Cortes geológicos

Los cortes tienen escala vertical idéntica a la del mapa o aumentada cuando nos encontramos en cuencas sedimentarias con estratificación subhorizontal

Memoria

Los mapas geológicos van acompañados de una memoria en la que figuran los miembros del equipo de trabajo, responsables de cada área.

La memoria comprende los siguientes apartados:

Introducción

Estratigrafía

Tectónica

Petrología

Paleontología

Historia Geológica

Geología Económica

Bibliografía

Edad de las formaciones geológicas Los procesos geológicos y morfogenéticos, normalmente, ocurren tan lentamente que exceden las posibilidades de observación humana. Por esta razón los geólogos han desarrollado una escala de tiempo basada en eventos geológicos y biológicos globales, que se utiliza como marco de referencia temporal absoluta. Se toma como inicio la época de formación de la Tierra aunque se cuenta hacia atrás en millones de años. Los lapsos se establecen con criterios geológicos (estratigráficos) y biológicos. Los grandes períodos tienen un alcance planetario y son los fundamentales para establecer el tiempo geológico.

Las unidades litoestratigráficas son establecidas a partir de los caracteres litológicos de la sucesión estratigráfica

Las unidades bioestratigráficas son establecidas a partir de las características paleontológicas fósiles

El Eón es la unidad geocronológica de mayor intervalo en la escala de tiempo geológico

es

Divisiones geocronológicas

Eón

Era

Período

Época

Piso

Edad de las formaciones geológicasEON

Azoico: 4500 / 3 800 m.a.

Arcaico: 3.800 m.a. / 2.500 m.a.

Proterozoico: 2.500 m.a. / 590 m.a.

Fanerozoico: 590 m.a. / la actualidad

ERA

Paleozoica: 590/245 m.a

Mesozoica: 245/65 m.a.

Cenozoica: 65 m.a./ la actualidad.

PERIODOS:

Paleozoico: Cámbrico, Ordovícico, Silúrico, Devónico,Carbonífero, Pérmico

Mesozoico: Triásico, Jurásico, Cretácico

Cenozoico: Terciario (Paleógeno y Neógeno) y Cuaternario

La Tierra tiene una edad de 4.500 ± 50 millones de años

es

PRECÁMBRICO (considerado como una Era)

Edad de las formaciones geológicasÉPOCA

Los períodos del Paleozoico y del Mesozoico se dividen en:

Inferior, Medio y Superior

El Paleógeno se divide en: Paleoceno, Eoceno y Oligoceno

El Neogeno se divide en: Mioceno y Plioceno

El Cuaternario se divide en: Pleistoceno y Holoceno

Cada una de estas épocas se divide en: Inferior, Medio y Superior

A medida que nos acercamos al presente los intervalos de tiempo son más cortos

es

Cortes geológicos

En los afloramientos rocosos de los mapas geológicos se pueden realizar cortes que nos permiten reconocer los elementos geológicos que hay bajo la superficie.

Mediante su estudio podemos conocer la historia geológica y podremos interpretar el pasado de un territorio

En los mapas geológicos se representan las tres dimensiones espaciales, más el tiempo

Bibliografía

FERNÁNDEZ, E. LÓPEZ, A. (2004) Del papel a la montaña: Iniciación a las prácticas de cartografía geológica

Universidad de León, 188 pp. Esquemas, gráficos, ejercicios prácticos

MARTÍNEZ ÁLVAREZ, J.M. (1979): Mapas geológicos: Explicación e interpretación

C E. González Cárdenas, 2006

Mapas geológicos Prácticas

Marcel Hürlimann

3.4 Mapas geológicos: orientación de planos geológicos Regla de la V:

Mapas geológicos Prácticas

Marcel Hürlimann

Influencia de la topografía

Mapas geológicos Prácticas

Marcel Hürlimann

Dirección de máxima pendiente (α) y buzamiento (β):

Buzamiento real (βr) versus buzamiento aparente (βap)

Si la línea del corte geológico es perpendicular a la recta de dirección del plano geológico (paralela a la recta de buzamiento):

buzamiento real Si la línea del corte geológico no es perpendicular a la recta de dirección del plano geológico (no paralela a la recta de buzamiento):

buzamiento aparente

tg βap = tg βr * seno γ

β

N

recta de buzamiento (máxima pendiente)

recta de dirección

α

βr

βap

N

γ

Mapas geológicos Prácticas

Marcel Hürlimann

Cálculo del buzamiento real- aparente

1:12500

A B

C

D

GEOLOGÍA

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PRÁCTICA 2. MAPAS Y CORTES GEOLÓGICOS

OBJETIVO

Interpretar la información superficial de los mapas geológicos (tipo de contactos, dirección y buzamiento de capas, fallas, pliegues) y deducir la estructura geológica en profundidad mediante cortes geológicos sencillos.

