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Espacios naturales de Latinoamérica: Desde la Tierra del Fuego hasta el Caribe http://www.lateinamerika-studien.at/content/natur/naturesp/naturesp-title.html/naturesp/naturesp-titel.html Axel Borsdorf, Carlos Dávila, Hannes Hoffert, Carmen Isabel Tinoco Rangel Instituto de Geografía de la Universidad de Innsbruck LASON fue apoyado por el Ministerio de Educación, Ciencia y Cultura (BMBWK) en el marco de la iniciativa "Nuevos Medios en la Enseñanza" (NML).

Kapitelübersicht 1 1.1 1.1.1 1.1.1.1 1.1.1.1.1 1.1.1.1.2 1.1.1.2 1.1.1.2.1 1.1.1.2.2 1.1.1.2.3 1.1.1.2.4 1.1.1.3 1.1.1.3.1 1.1.1.3.2 1.1.1.3.3 1.1.1.3.4 1.1.1.3.5 1.1.1.4 1.1.1.4.1 1.1.1.4.2 1.1.1.4.3 1.1.1.4.4 1.2 1.2.1 1.2.1.1 1.2.1.2 1.2.1.2.1 1.2.1.3 1.2.1.4 1.2.1.4.1 1.2.2 1.2.2.1 1.2.2.1.1 1.2.2.1.2 1.2.2.1.3 1.2.2.1.3.1 1.2.2.2 1.2.2.2.1 1.2.2.2.2 1.2.2.2.3 1.2.2.2.4 1.2.2.3 1.2.2.3.1 1.2.2.3.2 1.2.2.3.2.1 1.2.2.3.3

Geología, o: el universo de las rocas de Latinoamérica Geología histórica Clasificación de la historia de la Tierra Precámbrico Afloramiento de la era arcaica y proterozoica Distribución continental del Precámbrico Paleozoico Tabla cronológica del Paleozoico Distribución continental del Ordovícico Distribución continental del Pérmico Afloramientos del Paleozoico en Latinoamérica Mesozoico Tabla cronológica del Mesozoico Distribución continental del Triásico Distribución continental del Cretacio inferior Distribución continental del Cretacio superior Afloramientos del Mesozoico en Latinoamérica Cenozoico Tabla cronológica del Cenozoico Distribución continental del Mioceno Cuaternario Afloramientos del Terciario y Cuaternario en Latinoamérica Constitución de la Tierra Movimientos tectonicos Procesos tectogenéticos Terremotos Registro de terremotos Volcanismo La hipótesis de las placas tectónicas Colisiones de Placas Minerales y Rocas Rocas magmáticas Componentes del magma Enfriamiento del magma Clasificación de las magmatitas Más sobre las rocas magmáticas Rocas metamórficas Alteración o metamorfismo por contacto Metamorfismo regional Rocas de la metamorfosis Más sobre las rocas metamórficas Sedimentos Diagénesis y aglomerante Sedimentos clásticos Más sobre las rocas clásticas Sedimentos químicos

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1.2.2.3.3.1 1.2.2.3.3.2 1.2.2.3.4 1.2.3 1.3 1.3.1 1.3.1.1 1.3.1.1.1 1.3.1.1.1.1 1.3.1.1.1.2 1.3.1.1.1.3 1.3.1.1.1.4 1.3.1.1.1.5 1.3.1.1.2 1.3.1.1.2.1 1.3.1.1.2.2 1.3.1.1.2.3 1.3.1.1.2.4 1.3.1.1.2.5 1.3.1.1.3 1.3.1.2 1.3.1.2.1 1.3.1.2.1.1 1.3.1.2.1.2 1.3.1.2.1.3 1.3.1.2.2 1.3.1.2.2.1 1.3.1.2.2.2 1.3.1.2.3 1.3.1.2.4 1.3.1.3 1.3.1.3.1 1.3.1.3.2 1.3.1.3.3 1.3.1.3.4 1.3.1.3.5 1.3.1.3.6 1.3.1.3.7 1.3.1.4 1.3.1.4.1 1.3.1.4.1.1 1.3.1.4.1.2 1.3.1.4.1.3 1.3.1.4.1.4 1.3.1.4.2 1.3.1.4.2.1 1.3.1.4.2.1.1 1.3.1.4.2.1.2 1.3.1.4.2.1.3 1.3.1.4.2.1.4 1.3.1.4.2.2 1.3.1.4.2.3 1.3.2 1.3.2.1 1.3.2.1.1 1.3.2.1.2 1.3.2.1.3 1.3.2.1.3.1 1.3.2.1.4 1.3.2.1.5 1.3.2.1.6

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Carbonatos Rocas salinas Sedimentos biogénicos El ciclo de las rocas Geología regional Configuración geológica de Sudamérica El basamento precámbrico El Cratón de Guayana Guirense Pre-transamazónico Transamazónico Formación Roraima Parguazense El Escudo brasileño Guriense y Jequié Transamazónico y Parguazense Espinhaço y Rondoniano Brasiliano - Fanerozoico Cratón Río de la Plata El Escudo patagónico La configuración superior sedimentaria Cuencas epicontinentales La cuenca del Amazonas La cuenca Parnaíba-Marañón La Cuenca del Paraná Llanuras ("Los Llanos") Llanos de Orinoco Llanura Chaco-Pampeana Cuencas cretácicas de Brasil Cuencas cretácicas de Argentina Los Andes - una breve visión general Los Andes a la luz de la tectónica de placas Los Andes en comparación con los Alpes Andes del Sur Las Sierras Pampeanas Andes Centrales Andes del Norte Cordillera de la costa caribeña Los yacimientos en Sudamérica Yacimientos en zonas extra-andinas Hierro Manganeso Yacimientos eluviales Petróleo Yacimientos en los Andes Yacimientos minerales Cobre Estaño Yacimientos polimetálicos Oro Salitre y Guano Petróleo y carbón Constitución geológica de Centroamérica La tierra firme de Centroamérica La península de Yucatán La zona montañosa al norte de Centroamérica El área volcánica de Centroamérica Los paisajes volcánicos de Centroamérica La zona montañosa al sur de Centroamérica Áreas costeras y Tierras bajas Los yacimientos de Centroamérica

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1.3.2.2 1.3.2.2.1 1.3.2.2.1.1 1.3.2.2.2 1.3.2.3 1.3.2.3.1 1.3.2.3.2 1.3.2.3.3 1.4 2 2.1 2.1.1 2.1.1.1 2.1.1.1.1 2.1.1.1.2 2.1.1.2 2.1.1.2.1 2.1.1.2.2 2.1.1.3 2.1.1.3.1 2.1.1.3.1.1 2.1.1.3.2 2.1.1.3.3 2.1.1.3.3.1 2.1.1.3.3.2 2.1.1.3.4 2.1.1.4 2.1.1.4.1 2.1.1.5 2.1.1.5.1 2.1.1.5.1.1 2.1.1.5.1.1.1 2.1.1.5.1.1.2 2.1.1.5.1.1.3 2.1.1.5.1.1.4 2.1.1.5.1.2 2.1.1.5.1.2.1 2.1.1.5.1.2.2 2.1.1.5.1.2.3 2.1.1.5.2 2.1.1.5.2.1 2.1.1.5.2.1.1 2.1.1.5.2.2 2.1.1.5.2.3 2.1.1.5.2.4 2.1.1.5.2.5 2.1.1.5.2.6 2.1.1.6 2.1.1.6.1 2.1.1.6.2 2.1.1.6.2.1 2.1.1.6.2.2 2.1.1.6.3 2.1.1.7 2.1.1.7.1 2.1.1.7.2 2.1.1.7.3 2.1.1.7.4 2.1.1.7.5 2.1.1.7.5.1 2.1.1.7.5.2

