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