CONCEPTOS BÁSICOS

Mapas geológicos

El mapa geológico es una representación gráfica de las litologías o rocas de la superficie terrestre, con información referente a sus edades y a sus relaciones estructurales, y se construye sobre un mapa topográfico.

La información geológica de las litologías y edades de las rocas se suele representar mediante tramas (litologías) y colores (edades). Existe una serie de convenios para establecer qué representa cada trama y color utilizados en una cartografía geológica.

(González Casado y Giner, 2002)

La geometría de la mayoría de las estructuras que se representan en los mapas geológicos puede asimilarse a planos (estratificación, discordancias, fallas) o a líneas (ejes de pliegues) con una orientación espacial concreta. Para representar estos elementos en un mapa, se emplean una serie de símbolos que indican su orientación, tipo de contacto, tipo de fallas, tipo de pliegues...

Un mapa geológico siempre debe presentar una leyenda de las tramas, colores y símbolos que nos permita interpretar toda la información reflejada en el mismo. En la leyenda litológica, se sitúan los materiales más antiguos en la base y los materiales más modernos en la parte superior.

Cortes geológicos

El corte geológico es una representación gráfica en un plano vertical de la disposición en profundidad de las unidades geológicas. Para su realización se utilizan datos del mapa geológico: regla de la V, contornos estructurales.

GEOLOGÍA

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ORIENTACIÓN DE LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

Cualquier estructura geológica debe referenciarse respecto al Norte geográfico (dirección, d) y al plano horizontal (buzamiento de planos, b, o inmersión de líneas, i). Mediante un plano se pueden representar las siguientes estructuras geológicas: un estrato, una discordancia, una falla, un dique, etc. Y mediante una línea: un eje de pliegue, una lineación mineral, etc.

Dirección y buzamiento de un plano

Dirección de un plano (d). Ángulo de una línea horizontal contenida en dicho plano con respecto al Norte. El valor de la dirección puede darse según varias notaciones: de 0° a 360° (ejemplos: 235º, 125º, 85º); desde el Norte 0º a 180º e indicando la dirección hacia la que se mide, Oeste (O) o Este (E), (ejemplos: N125ºE, N45ºE, N150ºO).

Buzamiento de un plano (b). Ángulo que forma la línea de máxima pendiente contenida en dicho plano con respecto a la horizontal. La línea de máxima pendiente en un plano es siempre perpendicular a la dirección del mismo. El valor del buzamiento varía entre 0° (plano horizontal) y 90° (plano vertical). Para determinar correctamente el buzamiento es necesario indicar el sentido del buzamiento, es decir, la dirección hacia la que se inclina el plano.

(Powell, 1992)

(González Casado y Giner, 2002)

Sentido de inmersión e inmersión de una línea.

Sentido de Inmersión de una línea (si). Ángulo que forma con respecto al Norte el plano vertical que contiene a esa línea. A diferencia de los planos, para la correcta orientación de las líneas en el espacio debe definirse el sentido de la dirección. La notación del sentido de la inmersión suele darse de 0º a 360º.

Inmersión de una línea (i). Ángulo que forma una línea con un plano horizontal medido sobre un plano vertical que contenga esa línea. El valor de inmersión de una línea varía entre 0º y 90º.