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México El Altiplano de México Riquezas del subsuelo La península de California Las Antillas Las Grandes Antillas Las Pequeñas Antillas Las Bahamas Literatura sobre la geología de Latinoamérica Geomorfología, o: el relieve de Latinoamérica Geomorfología general Procesos morfogenéticos Procesos tectónicos y volcánicos determinantes del relieve Procesos tectónicos determinantes del relieve Formación de relieve a través de volcanismo Formación de relieve mediante movimientos en masa gravitativos Diferentes tipos de movimientos en masa Movimientos en masa cryogeneticos Formación de relieve fluvial Río y valle Formas de valles Meandros y drenajes ramificados Formas de las desembocaduras Ästuar Delta Terrazas de valle Formación de vertientes por ablación - denudación y erosión del suelo Formación de llanuras o planicies Glaziale Reliefformung Formas glaciares Formas de erosión glaciar Valles de forma en U y valles suspendidos Circo glaciar Cuencas lacustres Otras formas de erosión glaciar Formas de acumulación Morrenas Drumlins Sedimentaciones fluvioglaciares Tipología de glaciares Glaciares de valle Nieve penitente, mesas glaciares y crioconitas Glaciares de plataforma Glaciares regionales o hielo continental Glaciares rocosos Glaciares templados Glaciares polares o helados Formación de relieves eólicos Formas de erosión eólica Formas de acumulación eólica Dunas Loess La dinámica eólica como indicador de la desertificación Procesos marinos y límnicos Formas litorales - visión general El litoral - morfografía de la costa Oleaje Gezeiten Abrasión marina Acantilados Plataformas de abrasión

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2.1.1.7.6 2.1.1.7.6.1 2.1.1.7.6.2 2.1.1.8 2.1.1.8.1 2.2 2.2.1 2.2.2 2.2.2.1 2.2.2.1.1 2.2.2.1.2 2.2.2.1.3 2.2.2.1.4 2.2.2.2 2.2.2.2.1 2.2.2.2.2 2.2.2.2.3 2.2.2.2.4 2.2.2.3 2.2.2.3.1 2.2.3 2.2.3.1 2.2.3.2 2.2.3.3 2.2.4 2.2.4.1 2.3 2.3.1 2.3.2 2.3.2.1 2.3.2.1.1 2.3.2.1.2 2.3.2.1.3 2.3.2.2 2.3.2.3 2.3.2.4 2.3.2.5 2.3.2.6 3 3.1 3.1.1 3.1.2 3.2 3.2.1 3.2.1.1 3.2.1.1.1 3.2.1.1.1.1 3.2.1.1.1.1.1 3.2.1.1.1.1.2 3.2.1.1.1.1.3 3.2.1.1.2 3.2.1.1.2.1 3.2.1.1.3 3.2.1.1.3.1 3.2.1.1.4 3.2.1.2 3.2.1.2.1 3.2.1.3 3.2.1.3.1 3.2.1.4 3.2.1.4.1

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Acumulación marina Playas Restinga o cordón litoral y flechas o barreras litorales Carst Paisajes cársticos Geomorfología (estructural) regional Grandes unidades morfoestructurales Formas de las altas montañas Formas convexas (por ejemplo, montañas) Cadenas montañosas Volcanes y relieves vulcanógenos Formas glaciares Relieves tropicales convexos de carst Sistemas de planicies Superficies antiguas Cuencas intramontanas Pedimentaciones cordilleranas Terrazas Relieves cóncavos Cuencas intramontanas Formas de las Llanuras (Tierras bajas) La llanura o Tierra baja del Amazonas: Várzea y tierra firme Diques ribereños y lagos de Várzea Llanuras costeras, deltas y estuarios Formas de los escudos antiguos, de las mesetas de basalto y de las montañas y colinas centrales Cataratas y saltos Geomorfología (climática) regional Fundamentos de la geomorfología climática según Büdel Fundamentos de la geomorfología climática según Wilhelmy Transformación planetaria de relieves Meteorización Tipo de suelo Erosión, transporte y sedimentación Transformación hipsométrica de relieves Transformación de relieves centroperiféricos Transformación de relieves de este a oeste Relieves originados en eras anteriores Zonificación morfológica climática según Wilhelmy Hidrología o: Las aguas de Latinoamérica Los océanos y los mares latinoamericanos El fondo marino Las corrientes marinas Limnología: Aguas continentales de Latinoamérica Ríos de Latinoamérica Acarreo de sedimentos Ríos de aguas blancas Ríos con diques naturales Amazonas Paraná Orinoco Ríos de aguas negras Río Negro Ríos de aguas claras Sao Francisco Rios carsticos Regiones de drenaje Régimen de escurrimiento Valles en perfil longitudinal y transversal Saltos y cataratas Aprovechamiento de la energía hidroeléctrica Itaipú — la central hidroeléctrica más grande del mundo

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3.2.2 3.2.2.1 3.2.2.1.1 3.2.2.1.1.1 3.2.2.1.2 3.2.2.1.2.1 3.2.2.2 3.2.2.2.1 3.2.2.2.1.1 3.2.2.3 3.2.2.3.1 3.2.2.3.2 3.2.2.3.2.1 3.2.2.3.3 3.2.2.3.3.1 3.3 3.3.1 3.3.2 3.3.3 3.4 3.4.1 3.4.2 3.4.3 3.4.3.1 3.4.3.2 3.4.4 3.4.4.1 3.5 4 4.1 4.1.1 4.1.2 4.1.3 4.1.3.1 4.1.3.2 4.2 4.2.1 4.2.1.1 4.2.1.2 4.2.1.3 4.2.1.4 4.2.1.5 4.2.1.6 4.2.1.7 4.2.1.8 4.2.2 4.2.3 4.2.3.1 4.2.4 4.2.4.1 4.2.4.1.1 4.2.4.1.2 4.2.4.1.3 4.2.4.1.4 4.2.4.1.5 4.2.5 4.2.6 4.2.7 4.2.8 4.3

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Lagos de Latinoamérica Lagos de origen constructivo Lagos tectónicos El lago de Titicaca Lagos volcánicos El lago de Atitlán Lagos de origen destructivo Lagos glaciares Lago Argentino Lagos de origen obstructivo Ensenadas Represas naturales Lago San Pablo, Ecuador Humedales y lagos de várzea Humedales en Paraguay y Pantanal Aguas subterráneas Movimiento de las aguas del suelo Aguas subterráneas Fuentes y pozos Glaceología Origen de los glaciares Tipos de glaciares Distribución de glaciares en Sudamérica Pleistoceno Glaciación actual Magnitud de la glaciación en nuestro planeta y Latinoamérica Eras y fluctuaciones glaciares Literatura para la hidrología Climatología, o: procesos y estructuras básicos del clima en Latinoamerica Climatología descriptiva - Visión general de los elementos y fenómenos climáticos más importantes en Latinoamérica Visión general de los elementos climáticos más importantes Temperatura media anual en Latinoamérica Precipitación anual en Latinoamérica Precipitación en enero en Latinoamérica Precipitación en julio en Latinoamérica Climatología dinámica -Principios de la circulación atmosférica en Latinoamérica Principios matematico-astronomicos para la circulacion atmosferica Fuerza de coriolis Anticiclones y zonas depresionarias Alisios Ciclones Circulación extratropical Corrientes en chorro (jet streams) Esquema de circulación atmosférica en enero Esquema de circulación atmosférica en julio ¿Qué son realmente los trópicos? ¿Qué son realmente los subtrópicos? Los subtrópicos en América del Sur Curiosidades sobre las regiones áridas de Latinoamérica Causas de la aridez Desiertos alisios o tropicales Regiones secas de sombras pluviométricas, desiertos interiores Desiertos costeros Casos especiales El clima del desierto Zona de vientos occidentales de las latitudes moderadas Resumen del clima de México Visión general del clima del puente de tierra mesoamericano Vista en conjunto del clima de las Indias Occidentales Climatología efectiva - Zonificación climatológica de Latinoamérica según KÖPPEN

