido las cronologías de los
una capa de madera nueva debajo de la perficie continental provocada por un anillos de los árboles que se remontan a
corteza. Las características de cada anillo, deslizamiento o una inundación. La da- hace miles de años para algunas regio-
como el tamaño y la densidad, reflejan las tación y el estudio de los anillos anuales nes. Para fechar una muestra de madera
condiciones ambientales (en especial el de los árboles se denominan dendrocrono- de edad desconocida, se compara su pa-
clima) predominantes en el año en el que logía. trón de anillos con la cronología de re-
se formó el anillo. Las condiciones favo- ferencia.
rables al crecimiento producen un anillo Para hacer un uso más eficaz de los
ancho; las desfavorables, un anillo estre- anillos de los árboles, se establecen mo- Las cronologías de los anillos de los
cho. Los árboles que crecen a la vez en la delos extendidos conocidos como cro- árboles son archivos únicos de la historia
misma región presentan patrones de los nologías de los anillos. Se producen ambiental y tienen aplicaciones impor-
anillos similares. comparando los patrones de los anillos tantes en disciplinas como la climatología,
en los árboles de una zona. Si puede la Geología, la Ecología y la Arqueología.
Dado que suele añadirse un solo ani- identificarse el mismo patrón en dos Por ejemplo, los anillos de los árboles se
llo de crecimiento cada año, la edad del utilizan para reconstruir las variaciones
árbol talado puede determinarse contan- * Los científicos no están limitados a trabajar sólo climáticas en una región en intervalos de
do los anillos. Si se conoce el año en el con árboles talados. Pueden tomarse muestras pe- tiempo de miles de años anteriores a los
que se taló, pueden determinarse la edad queñas, no destructivas, de los árboles vivos. registros históricos humanos. El conoci-

Escala de tiempo geológico 273

El carbono-14 se produce continuamente en la at- Nitrógeno-14 Captura de neutrón
mósfera superior como consecuencia del bombardeo de número atómico 7
rayos cósmicos. Los rayos cósmicos (partículas nucleares masa atómica 14 +– Carbono-14
de alta energía) dispersan los núcleos de los átomos ga-
seosos, liberando neutrones. Algunos de los neutrones número atómico 6
son absorbidos por los átomos de nitrógeno (número ató- masa atómica 14
mico 7, número másico 14), haciendo que cada núcleo
emita un protón. Como consecuencia, el número atómi- A. + Emisión de
co disminuye en uno (a 6), y se crea un elemento dife- protón
rente, el carbono-14 (Figura 9.12A). Este isótopo del car-
bono se incorpora rápidamente en el dióxido de carbono, Neutrón + Protón
que circula en la atmósfera y es absorbido por la materia
viva. Como consecuencia, todos los organismos contie- +– Nitrógeno-14 (–)
nen una pequeña cantidad de carbono-14, incluidos no-
sotros mismos. B. Carbono-14 Emisión
beta
Mientras un organismo está vivo, el carbono radiac-
tivo en descomposición es sustituido continuamente, y las (electrón)
proporciones entre el carbono-14 y el carbono-12 per-
manecen constantes. El carbono-12 es el isótopo estable ▲ Figura 9.12 A. Producción y B. desintegración del carbono-14.
y más común del carbono. Sin embargo, cuando muere Esta figura representa los núcleos de los átomos respectivos.
una planta o un animal, la cantidad de carbono-14 dismi-
nuye gradualmente conforme se desintegra en nitrógeno- importante destacar que el carbono-14 sólo es útil para da-
14 por emisión beta (Figura 9.12B). Comparando las pro- tar los materiales orgánicos como la madera, el carbón ve-
porciones de carbono-14 y carbono-12 en una muestra, getal, los huesos, la carne e incluso los tejidos hechos de
pueden determinarse las fechas mediante radiocarbono. Es fibras de algodón.

miento de estas variaciones a largo plazo En resumen, la dendrocronología pro- los anillos de los árboles son un almacén
tiene un gran valor para hacer valoracio- porciona datos numéricos útiles para los de datos, son una herramienta valiosa en
nes referentes al registro reciente del acontecimientos del pasado histórico y la reconstrucción de los ambientes del pa-
cambio climático. prehistórico reciente. Además, dado que sado.

Árbol vivo

Árbol muerto

Tronco procedente de ruinas

▲ Figura 9.A La datación cruzada es un principio básico de la dendrocronología. Aquí se utilizó para datar un yacimiento arqueológico
mediante la correlación de los patrones de los anillos de la madera procedente de árboles de edades distintas. En primer lugar, se
establece una cronología de los anillos de los árboles de la zona utilizando muestras extraídas de los árboles vivos. Esta cronología se
extiende hacia atrás comparando los patrones coincidentes de árboles muertos, más antiguos. Por último, se datan las muestras tomadas
de las vigas de madera del interior de las ruinas mediante la cronología establecida a partir de las otras dos muestras.