GEOLOGÍA

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LA ESTRATIFICACIÓN Y ESQUISTOSIDAD EN LOS MAPAS GEOLÓGICOS

Para representar la orientación espacial de la estratificación se utiliza como símbolo estándar una cruz. El aspa larga del símbolo hace referencia a la dirección de la capa (respecto al Norte) y el segmento corto indica la dirección hacia donde buza. Este símbolo puede estar acompañado de un número que índica el valor del ángulo de buzamiento. En la figura se muestra el caso de una capa con dirección Norte-Sur y que buza 60º hacia el Este. Si los estratos están horizontales (b = 0º) o verticales (b = 90º) se utilizan símbolos ligeramente distintos (ver figura). Finalmente, si los estratos están invertidos o volcados también se utiliza un símbolo especial. En la figura, se puede observar como una capa plegada presenta un flanco normal (punto 2) y un flanco invertido (punto 1).

La esquistosidad se representa de forma análoga a la estratificación pero se emplea un símbolo con un triángulo que indica hacia donde buzan los planos de esquistosidad.

(González Casado y Giner, 2002)

LOS CONTACTOS LITOLÓGICOS EN LOS MAPAS GEOLÓGICOS

Generalmente se pueden establecer tres tipos de contactos entre materiales: contactos concordantes, discordantes y mecanizados. Los dos primeros términos hacen referencia a las relaciones geométricas que hay entre los planos de estratificación de dos materiales, es decir, si son dichos planos son respectivamente paralelos o no son paralelos. Y los contactos mecanizados ponen en contacto dos materiales por medio de una falla o fractura. Para representar las características de los contactos entre materiales en los mapas geológicos se utilizan diferentes tipos de líneas:

(González Casado y Giner, 2002)

GEOLOGÍA

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LAS FALLAS EN LOS MAPAS GEOLÓGICOS

Las fallas pueden representarse simplemente como un contacto mecanizado, aunque si se conoce el tipo de falla se debe añadir otra simbología:

* Falla normal: al símbolo de contacto mecanizado se le añaden segmentos perpendiculares de menor tamaño que señalan hacia dónde buza el plano de falla, es decir, la dirección del bloque hundido.

* Falla inversa: al símbolo de contacto mecanizado se le añaden unos triángulos, que de nuevo señalan hacia dónde buza el plano de falla, y en este caso, la dirección del bloque levantado.

* Falla de desgarre: al símbolo de contacto mecanizado se le añaden unas flechas que indican el sentido de movimiento de los bloques de la falla.

(González Casado y Giner, 2002)

LOS PLIEGUES EN LOS MAPAS GEOLÓGICOS

Los pliegues se representan mediante una línea que marca la intersección del plano axial con la superficie del terreno, y unos símbolos (normalmente flechas) que nos indican hacia dónde buzan los flancos de la estructura plegada y, por lo tanto, el tipo de pliegue:

* Pliegue anticlinal: las flechas divergen desde la traza de la línea axial

* Pliegue sinclinal: las flechas convergen en la línea axial.

Si los flancos del pliegue buzan en el mismo sentido, uno de ellos estará en posición normal y otro en posición invertida (ver concepto de buzamiento invertido). De esta forma se puede diferenciar pliegue anticlinal con flanco invertido y pliegue sinclinal con flanco invertido y sus símbolos son diferentes:

(González Casado y Giner, 2002)

GEOLOGÍA

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PLANOS CONCORDANTES Y PLANOS DISCORDANTES

FALLAS

PLIEGUES

Bennison (1969)

GEOLOGÍA

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CORTES GEOLÓGICOS: SU ORIENTACIÓN

Antes de realizar un corte geológico es necesario determinar la dirección que proporciona mayor información geológica y mejor va a representar la estructura geológica profunda. En principio y como regla general, se deberá hacer el corte perpendicular a la dirección de las capas o a la dirección de las estructuras presentes en la zona (discordancias, fallas, pliegues...).

En la figura se puede observar cómo al variar la orientación de los perfiles, el corte geológico es muy diferente. En el CORTE 2, la orientación del perfil forma un ángulo de 90º con la dirección de las capas y los estratos presentan su buzamiento real, es decir, estamos realizando el corte con una orientación paralela a la línea de máxima pendiente. Sin embargo, en el CORTE 1, la orientación del perfil es paralela a la dirección de las capas y los estratos parecen estar horizontales cuando realmente buzan 45º. Los buzamientos medidos en direcciones diferentes de la de máxima pendiente se les denominan buzamientos aparentes y tienen siempre valores angulares menores que el buzamiento real.