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4.3.1 4.3.1.1 4.3.1.2 4.3.1.3 4.3.2 4.3.3 4.4 4.4.1 4.4.2 4.4.3 4.4.4 4.4.5 4.5 5 5.1 5.2 5.3 5.3.1 5.3.1.1 5.3.1.2 5.3.1.3 5.3.1.4 5.3.2 5.3.2.1 5.3.2.2 5.3.2.3 5.3.2.4 5.4 5.4.1 5.4.1.1 5.4.1.2 5.4.1.3 5.4.1.3.1 5.4.1.3.2 5.4.1.3.3 5.4.1.3.4 5.4.1.4 5.4.1.5 5.4.1.5.1 5.4.1.5.2 5.4.1.5.3 5.4.1.6 5.4.1.7 5.4.1.8 5.4.10 5.4.11 5.4.11.1 5.4.11.2 5.4.12 5.4.12.1 5.4.12.2 5.4.12.3 5.4.12.4 5.4.12.5 5.4.12.6 5.4.13 5.4.13.1 5.4.13.2 5.4.13.2.1 5.4.13.2.2 5.4.13.2.3

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Caracterización de los tipos principales Climas A en Latinoamérica Climas B en Latinoamérica Climas C, D y E en Latinoamérica Zonificación climatológica según Köppen - Mapa Mapa de climas según Köppen con corrientes marinas Clasificación vertical de la temperatura - climas altitudinales de los trópicos Ubicación y atributos climáticos de tierra caliente Ubicación y atributos climáticos de tierra templada Ubicación y atributos climáticos de tierra fría Ubicación y atributos climáticos de tierra helada Ubicación y atributos climáticos de tierra nevada Literatura para la climatología Biodiversidad en Latinoamérica Visión general de la fitomasa en Latinoamérica Visión general de la producción primaria en Latinoamérica Estrategias de supervivencia de las plantas en general Conceptos básicos acerca de la sistemática de las plantas y las formaciones vegetales Árboles y arbustos similares Matorrales, semiarbustillos y plantas vivaces Gramíneas y otras plantas Modos de vida según Raunkiaer Plantas y medio ambiente La luz El agua Factores químicos El factor térmico Biodiversidad en Latinoamérica - una increíble variedad de especies Pluviselvas tropicales de Latinoamérica Estratos de la selva pluvial de los trópicos Estrategias de supervivencia La cuenca amazónica Visión general de los tipos de selvas pluviales (del Amazonas) Selva pluvial de Tierra firme Bosque de campiña Váreza e Igapó Selva pluvial de la costa del Pacífico Selva pluvial de la costa brasileña Selva pluvial de la costa brasileña Selvas pluviales de montaña Restinga Manglares — un ecosistema sensible Costas de arrefices coralinos Selvas pluviales de las montañas Desiertos y semidesiertos de la costa del océano Pacífico Regiones exentas de bosques en Sudamérica meridional Estepas y semidesiertos de la Patagonia Vegetación subártica Bosques meridionales Bosques siempreverdes Bosque de araucarias Pluviselva siempreverde de Valdivia Bosques siempreverdes con Nothofagus Bosque de cipreses Bosques siempreverdes con Nothofagus pumilio Escalonamientos altitudinales andinos Páramo Puna Puna húmeda o estepas gramíneas de la Puna Puna seca o prados de tola Puna de suculentas, arbustos espinosos y suelos salinos

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5.4.13.2.4 5.4.13.3 5.4.13.4 5.4.13.4.1 5.4.13.4.2 5.4.13.4.3 5.4.13.4.4 5.4.13.5 5.4.14 5.4.14.1 5.4.14.2 5.4.14.3 5.4.14.4 5.4.2 5.4.2.1 5.4.2.2 5.4.3 5.4.3.1 5.4.3.1.1 5.4.3.2 5.4.3.3 5.4.4 5.4.4.1 5.4.4.1.1 5.4.4.2 5.4.4.3 5.4.4.4 5.4.4.5 5.4.5 5.4.5.1 5.4.5.1.1 5.4.5.1.2 5.4.5.2 5.4.5.3 5.4.5.4 5.4.5.5 5.4.5.6 5.4.5.7 5.4.5.7.1 5.4.5.7.2 5.4.6 5.4.6.1 5.4.7 5.4.7.1 5.4.8 5.4.8.1 5.4.8.1.1 5.4.8.2 5.4.9 5.4.9.1 5.5 5.5.1 5.5.1.1 5.5.1.2 5.5.1.2.1 5.5.1.2.2 5.5.1.2.3 5.5.1.2.3.1 5.5.1.2.3.2 5.5.1.2.3.3 5.5.1.3

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El desierto de la Puna Andes meridionales Orden altitudinal en Centroamérica - cinturón climático de vegetación Tierra caliente Tierra templada Tierra fria Tierra helada Comparación de perfiles andinos Mapas de vegetación Tipos climáticos de vegetación según Lauer Zonas suramericanas de vegetación Mapa de vegetación mexicana y centroamericana Vegetación de Norte y Centroamérica Selvas tropicales siempre verdes parcialmente Bosque alisio colombo-venezolano Bosques pluviales parcialmente siempreverdes del noroeste de Brasil Bosques subtropicales Bosques subtropicales parcialmente siempreverdes del sureste de Brasil Bosque subtropical con araucarias Bosques subtropicales parcialmente siempreverdes en las vertientes de los Andes Bosque subtropical de transición de las vertientes occidentales del Chaco Bosques secos El Chaco Tipos de Chaco Bosques secos interandinos Bosques secos del Caribe Bosques secos de la Caatinga Bosques en galería Sabanas Sabanas arbóreas abiertas de Brasil Tipos de Campo Cerrado El enigma del Campo Cerrado Chaparrales y Kamps Sabanas con palmas Sabanas gramíneas de la Orinoquia Otras sabanas gramíneas de los llanos y altiplanos Bosques en galería de las sabanas Vegetación de los santuarios ecológicos Pantanal del Mato Groso El Palmar, provincia de Entre Ríos Vegetación de México Pisos altitudinales de México Vegetación de Centroamérica Las Indias occidentales Vegetación subtropical de gramíneas y arbustos La Pampa El enigma de la pampa Estepas arbustivas del Monte Bosques esclerófilos subtropicales del centro de Chile Plantas suculentas y espinosas subtropicales Plantas cultivadas en Latinoamérica Plantas endémicas o autóctonas Especias Productos alimenticios Cacao Papaya Productos alimenticios Maíz Mandioca Quinoa Productos estimulantes