274 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

Aunque el carbono-14 es útil sólo para fechar la úl- (Figura 9.13). Las unidades principales de la escala tem-
tima pequeña fracción del tiempo geológico, se ha con- poral se delinearon durante el siglo XIX, fundamental-
vertido en una herramienta muy valiosa para los antropó- mente por investigadores de Gran Bretaña y Europa oc-
logos, los arqueólogos y los historiadores, así como para cidental. Dado que entonces no se disponía de la datación
los geólogos que estudian la historia muy reciente de la absoluta, la escala temporal completa se creó utilizando
Tierra. De hecho, el desarrollo de la datación mediante métodos de datación relativa. Hubo que esperar al siglo XX
radiocarbono se consideró tan importante que el quími- para que los métodos radiométricos permitieran añadir fe-
co que descubrió esta aplicación, Willard F. Libby, reci- chas numéricas.
bió el premio Nobel en 1960.
Estructura de la escala temporal
Importancia de la datación radiométrica
La escala de tiempo geológico subdivide los 4.500 millo-
Tengamos en cuenta que, aunque el principio básico de la nes de años de la historia de la Tierra en muchas unidades
datación radiométrica es simple, el procedimiento real es diferentes y proporciona una estructura temporal signifi-
bastante complejo. El análisis que determina las cantidades cativa dentro de la cual se disponen los acontecimientos
del isótopo padre y del isótopo hijo debe ser extremada- del pasado geológico. Como se muestra en la Figura 9.13,
mente preciso. Además, parte del material radiactivo no se los eones representan las mayores extensiones de tiempo.
descompone directamente en isótopo hijo estable, como El eón que empezó hace unos 540 millones de años es el
ocurrió en nuestro ejemplo hipotético, un hecho que pue- Fanerozoico, término derivado de las palabras griegas
de complicar el análisis. En el caso del uranio-238, se for- que significan vida visible. Se trata de una descripción apro-
man 13 isótopos hijo inestables antes de alcanzar el nú- piada porque las rocas y los depósitos del eón Fanerozoi-
mero 14, el isótopo estable, plomo-206 (véase Figura 9.10). co contienen abundantes fósiles que documentan impor-
tantes tendencias evolutivas.
Los métodos de datación radiométrica han sumi-
nistrado, literalmente, miles de fechas para aconteci- Otra ojeada a la escala temporal revela que el eón
mientos de la historia de la Tierra. Se han encontrado ro- Fanerozoico se divide en eras. Las tres eras que compren-
cas de 3.000 millones de años, y los geólogos saben que den el eón Fanerozoico son la Paleozoica (paleo ϭ anti-
existen rocas todavía más antiguas. Por ejemplo, un gra- guo; zoe ϭ vida), la Mesozoica (meso ϭmedio; zoe ϭ vida)
nito de Sudáfrica se ha fechado en 3.200 millones de años, y la Cenozoica (ceno ϭ reciente; zoe ϭ vida). Como im-
y contiene inclusiones de cuarcita. (Recordemos que las plican los propios nombres, las eras están limitadas por
inclusiones son más antiguas que la roca que las contiene.) profundos cambios de las formas de vida en el ámbito
La cuarcita, una roca metamórfica, fue originalmente la global (véase Recuadro 9.5).
roca sedimentaria arenisca. La arenisca, a su vez, es el
producto de la litificación de los sedimentos producidos Cada era está subdividida en unidades temporales
por la meteorización de rocas preexistentes. Por tanto, te- conocidas como períodos. El Paleozoico tiene seis, el
nemos una indicación positiva de que existieron rocas in- Mesozoico tres y el Cenozoico dos. Cada uno de esos
cluso más antiguas. once períodos se caracteriza por un cambio algo menos
profundo de las formas de vida, en comparación con las
La datación radiométrica ha reivindicado las ideas eras. Las eras y los períodos del Fanerozoico, con breves
de Hutton, Darwin y otros, quienes dedujeron hace 150
años que el tiempo geológico debe de ser inmenso. De he- ?A VECES LOS ALUMNOS
cho, la datación radiométrica ha demostrado que ha ha- P R E G U N TA N
bido tiempo suficiente para que los procesos que obser-
vamos hayan llevado a cabo tareas extraordinarias. ¿Ha habido algún momento en la historia de la Tierra en

Escala de tiempo geológico el que los dinosaurios y los seres humanos coexistieran?

IENCI TIERR El tiempo geológico Aunque en algunas películas antiguas y en los dibujos anima-
dos han representado que las personas y los dinosaurios viví-
▲ Escala de tiempo geológico an las unas al lado de los otros, eso nunca sucedió. Los dino-
saurios florecieron durante la era Mesozoica y se extinguieron
AS DE LA hace unos 65 millones de años (véase Recuadro 9.5). Por el
contrario, los seres humanos y sus antepasados cercanos no
Los geólogos han dividido el total de la historia geológi- aparecieron hasta la era Cenozoica muy tardía, más de 60 mi-
llones de años después de la desaparición de los dinosaurios.
ca en unidades de magnitud variable. Juntas, comprenden

la escala de tiempo geológico de la historia de la Tierra