(González Casado y Giner, 2002)

CORTES GEOLÓGICOS SIN TOPOGRAFÍA

1) En primer lugar se debe elegir la orientación del corte y se debe realizar el perfil topográfico a lo largo de la dirección elegida con una escala vertical igual que la escala horizontal. En este ejemplo la zona considerada es plana y, por tanto, su perfil topográfico es una línea horizontal.

(González Casado y Giner, 2002)

2) Se deberán proyectar sobre el perfil topográfico las intersecciones entre la traza del corte y los contactos litológicos (concordantes, discordantes o mecanizados) del mapa geológico.

GEOLOGÍA

7

(González Casado y Giner, 2002)

3) A continuación se procede a pintar los contactos entre materiales en profundidad. Para ello debemos fijarnos en los diferentes símbolos que aparecen en los distintos materiales. En el ejemplo, sabemos que el material 2 buza 45º hacia el Oeste, y como los contactos con los materiales 1 y 3 son concordantes, estos materiales también presentan la misma dirección y buzamiento (45º hacia el Oeste). Si no tenemos símbolos, para obtener el buzamiento se realizan contornos estructurales.

4) Por último, se rellenan con las tramas correspondientes, siempre paralelas al buzamiento de las capas; se orienta el corte y se coloca la escala gráfica horizontal del mismo.

(González Casado y Giner, 2002)

Si apareciesen símbolos de pliegues y fallas, se debe proceder como en el caso de los contactos litológicos.

CORTES GEOLÓGICOS CON TOPOGRAFÍA

En la mayoría de los mapas geológicos existe una topografía más o menos compleja que se deberá considerar para la correcta construcción e interpretación de los perfiles geológicos. Cuando no hay símbolos en un mapa que indiquen la orientación de los estratos, las fallas, etc., o estos son escasos, se puede deducir la orientación de los elementos planares utilizando la regla de las "uves" y la construcción de contornos estructurales.

GEOLOGÍA

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Regla de la V

La forma y la dirección del afloramiento superficial de una capa dependen del buzamiento de la capa y de la superficie topográfica.

(González Casado y Giner, 2002)

* Capas horizontales

(González Casado y Giner, 2002)

En la figura se puede observar un mapa geológico en el que hay una serie de materiales sin ningún tipo de simbología que nos indique su dirección y buzamiento. Estos materiales presentan sus contactos paralelos a las curvas de nivel y, por tanto, están horizontales.

GEOLOGÍA

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En el corte A-A', por debajo del material 3 aparece otro material que no corta en superficie la traza de nuestro perfil (material 4). Aunque en un corte geológico, la traza del perfil no corte alguno de los materiales del mapa, se tiene que considerar la posibilidad de que ese material aparezca en la reconstrucción que se realice en profundidad, ya que en un corte geológico debe incluir la mayor cantidad de información del mapa geológico. En el corte B-B', el material 4 está cortado por la traza del perfil y se encuentra por debajo del material 3. Por tanto, se debe añadir esta información al corte A-A'.

* Capas verticales

(González Casado y Giner, 2002)

Se ha utilizado el mapa geológico anterior pero se ha incluido una capa de color negro que atraviesa varios de los materiales presentes y sus contactos cortan las curvas de nivel de manera rectilínea (capa vertical). En el corte A-A', la capa no es cortada en superficie por el perfil, pero podemos inferir su presencia por debajo de los materiales 1 y 2 a partir del corte B-B'.

* Capas inclinadas

(González Casado y Giner, 2002)

En la figura superior, se muestra la geología de un valle orientado E-O, con un drenaje hacia el Oeste. Hay cuatro litologías diferentes cuyos contactos son concordantes entre sí, tienen forma de "V" y cortan las curvas de nivel. Como normal general, el vértice de la "uve" que dibuja un contacto en un valle indica el sentido de buzamiento del mismo. En el ejemplo, las capas buzan o están inclinadas hacia el Este.

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Contornos estructurales

La forma y orientación de las estructuras geológicas se pueden determinar mediante la construcción de contornos estructurales.

En la figura se observa un bloque diagrama de una capa litológica que se extiende en profundidad de manera inclinada y que intersecta la superficie topográfica con una morfología curvada (regla de la V). Las curvas de nivel (líneas discontinuas) permiten determinar las alturas de la parte superior (techo) e inferior (muro) de la capa. Así, los puntos x, y, z situados en el techo de la capa están situados a 400 metros sobre el nivel del mar. La línea que une esos tres puntos define un contorno de 400 metros en esa estructura, el contorno estructural de 400 m.