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5.5.1.3.1 5.5.1.3.2 5.5.1.3.3 5.5.1.4 5.5.1.4.1 5.5.1.4.2 5.5.1.4.3 5.5.1.4.4 5.5.1.5 5.5.1.5.1 5.5.1.5.2 5.5.1.5.3 5.5.2 5.5.2.1 5.5.2.2 5.5.2.3 5.5.2.4 5.5.3 5.6 6 6.1 6.2 6.2.1 6.2.2 6.3 6.3.1 6.4 6.4.1 6.5 6.5.1 6.6 6.6.1 7

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Tabaco Mate Coca Plantas textiles y fibrosas Agave Algodón Ceiba pentandra Tomates y papas Plantas industriales Hevea Brasiliensis - el árbol de caucho Cocoteros Maderas aprovechables Cultivo de plantas foráneas o alóctonas Caña de azúcar Café Plátanos Otros productos Estratos vegetales de plantas cultivadas Literatura para la biodiversidad Ejemplos de problemas ecológicos de Latinoamérica Destrucción de la selva pluvial Acoplamientos regenerativos de sistemas Desertificación El Niño Protección de la naturaleza y del medio ambiente Parques nacionales, aceptabilidad Problemas ecológicos causados por la civilización El valle de la muerte La maldición de la Revolución Verde Café - un placer con sabor amargo Peligros de la naturaleza en Latinoamérica Peligros tectónicos Überprüfe dein Wissen!

1 Geología, o: el universo de las rocas de Latinoamérica La geología es la historiografía de la evolución de la Tierra, de la composición de la corteza y de la superficie terrestre. Ella investiga el curso de los episodios desde la constitución de la Tierra hasta la actualidad, por lo tanto, es considerada como una ciencia natural contemporánea. Latinoamérica se subdivide geológicamente en tres grandes zonas: los antiguos escudos cristalinos, las jovenes montañas plegadas de los Andes, las cordilleras y las llanuras de aluviones de los sistemas fluviales.

Los Andes son considerados como una de las cordilleras más espectaculares del mundo por sus innumerables volcanes.

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1.1 Geología histórica Las rocas, principal componente de la corteza terrestre, y los fósiles, vestigios petrificados de restos orgánicos de animales y vegetales son testimonios del pasado. La descripción y ubicación de estos restos como un todo o como impresiones de seres vivos conservados es tarea de la paleontología, una disciplina estrechamente relacionada con la biología. La estratigrafía ofrece una representación cronológica para exponer la historia de la Tierra. Latinoamérica es rica en testimonios de eras pasadas. Huesos de dinosaurios y rocas cuya formación se remonta a más de tres millardos de años han sido encontrados en este subcontinente. Lostestigos más antiguos del pasado se encuentren en el escudo o cratón deGuayana[1]. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.3.1.1.1

1.1.1 Clasificación de la historia de la Tierra El desarrollo histórico de la Tierra está dividido en grandes períodos geológicos que se remontan a unos 4,6 millardos de años, el Hadean, la era pregeológica de la cual sólo existen escasos testimonios. Las formaciones rocosas más antiguas conocidas en la actualidad tienen unos 4 millardos de años. Las rocas más antiguas de Latinoamérica también corresponden a esa era. Es obvio que se sepa más sobre los períodos recientes de la historia geológica que de las eras antiguas. Por ese motivo, el mesozoico se puede subdividir pero no con la exactitud con que se conoce el cenozoico. En Latinoamérica afloran rocas de casi todas las eras.

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No es fácil comprender los grandes períodos de la historia terráquea. La ilustración siguiente muestra la duración de las eras:

1.1.1.1 Precámbrico Las rocas del precámbrico constituyen el núcleo central del continente. Las áreas que no han sufrido los efectos de los procesos orogénicos desde finales del precámbrico se denominan cratones y están subdividos en

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escudos y mesetas. En los escudos afloran rocas precámbricas en la superficie terrestre que no ha sido cubierta por minerales detríticos recientes. Se habla de mesetas cuando las rocas antiguas están superpuestas por sedimentos jóvenes. Para el precámbrico no existe una división estratigráfica detallada y vinculante. No obstante, los términos arcaico y proterozoico han sido establecidos. Durante la era precámbrica, Sudamérica estaba unida a África, India, Australia y a la Antártida oriental formando "Gondwana", una antigua masa continental que al dividirse definitivamente en el cretácico forma los continentes y subcontinentes antes mencionados. El resto de los continentes formaban también un supercontinente en aquella era. También evidencias sobre los primeros procesos tectónicos con que se inicia la formación de las primeras montañas. No obstante, las rocas del precámbrico afloran también en los Andes. En este caso han sido transformadas y sobreimpresas por procesos orogénicos recientes. Hace aproximadamente 600 millones de años, es decir, en el Proterozoico superior, hubo períodos glaciales cuyos sedimentos se pueden encontrar en Sudamérica, África y Australia. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 2.2.4

1.1.1.1.1 Afloramiento de la era arcaica y proterozoica [1] Las rocas de la era arcaica afloran en estructuras fuerte y levemente metamorfizadas. Las rocas extremadamente

metamorifizadas constituyen un 90 % de las arcaicas y se componen principalmente de granulitas. Las rocas con una metamorfización menor son de vulcanitos pero también de diferentes rocas sedimentarias. Las rocas del proterozoico ocupan mayores extensiones que las arcaicas especialmente por el gran espesor de la corteza terrestre, producto de eventos tectónicos "modernos" para esa época. Está comprobado que e n el Precámbrico inferior hubo procesos orogénicos y vulcanismo ácido, eventos que dejaron como resultado una corteza terrestre de mayor espesor que la del arcaico. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo

1.1.1.1.2 Distribución continental del Precámbrico

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1.1.1.2 Paleozoico El Paleozoico se divide en dos eras: la superior o joven y la inferior o antigua. El Paleozoico antiguo se caracteriza por la fragmentación del supercontinente precámbrico, mientras que las masas continentales de Gondwana seguían formando una unidad. Informaciones más detalladas no se han obtenido de los datos paleomagnéticos, biológicos y climáticos. El Paleozoico joven, en cambio, se caracteriza por una serie de colisiones que provocan nuevamente la unión de la mayoría de las masas continentales. Durante esa era, Gondwana pasa por una fase glacial (llamada Glaciación Permo-carbonísfera, una era que dura desde el período Carbonísfero superior hasta el Pérmico joven). La masa central del glaciar se encontraba en el actual territorio sudafricano. Sin embargo, todo el caparazón glacial se extendía en ese entonces hasta lo que hoy es Brasil. Ahí se sedimentaron depósitos glaciales de la fuente alimentaria principal formando morrenas. En ese material —convertido actualmente en conglomerados solidificados— yacen diamantes provenientes del área del sur y del suroeste africano. Un mineral precioso al que la ciudad brasileña de Diamantina le debe su nombre y la región del interior del sureste brasileño su prosperidad. La existencia de bloque errático en Brasil, cuya fuente está en Sudáfrica, es la prueba principal que constata la teoría de la deriva continental.

1.1.1.2.1 Tabla cronológica del Paleozoico

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1.1.1.2.2 Distribución continental del Ordovícico

1.1.1.2.3 Distribución continental del Pérmico

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1.1.1.2.4 Afloramientos del Paleozoico en Latinoamérica

1.1.1.3 Mesozoico El Mesozoico se caracteriza sobre todo porque en esa era comienza a desintegrarse Pangea. El clima en general más cálido que el actual propicia en esa era el desarrollo de una flora y fauna particular. En vastos territorios del planeta se depositan extensos sistemas sedimentarios, complejos que yacen en muchas áreas de la superficie terreste (por ejemplo, en los Alpes calcáreos de Austria y en la cordillera occidental de Colombia).