(Powell, 1992)

Los contornos estructurales de 200 m hasta 700 m del techo de la capa se visualizan mejor al eliminar las rocas que hay por encima de la capa:

(Powell, 1992)

La extensión de la capa antes de que la erosión configurase la superficie topográfica actual sería:

GEOLOGÍA

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(Powell, 1992)

Estos principios básicos también se pueden aplicar a los mapas geológicos. La figura siguiente representa la proyección del bloque diagrama sobre un plano horizontal. Los puntos x, y, z definen la posición del techo de la capa a 400 metros de altura. La línea que une estos tres puntos es el contorno estructural de 400 m. También se han pintado los contornos de 300, 500, 600 y 700 m, de manera discontinua si están bajo la superficie terrestre y de manera continua si están sobre la superficie terrestre. Estos contornos estructurales indican la dirección de la capa, y en el sentido en el que disminuyen de altura, el sentido de buzamiento.

(Powell, 1992)

En la siguiente figura se recogen los pasos que hay que seguir para construir cortes geológicos a partir de los contornos estructurales. En el diagrama A se muestra el mapa geológico anterior y se pide realizar un corte geológico a lo largo de la línea ab (perpendicular a la dirección de los contornos estructurales). Se sitúa una tira de papel sobre esta línea y se marcan los puntos de intersección con las curvas de nivel (cuadrados blancos) para realizar el perfil topográfico (diagrama B). En el perfil topográfico, su escala vertical es igual a la escala horizontal del mapa. A continuación se marcan en la tira de papel los puntos de intersección con el contacto de la capa (cuadrado negro) y con los contornos estructurales (círculos), y se proyectan sobre el perfil topográfico a las alturas correspondientes. Uniendo estos puntos se dibuja el techo de la capa, cuya inclinación proporciona el buzamiento de la capa. En el diagrama C se han seguido los mismos pasos para reconstruir la posición del muro de la capa y finalizar el corte geológico: se ha rellenado cada litología con sus colores correspondientes (si hay tramas, deben

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dibujarse paralelamente al buzamiento de las capas), se ha orientado el corte y se ha colocado la escala gráfica horizontal del mismo.

(Powell, 1992)

Determinación del espesor y profundidad de una capa

El espesor o potencia de una capa es la distancia perpendicular a los dos planos que la delimitan, y se puede calcular a partir del corte geológico. Si el corte es perpendicular a la dirección de la capa, se obtendrá su espesor real. Pero si el perfil no tiene esta orientación, proporcionará un valor de espesor menor que el valor real, un espesor aparente.

La profundidad de una capa es la distancia vertical desde un nivel de referencia, normalmente la superficie terrestre, hasta esa capa.

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BIBLIOGRAFÍA

Bennison, G.M. (1969). An introduction to geological structures and maps. Edward Arnold (Publishers) (2 ed), London, 64 pp

Gómez Ortíz, D., Martín Crespo, T. y Martín Velázquez, S. (en prensa). Introducción a la geología práctica. Ed. Ramón Areces.

González Casado, J.M. y Giner Robles, J. (2002). GEORED. http://www.uam.es/personal_pdi/ciencias/casado/comienzo.html

Lisle, R.J. (1995). Geological structures and maps. A practical guide. Butterworth-Heinemann Ltd (2 ed), Oxford, 104pp

McClay, K. R. (1987). The mapping of geological structures. John Wiley & Sons, Chichester, 161 pp.

Powell, D. (1992). Interpretation of geological stuctures through maps: An introductory practical manual. Ed. Longman, 176 pp.