1.1.1.3.1 Tabla cronológica del Mesozoico

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1.1.1.3.2 Distribución continental del Triásico

1.1.1.3.3 Distribución continental del Cretacio inferior

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1.1.1.3.4 Distribución continental del Cretacio superior

1.1.1.3.5 Afloramientos del Mesozoico en Latinoamérica

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1.1.1.4 Cenozoico En el Cenozoico se fragmenta transitoriamente Pangea. El Terciario está marcado por un proceso orogénico de varias fases no sólo en Europa —los Alpes— y en Asia —el Himalaya— sino también en Centroamérica — las cordilleras—, en Sudamérica —Andes— y en algunas islas caribeñas —sobre todo en la Española y Jamaica. El comienzo del Cuaternario está definido por el inicio de fluctuaciones climáticas que pronto conducen a bajar los promedios térmicos entre unos 4 y 5 °C (comparándolos con los actuales). En las latitudes altas y templadas (por ejemplo, en la Patagonia), así como en la regiones elevadas de los Andes se forman enormes glaciares y áreas periglaciares. También en Centro y Sudamérica las glaciaciones dejan sus huellas. No obstante: En vista de que la cordillera andina durante el Pleistoceno, es decir, durante las glaciaciones, no había alcanzado las elevaciones actuales, y, que sólo una parte de ella se encontraba fuera de la zona intertropical, a saber en las latitudes medias y altas, el efecto de los eventos glaciales no fue tan fuerte como el ocurrido en las cadenas montañosas altas de Europa y Asia. Prueba de ello es la Sacerglotta, una planta que durante el Pleistoceno habitaba en tierras bajas y que existe en la actualidad fosilizada a 3.000 msnm en las montañas colombianas. Esto evidencia que parte de las zonas elevadas de ese paí s pertenecía en esa época a "Tierra Caliente", es decir, al primer piso térmico o altitudinal de la cordillera.

1.1.1.4.1 Tabla cronológica del Cenozoico

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1.1.1.4.2 Distribución continental del Mioceno

1.1.1.4.3 Cuaternario

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El comienzo del Cuaternario, el período más reciente de la historia geológica de la Tierra, se caracteriza por el inicio de las fluctuaciones climáticas. Por la brevedad de esta época es imposible hacer una clasificación bioestratigráfica. A causa de las numerosas variaciones climáticas, el Cuaternario se subdivide en períodos fríos (glaciaciones) y períodos calientes o templados (interglaciales). La distribución de oxígeno e isótopos en los sedimentos marinos aporta buenas informaciones sobre la sucesión de períodos calientes y fríos. De esta manera se ha podido determinar unos 30 cambios de períodos fríos y calientes en los últimos millones de años, aunque cada período no representa una Edad Glacial. En la actualidad, aproximadamente un 10 % (15 millones de Km²) de la Tierra está cubierta de hielo. Durante el período frío pleistocénico, en contraste, la superficie de la Tierra cubierta de hielo era tres veces mayor. En las latitudes bajas, estos períodos se manifiestan como fases secas (interpluviales). A los períodos más cálidos se les llama pluviales o húmedos. Las fluctuaciones glacio-eustáticas del nivel del mar son típicas del Cuaternario. Durante el período frío disminuye el nivel del mar ya que gran parte del agua de la Tierra se congela. Una gran parte de la plataforma continental permanece seca. Existen diferentes teorías que intentan explicar el origen de las fases glaciales.

1.1.1.4.4 Afloramientos del Terciario y Cuaternario en Latinoamérica

1.2 Constitución de la Tierra La corteza terrestre inicial surge hace unos 4,6 mil millones de años de la solidificación de la materia gaseosa y líquida . A partir de entonces comienza su desarrollo geológico. La Tierra está formada por la corteza, el manto y el núcleo central. Mediante métodos de investigación geofísicos es posible determinar —por ejemplo, a través de mediciones sísmicas— la profundidad de las áreas límites (o sea, las discontinuidades) de las capas que conforman la Tierra. De esta manera se puede diferenciar entre la corteza terrestre, el manto y el núcleo central.

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Según sus propiedades físicas, la corteza y el manto terrestre se subdividen en: La Litosfera abarca la corteza terrestre y el manto superior hasta aproximadamente 100 km de profundidad. Esta envoltura está constituida por placas quebradizas con una composición de rocas variadas. La litosfera se subdivide a su vez en: La placa oceánica cuyo grosor oscila entre los 70 y 80 km, y la placa continental cuyo un grosor fluctúa entre los 100 y 120 km. La astenosfera está conformada por material viscoso y se encuentra debajo de la litosfera. Las ondas sísmicas son frenadas fuertemente en esta capa considerada como la zona de deslizamiento de la litosfera. Sobre el núcleo central de la Tierra se encuentra la Mesosfera, capa que alcanza una profundidad de unos 700 km.

1.2.1 Movimientos tectonicos La tectónica es la ciencia que estudia las fuerzas endógenas de la Tierra. Durante mucho tiempo sólo se podían analizar los procesos provocados por dichas fuerzas. Por ejemplo, se hacían diferencias entre los procesos de resquebrajamiento (o "tectónica germanotipo"), los de torce y plegamiento ("tectónica de estilo Alpino") y los originados por movimientos magmáticos o por deformación del substrato viscoso ("Tectónica glacial y salina"). Todos los episodios que hacen vibrar la superficie terrestre se denominan procesos sísmicos y la sismología se encarga de estudiarlos. Estos eventos, sin embargo, pueden tener también un origen antrópico, mas su procedencia entonces no es realmente tectónica.

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Las causas de los procesos tectónicos son comprensibles en la actualidad gracias a dos teorías: la Deriva Continental de Alfred Wegener y la Tectónica de placas desarrollada 50 años más tarde a partir de las tesis de este gran geofísico alemán. Por eso sabemos ahora que la capa rocosa de la tierra (la litosfera) no es un cuerpo homogéneo ni rígido. Por el contrario, esta envoltura está formada por la placa continental y la oceánica. Estas placas difieren en grosores y pesos específicos y se mueven en todas las direcciones posibles. A veces se aleja una de la otra o ambas convergen o se rozan. La Tectónica de Placas co mprende, por consiguiente, los procesos originados por el movimiento de las placas en sus límites. Numerosas placas han contribuido a formar la corteza terrestre del espacio latinoamericano: la gran placa continental sudamericana, la placa oceánica de Nazca y de Cocos y la placa caribeña.