Ramón-Lluch, R, Martínez-Torres, L. M., Apraiz, A. (2001). Introducción a la cartografía geológica. Universidad del País Vasco, 214 pp

Simpson, B. (1985). Geological maps. Pergamon Press (4 ed), Oxford, 98 pp

Stephen Reynolds. http://reynolds.asu.edu/

Roberto Oyarzun, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense, 28040 Madrid, España. oyarzun@geo.ucm.es

Javier Lillo, Escuela Superior de Ciencias Experimentales y Tecnología, Universidad Rey Juan Carlos, 28933 Móstoles, España. javier.lillo@urjc.es

Jorge Oyarzún, Departamento de Minas, Facultad de Ingeniería y CEAZA, Universidad de La Serena, Casilla 554, La Serena, Chile. joyarzun@userena.cl

Introducción al tema y algunas propuestas

Tanto la tectónica como el marco ambiental del Precámbrico son temas complejos y elusivos. Sin embargo, si algo sabemos con certeza es que la transición del Arqueozoico al Proterozoico (hace unos

2500 millones de años) separó dos mundos marcadamente diferentes, acarreando profundos cambios en las condiciones ambientales, sedimentación, estilo de subducción y magmatismo (Fig. 1). Por

ejemplo, los complejos magmáticos del Arqueozoico son representativos de condiciones de fugacidad de oxígeno bajas, y existen buenos argumentos para sostener la idea de que el manto superior

terrestre fue más reducido que el actual. Por lo tanto cabe preguntarse cuales fueron las condiciones que permitieron la oxidación de este dominio y que en términos finales, permitieron la generación de

magmas calco-alcalinos en arcos de islas. En este sentido, sugerimos que la aparición de la vida fotosintética (cianobacterias), la subsecuente oxidación de los océanos, y la precipitación masiva de

sedimentos de hierro oxidado pueden ser los eslabones perdidos de una historia que incluiría la subducción de estos sedimentos químicos, una subida en la fugacidad de oxígeno, y por último, la

formación de complejos calco-alcalinos. Hacia finales del Arqueozoico (2500 millones de años) el magmatismo calco-alcalino estaba firmemente establecido y un punto crucial guarda relación con la

naturaleza del mismo. No solamente estos magmas estaban más enriquecidos en sílice, sino que eran más oxidados que sus contrapartes primitivas (komatiíitas, basaltos de fondos océanicos). De esta

manera, una subida en la fugacidad de oxígeno en el manto superior puede ser considerada como el requisito sin equa non que permitió la formación de magmas calco-alcalinos. Así sugerimos que la

aparición de las cianobacterias (hace más de 3700 millones de años atrás) puede haber jugado un papel decisivo en la modificación del marco tectonomagmático del Arqueozoico, incrementando el

potencial de oxidación de los océanos y por lo tanto induciendo la precipitación masiva de óxidos de hierro en los fondos oceánicos como minerales del tipo FeO(OH).

Si los procesos de subducción, del tipo que fueran, eran ya activos en las etapas temprana y media del Arqueozoico tenemos que concluir necesariamente que una cantidad masiva de oxidados de hierro

fue introducida en cuñas mantélicas. La fusión de estos sedimentos habría liberado oxígeno, contribuyendo así a la oxidación de este dominio, y por tanto induciendo la formación de magmas calco-

alcalinos.

Hidrólisis de silicatos en los continentes, remoción del hierro, fotosíntesis, océanos progresivamente oxidados y el destino final de Fe2+

El CO2 atmosférico y el agua reaccionan para formar ácido carbónico (Ecuación 1), lo que induce una acidificación de las

aguas (Ecuación 2), la hidrólisis de silicatos de Fe-Mg, y por último la solubilización del hierro como cationes del tipo Fe2+

(Ecuación 3) (Fig. 2):

CO2 + H2O → H2CO3 [1]

H2CO3 → H+ + HCO3− [2]

(Fe0.5Mg0.5)2SiO4 + 4H+ → Fe2+ + Mg2+ + SiO2 + 2H2O [3]

Dado que las condiciones oxidativas en los océanos pueden haber empezado hace unos 3800-3700 millones de años (Fig.

1), en esta época debe ya haber comenzado una carrera entre los cationes de hierro incorporados a los mares y el

oxígeno fotosintéticamente generado en estos. Fue justamente este oxígeno, generado por la fotosíntesis de las

cianobacterias (Ecuación 4), el que indujo la precipitación más grande de la historia geológica de óxidos de hierro

(Ecuaciones 5 y 6):

6CO2 + 12H2O + light → C6H12O6 + 6O2 + 6H2O [4]

4Fe2+ + O2 + 4H+ → 4Fe3+ + 2H2O [5]

Fe3+ + 2 H2O → FeO(OH) + 3H+ [6]

Sobre el destino último de los sedimentos ricos en óxidos de hierro durante la subducción: oxidación de la cuña mantélica

El trabajo experimental en minerales y productos cerámicos indica que el tratamiento térmico a 900ºC de goethita

(FeO(OH)) induce la formación de hematites (Fe2O3). Sabemos que esta última se transforma en magnetita (Fe3O4) durante

el metamorfismo. Por otra parte, trabajos experimentales recientes sugieren que la fusión de hematites a 1150ºC (Ecuación

7) induce la liberación de O2:

Fe2O3 (melt) → 2FeO (melt) + ½O2 (gas) [7]

La oxidación de la cuña mantélica, la fusión parcial de la misma y la formación subsecuente de complejos calco-alcalinos

(Fig. 2). Esta es la parte clave de la historia. Como comentábamos anteriormente, los magmas calco-alcalinos no solo están

enriquecidos en sílice sino que son distintivamente más oxidados que sus contrapartes primitivas (Fig. 3). Estas relaciones

no solo son aplicables a los magmas en sí, sino también a su fuente mantélica. En otras palabras, si no se oxida el manto

superior, no se forman magmas calco-alcalinos.

A B

C D

E

En tiempos del Arcaico. A) Reconstrucción artística de una zona de costa durante el Arqueozoico, mostrando actividad

volcánica y una colonia de estromatolitos, B) Microfósiles del Apex Chert, Australia. Estos organismos son del

Arqueozoico (3465 millones de años) y parecen cianobacterias filamentosas, C) y D) Cianobacterias actuales: género

Anabaena, y E) Formación Bandeada de Hierro, mostrando capas alternantes de magnetita, hematites (hierro rojo) y

chert.

Fig.1. Esquema simplificado mostrando los principales eventos

ambientales, geodinámicos, y magmáticos durante el Arqueozoico y

parte del Proterozoico.

Fig.2. Escenario potencial para el Arqueozoico superior, mostrando las relaciones entre cianobacterias, productividad biológica, fotosíntesis, oxidación de Fe2+ a

Fe3+, subducción de sedimentos ricos en óxidos de hierro, libración de O2 y volátiles, oxidación de la cuña mantélica, y generación de magmas calco-alcalinos.

Fig.3. Gráfico de Log fO2 versus TºC para el magmatismo de

arco, basaltos de fondo oceánico, y komatiitas. Buffers: IW:

hierro-wustita, FMQ: fayalita-magnetita-cuarzo, NNO: Ni-NiO.

Flecha: posible trend evolutivo para la fugacidad de oxígeno

durante la transición del Arqueozoico al Proterozoico.

La Tierra sin cianobacterias en sus orígenes: ¿un mundo muerto como Venus?

Es difícil concebir la Tierra sin cianobacterias en sus orígenes. Por ejemplo, consideremos el caso de Venus. A

pesar de sus muchas similitudes Venus y la Tierra siguieron caminos divergentes en su evolución. Quizás la

explicación para esto no haya que buscarla en si Venus tuvo o no océanos en sus orígenes, sino en si la vida

fotosintética se desarrolló en estos alguna vez. Sin cianobacterias, Venus habría carecido de un mecanismo

eficiente para reciclar el CO2 aportado por la actividad volcánica. A diferencia de la Tierra, probablemente no

hubo glaciaciones en sus orígenes sino un efecto invernadero desbocado que literalmente vaporizó el agua que

pudiera haber existido. Así, Venus es hoy un planeta geológicamente primitivo, sin tectónica de placas, sin

agua, donde la temperatura (unos 470ºC) y la presión atmosférica (unos 90 bares) hacen que la vida, tal cual la

entendemos en la Tierra, sea prácticamente imposible.

Fuente: Oyarzun R., Lillo, J, Oyarzun, J. (2008) No Water, No Cyanobacteria—No Calc-Alkaline Magmas: Progressive Oxidation of the Early Oceans May Have

Contributed to Modernize Island-Arc Magmatism. International Geology Review, vol. 50 (in press).

Figs. A a D tomadas de:

http://www.cartage.org.lb/en/themes/Sciences/Paleontology/Paleozoology/Precambrian/Precambrian.htm

http://www.fossilmuseum.net/Paleobiology/Precambrian-Fossils.htm