1.2.1.1 Procesos tectogenéticos Los movimientos tectogenéticos causan, por un lado, plegamientos y desplazamientos a través del choque lateral, y por el otro, fallas, formaciones de fosas y hendiduras mediante la expansión lateral o el desplazamiento vertical. El desarrollo de la teoría de la tectónica de placas ha ayudado sobremanera a entender en la act ualidad las actividades tectónicas de la Tierra. Los movimientos tectónicos —conocidos también como morfogenéticos— transforman significativamente la estructura de la corteza terrestre a través de los desplazamientos verticales y son los causantes de la orogenia, es decir, de la formación de las cordilleras. Solamente por estos fenómenos tectónicos ascienden a la superficie terrestre las rocas deformadas por los movimientos tectogenéticos para convertirse a la postre en cordilleras apreciables desde un punto de vista morfológico. Por lo general, estas formaciones están delimitadas lateralmente por fallas tectónicas. El desplazamiento vertical puede ascender hasta más de 20 mm al año. Áreas con relieve inclinado y joven, como por ejemplo la región andina en general, pertenecen a una zona morfogenéti ca muy activa y se caracterizan por actividades sísmicas y volcánicas. Procesos epirogénicos son movimientos verticales de gran escala de la corteza terrestre que no deforman las capas rocosas como sucede en los otros procesos básicos del movimiento tectónico. Se trata de movimientos de compensación reversibles, con frecuencia isostáticos, que inciden especialmente en la distribución terrestre y marina. (Por "isostacia" se entiende la tendencia de la Tierra a equilibrar su peso. La erosión, pero también la desglaciación, transforman el peso de la corteza terrestre que es más liviana que el núcleo central. Por lo tanto, a medida que la corteza pierde peso, va levantándose y engruesa el manto terrestre). Las áreas sumergidas están sujetas a una transgresión marina, es decir, las orillas del mar se inundan. Las áreas que han ascendido causan una regresión marina y partes de la plataforma continental emergen. De esta manera, los movimientos epirogénicos trasladan material erosionado a amplias cuencas sedimentarias y viceversa. l amplio torce de la zona llana, causado por procesos epirogénicos, son responsables de que surjan grandes

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abombamientos (anteclises) y depresiones (sineclises).

1.2.1.2 Terremotos Los terremotos son acontecimientos naturales de consecuencias catastróficas para las personas. Aunque en la actualidad se sabe bastante sobre el surgimiento de los terremotos, es difícil, sin embargo, prever el lugar y el momento de un fenómeno, a pesar de que la ciencia cuenta con métodos modernos. Las causas de estas vibraciones telúricas son principalmente procesos endógenos como acontecimientos en las placas tectónicas (por ejemplo, desplazamientos de partes de la corteza terrestre) y volcanismos. Los efectos de los terremotos son deslizamientos de la corteza, solevantamientos y subsidencias, grietas y separación en el suelo, erupciones volcánicas, desprendimientos, derrumbes y destrucción de poblados. En Latinoamérica se hace una diferencia entre terremotos y temblores. El primero de estos fenómenos es de mayor magnitud en relación a sus efectos. Los temblores son, en contraste, vibraciones sísmicas de menor magnitud. Los terremotos ocurridos bajo el lecho marino y las erupciones volcánicas, entre otros, provocan los "Tsunamis", unas olas sísmicas que pueden causar severas desvastaciones en las regiones costeras.

1.2.1.2.1 Registro de terremotos Aproximadamente un 90 % de los terremotos son movimientos tectónicos. Éstos se deben a la tensiones que se producen a lo largo de dos fallas geológicas colindantes. En el caso de materiales quebradizos, como es por lo general la corteza terrestre, la energía potencial para generar la falla es mucho mayor que la necesaria para formarla. Dicha energía excedente produce una acelerada expansión de la falla y el surgimiento de ondas sísmicas. Otras de las causas de los terremotos son los impactos y consecuencias de las erupciones volcánicas (un 7 % de los sismos) y los sismos de colapso de significado local (por ejemplo, los producidos por el derrumbamiento de cavernas). Se pueden diferenciar tres tipos de ondas sísmicas: Las ondas longitudinales o compresionales empujan las partículas paralelamente en el sentido del desplazamiento de las ondas. Estas ondas, por lo tanto, se expanden más rápido. Las ondas transversales o S (Shear waves) hacen vibrar las partículas verticalmente en la dirección de viaje de la onda y son más lentas que las longitudinales en casi un cincuenta porciento. Las ondas superficiales se extienden sobre la superficie terrestre y son las más lentas. La secuencia de las ondas descritas en la naturaleza se pueden registrar también en un observatorio sismológico. En vista de que las rocas transmiten las ondas con diferente rapidez, la velocidad de éstas aporta información acerca de cómo está constituido el interior de la tierra y cuáles son las causas de los sismos. La magnitud de los terremotos se calcula a través de la densidad espectral de la amplitud de la onda registrada. La escala de la magnitud es el Momento sísmico M (de magnitud) que se deduce de la mayor oscilación de un sismógrafo. Por medio de los valores de magnitud reportados por las diferentes estaciones sísmicas para un mismo evento se puede determinar el epicentro, es decir, el centro del sismo. Éste se halla directamente encima del hipocentro, el foco real del sismo ubicado en el interior de la Tierra. La magnitud comprobada en el epicentro se calcula mediante la escala logarítmica C.-F de Richter. Otra posibilidad para registrar la magnitud de los terremotos es la manera en que obra en la percepción humana y se basa en una escala de intensidad desarrollada por A. Mercalli. Todo sismo de magnitud considerable es provocado por unos previos de menor fuerza. No obstante, el intervalo de tiempo entre éstos y el terremoto principal es tan breve que es imposible avisarlo a tiempo. También es frecuente que después del terremoto principal se produzcan una serie de sismos cuya intensidad podría ser tan elevada como la del principal. Éstos son fuentes importantes de información para la sismología.

1.2.1.3 Volcanismo Por volcanismo se entienden aquellos procesos y fenómenos relacionados con el desplazamiento de rocas fundidas (magma[1]) hacia la superficie terrestre. El punto de emisión de la lava (compuesta por fragmentos sólidos y gaseosos) se denomina volcán. En la Tierra hay alrededor de 550 volcanes, muchos de ellos activos en la actualidad, de los cuales un gran número se halla en Latinoamérica. Las erupciones volcánicas pueden ocurrir de diferentes maneras. A veces el magma fluye tranquilamente, otras veces, en cambio, va acompañado de una explosión violenta con efectos deplorables. Los motivos residen en la estructura de la superficie terrestre y en la composición

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química del material fundido. La forma volcánica se puede dividir según puntos de vista geológicos y geomorfológicos diferentes. [2] Según la composición del material fundido o magma: Las rocas de material piroclástico (magma) ácido se denominan riolitas y las rocas de magma básico - que son más frecuentes- basalto. Entre la riolita y el basalto se encuentra, por ejemplo, la andesita y la roca tracita. Según la forma del canal de emisión de la lava: En volcanes de emanaciones lineales, el magma utiliza una grieta profunda para drenar. Según el número de erupciones Según la forma y constitución de las montañas volcánicas Según el mecanismo de erupción Según la clase de productos transportados referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.1 [2] ver capitulo

1.2.1.4 La hipótesis de las placas tectónicas La Deriva Continental, una teoría desarrollada por el geofísico Alfred Wegener en 1912, fue aceptada y confirmada tardíamente con nuevos métodos geofísicos en la década de los sesenta. Gracias a las investigaciones hechas se determinó la edad geológica del piso oceánico que se remonta a sólo algunos 100 millones de años. De acuerdo con los estudios sísmicos, gravimétricos, magnetotelúricos y las observaciones geotectónicas, la Tierra está formada por seis hasta nueve grandes placas superpuestas sobre la astenosfera (manto) como casquetes esféricos más o menos sueltos y colindantes. Las corrientes convectivas originadas en la astenosfera impulsan las placas de la litosfera. Los límites de las placas se comportan de manera pasiva, es decir, sin que ocurran desplazamientos considerables, o de manera activa moviéndose verticalmente, o chocando unos con otros. Los rift oceánicos fungen como límites de placas constructivas. A lo largo de la falla de las zonas de rift se forman constantemente nuevas cortezas oceánicas a través de las corrientes o celdas convectivas ascendentes. El proceso de expansión de la corteza o piso marino se denomina internacionalmente "sea floor spreading".. Para explicar este proceso de una manera sencilla hay que imaginarse el agua hirviendo en una cacerola: las burbujas de aire ascienden verticalmente y se mueven hacia el borde de la cacerola.

De manera bastante similar se desplaza la corteza oceánica surgida del proceso "sea floor spreading" desde la dorsal hacia los bordes continentales (comparables a los de una cacerola). El ejemplo, sin embargo, no es válido para otras explicaciones, ya que las placas continentales no cuentan con un borde fijo como las

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cacerolas. En realidad las placas continentales "flotan" solamente sobre el material pesado del manto terrestre que constituye las placas oceánicas. El denso material proveniente de las dorsales meso-oceánicas transportado hacia los continentes se sumerge debajo de las placas continentale s que son más ligeras. Este proceso —acompañado por terremotos— se denomina subducción. Durante el proceso de subducción, la corteza oceánica, que de por sí es viscosa, se funde en gran parte y se convierte en magma. El magma mezclado con el material continental asciende en las cordilleras y en los arcos insulares como colada. Cuando la ´colada´ se enfría lentamente en las rocas circundantes forma las gigantescas batolitas plutónicas, en cambio, cuando el material asciende rápidamente surgen las cadenas e islas de origen volcánico de los Andes y el Caribe, entre otras. Las tasas de subducción pueden ser muy distintas, en vista de que dependen, ent re otros factores, de las variaciones de la velocidad con que se muevan las placas y de la inclinación del borde continental. Éstas ascienden a 1,5 cm/año en el área de las Pequeñas Antillas y sobrepasan los 10 cm/año en el litoral de Perú y Chile. También el ángulo de sumersión de la placa oceánica puede variar considerablemente (entre 30° y 90°). Las investigaciones sismológicas han contribuido bastante a entender los procesos que ocurren en las entrañas de la Tierra. Gracias a estos estudios sabemos que los hipocentros de los sismos aportan informaciones acerca de la subducción. El área de los focos sísmicos en los centros de subducción se denomina zonas de Benioff. Éstas se encuentran por lo general a una profundidad que oscila entre 30 y 700 km. Los sismos son provocados por la generación y el relajamiento de las tensiones de las placas frías que están sumergiéndose, o, a través de la resistencia que opone el material del manto terrestre a la placa que desciende. La zona de Benioff se encuentra a 40 km de profundidad como máximo cuando chocan partes de la corteza continental. Si las placas livianas de la corteza continental subducen, se eleva la fuerza ascensional y tiene lugar la orogénesis.

1.2.1.4.1 Colisiones de Placas El choque entre placas se denomina colisión. Se habla de bordes continentales activos (por ejemplo: la costa occidental sudamericana) y de bordes continentales pasivos (por ejemplo: la costa oriental sudamericana). Hay varios tipos de colisión según las partes de la corteza litográfica que chocan. Los tipos más importantes son: Colisión corteza oceánica - corteza oceánica: Al sumergirse una corteza oceánica bajo otra (por ejemplo: la placa del pacífico bajo la filipina) Colisión corteza oceánica - corteza continental: Al sumergirse una corteza oceánica bajo una continental (por ejemplo: la placa de Nazca bajo la sudamericana). A esta interacción se debe el origen de la Cordillera de los Andes) Colisión corteza oceánica - Arcos Insulares: Al sumergirse una corteza oceánica bajo una continental heterogénea (por ejemplo: la placa del pacífico bajo la asiática) Colisión corteza continental - corteza continental: choque de bordes continentales activos y pasivos. En este caso no ocurre una subducción propiamente dicha sino una deriva y pliegue de la litosfera. El fuerte desequilibrio se compensa con un levantamiento vertical más intenso (por ejemplo, la colisión de la placa africana con la europea que ocasiona la formación de los Alpes; el desplazamiento hacia el norte de la placa de la India provoca la morfogénesis del complejo Tien-Shan-Himalaya).

1.2.2 Minerales y Rocas Dependiendo de la perspectiva, la litosfera está constituida por rocas y minerales. Los minerales son composiciones químicas naturales con estructura cristalina. Se conocen más de 2.000 minerales, aproximadamente 50 de éstos son relevantes para la formación de rocas. Las rocas son mezclas naturales de minerales. Su composición está sujeta al proceso que las originan. Es decir: si los minerales se cristalizan de un fundido magmático (rocas magmáticas), si éstas sufren una metamorfosis producto de las altas presiones y temperaturas (rocas metamórficas), si éstas resultan de una solución acuosa (rocas sedimentarias químicas), si fragmentos de rocas y minerales se aglomeran (rocas sedimentarias clásticas), o si restos animales y vegetales se acumulan (rocas sedimentarias biogénicas). Minerales Los minerales se diferencian por su composición química, por su forma cristalina y por algunas particularidades físicas, como dureza, color, ruptura, desintegración o brillo. Las particularidades resultan de la distribución espacial de los iones y átomos y los minerales obtienen su forma de la combinación de superficies, bordes y ángulos en la rejilla cristalina y espacial. Los grupos de minerales más importantes son los silicatos, una composición de silicato y oxígeno y diversas materias. Éstos se hallan en la mayoría de los minerales que constituyen las rocas.

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Los minerales arcillosos son de gran importancia para la formación de rocas sedimentarias. Éstos están formados por lechos estratificados en su estructura cristalina y presentan sólo un pequeño enlace molecular. Por eso los minerales adoptan una forma laminar y se caraterizan además por su capacidad de absorción.

1.2.2.1 Rocas magmáticas Los magmas son silicatos que arden en el interior de la Tierra formada por compuestos con un elevado punto de fundido, vapores y gases. Las magmatitas proceden de un fundido enfriado cuya fuente puede ser el magma s olidificado en el interior de la Tierra o la lava que se solidifica en la superficie terrestre. En las profundidades de la corteza terrestre y del manto superior se forman, por lo tanto, rocas endógeneas ígneas o plutónicas, o en la superficie de la Tierra rocas extrusivas o volcánicas.

Las rocas plutónicas y volcánicas son comunes en vastas regiones latinoamericanas. Los Andes, por ejemplo, son famosos por los innumerables conos volcánicos y en el oriente sudamericano, en la Patagonia y en otras regiones hay grandes extensiones de mantos de basalto. Los escudos y algunas zonas de la cordillera están conformados por rocas ígneas o magmáticas (plutonitas). En los espacios plutónicos la presión externa ejercida por las rocas dispuestas sobre la superficie terrestre mantiene la presión del cuerpo magmático que penetra. Las plutonitas se forman entonces mucho más abajo de la superficie terrestre cuando

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el magma se enfría lentamente y se solidifica. El magma tarda en enfriarse a causa del buen aislamiento térmico en el interior de la Tierra. Por lo tanto, los cristales tienen suficiente tiempo para formarse. El granito es la roca característica de las plutónicas o plutonitas cuyo nombre expresa la granulación de los componentes cristalinos (lat. granus = grano). Estas rocas de cristales gruesos se denominan también faneréticas. Los cristales en estas rocas se aprecian a simple vista. En el volcanismo, la tensión de vapor excede la presión exógena, un proceso mediante el cual el material asciende con rapidez produciendo una erupción. Dicho material se solidifica pronto en la superficie terrestre. Los cristales al entrar en contacto con el aire frío tienen poco tiempo para formarse. Por lo tanto, las rocas extrusivas son de textura microcristalina o afanitica. Los cristales en estas rocas sólo se pueden identificar con una lupa. Las rocas surgidas de esa manera se llaman volcánicas. Si la velocidad de enfriamiento es más rápida (por ejemplo, en el agua) sólo pueden formarse cristales pesados y surge el cristal amorfo. El cristal volcánico más conocido es la obsidiana.

1.2.2.1.1 Componentes del magma El magma se compone de materias fácilmente volátiles que se escapan durante el proceso de enfriamiento, o de materias difícilmente volátiles que finalmente se solidifican, así como de un conglomerado principal compuesto, en la mayoría de los casos, de cuarzo, feldespato y mica, y de un conglomerado secundario (por ejemplo, circón, apatita, magnetita, etc.) que tiene menor importancia comparándolo con el principal. La fracción que se volatiza con dificultad se compone sobre todo de SIO2, además de los óxidos de Al, Fe, Ca, Mg, Na y K (de menor importancia), cuya participación es relativamente baja pues el contenido de SiO2 oscila entre 50 y 75 %. A diferencia de los sedimentos, las magmatitas permanecen dentro de un marco estrecho de normalidad desde un punto de vista mineralógico. La parte que se volatiza con facilidad está conformada principalmente de H2O, CO2, HCl, HF, H2S, entre otros. Su cantidad total en el magma es poco significativa (apenas un porcentaje muy bajo del peso), no obstante, ésta influye decisivamente en la solidificación del magma.

1.2.2.1.2 Enfriamiento del magma Tanto el plutonismo como el volcanismo tienen fases típicas de enfriamiento:

La secuencia mineralógica, por lo general, es la siguiente: 1. conglomerados secundarios 2. silicatos máficos (olivino - piroxeno - anfíbol - biotita) 3. silicatos sálicos, primero los ricos en cal, luego los plagioclases y los ortoclases ricos en bicarbonato de soda 4. cuarzo

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5. fundidos residuales: siempre queda un componente que no cristaliza a bajas temperaturas. Se trata de fundidos ácidos llamados pegmatitas. Éstos pertenecen a los yacimientos minerales más importantes, en vista de que se produce el enriquecimiento de los fundidos residuales con elementos pocos comunes. Las primeras separaciones pueden tomar su forma de cristal sin impedimento y se desarrollan idiomórficamente (de forma propia). Las rocas que caen posteriormente se desprenden de la reestructuración de las más antiguas y las envuelven o rellenan los espacios como cuerpos xenomorfos.

1.2.2.1.3 Clasificación de las magmatitas Las rocas magmáticas o magmatitas se pueden clasificar de distinta manera. A grosso modo, hay dos grupos de rocas magmáticas que forman la estructura de la corteza terrestre: 1. El basalto constituye más del 90 % de todas las rocas volcánicas y aflora en áreas oceánicas y continentales de la misma naturaleza. El basalto proviene del manto superior fundido. 2. El granito constituye la mayoría de todas las rocas plutónicas y aflora sobre todo en tierra firme. Estas rocas intrusivas penetran en otras existentes durante períodos de gran actividad tectónica, p.ej., durante las fases de formación de las montañas. El granito procede del zócalo de la plataforma continental.

1.2.2.1.3.1 Más sobre las rocas magmáticas Rocas magmáticas más importantes y sus características:

Las rocas magmáticas se pueden subdividir en dos grupos según su composición mineral, aunque las "granitoides" como los basaltos también entran en esta subdivisión. Según la proporción de calcio versus sodio y potasio [Ca:(Na+K)] se clasifican en: Serie de las calcoalcalinas y de las alcalinas Otra posibilidad de subclasificación está basada en el contenido de SiO2 en las rocas magmáticas: Rocas pobres en SiO2. Éstas son rocas compuestas de minerales coloridos u oscuros contentivos de magnesio y hierro. En la terminología técnica se denominan rocas melanocráticas. Rocas ricas en SiO2. Éstas tiene un elevado contenido de ácido silícico. En el área científica se denominan rocas leucocráticas. El excedente de SiO2 se separa como cuarzo, SiO2 puro. Como ya hemos mencionado anteriormente, las magmáticas se pueden clasificar también según la localización del cuerpo de la roca y de su edad geológica: es decir, como rocas plutónicas y rocas volcánicas. Hay que incluir además las rocas filonianas que adoptan una posición intermedia. Otras posibilidades de clasificación obedecen a las condiciones de solidificación y a la formación de las texturas. A) Volcánicas (rocas extrusivas); productos de los volcanes: Volcánicas: lava Fragmentos volcánicos (piroclásticos): Tobas: cenizas volcánicas

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Lapilli: principales componentes de las cenizas volcánicas Escorias: se solidifican en el aire Bombas volcánicas: grandes trozos de lava Pumitas: se forman de un magma altamente explosivo y de gran viscosidad. Los gases desprendidos por la decompresión repentina abomban el material blando que se solidifica con rapidez. Elevada porosidad. Ignimbritas: forman grandes sedimentaciones compuestas de material piroclástico expulsado del volcán a través de nubes ardientes soldadas por elevadas temperaturas. De ahí provienen las rocas de composición ácida o intermedia. Gases volcánicos (en realidad post-volcánicos): Fumarolas: Son los lugares a través de los cuales se escapan vapores de H2O Solfatares: fuente de gas rica en azufre Mofetas: los vapores ricos en ácido carbónico y las exhalaciones secas constituyen las últimas agitaciones volcánicas. B) Plutonitas (rocas intrusivas) Es difícil estudiar la estructura interna de las rocas plutónicas porque los afloramientos actuales son sólo el techo dejado a la intemperie por la erosión. El flujo de lava derramado cuesta abajo se denomina batolito. Éste aflora de distintas formas. Cuando la estructura es en forma de terraza se denomina lacolito.

1.2.2.2 Rocas metamórficas Se entiende por metamorfismo la transformación mineral y estructural de las rocas que se da en la corteza terrestre provocada por cambios de presión y de temperatura. Este término no incluye los procesos de cementación puros (diagenética) ni la nueva fusión de rocas (anatexis). Sin embargo, la roca madre es importante. Hay rocas metamórficas derivadas de sedimentos clásticos como el paragneis y rocas derivadas de magmatitas como el ortogneis.

1.2.2.2.1 Alteración o metamorfismo por contacto Cuando una masa de magma ardiente en su ascenso choca con un lecho rocoso, la r oca se calienta bajo una presión muy elevada. De este modo están dados los requisitos para que las rocas preexistentes sufran una transformación. Este proceso se denomina metamorfismo por contacto. El área en donde actúa el metamorfismo por contacto puede ascender a varios kilómetros en plutonitas grandes (por ejemplo, en los batolitos) y en las intrusivas de menor tamaño (conocidas también como lacolitos) a unos pocos metros. El gran número de rocas metamórficas (alteradas por contacto) y los grupos existentes están condicionados por la diversidad del lecho rocoso. A continuación mencionaremos tres tipos: 1. Las rocas calizas puras se transforman en mármol a través de una cristalización colectiva. 2. La caliza impura y la arcilla calcárea se forman por la agregación de silicatos de calcio y de magnesio (por ejemplo: granate, diópsido, tremolita) 3. En lechos con rocas arcillosas se originan, por ejemplo, las andalusitas, las distenas, los granates y las biotitas. Cuanto más cerca se esté del foco del contacto, más cristalinas son las rocas metamórficas. Si ocurre una impregnación con ácido fluorsilícico se forman voluminosas córneas (hornfels) vulnerables a fracturas concoideas. Mediante dicho proceso se transforma completamente la estructura inicial. El resultado, a saber, la estructura irregular de los nuevos minerales que se han formado se llama ´hornfels´. Esos minerales son, entre otros, el cuarzo, feldespato, granate, cordierita o biotita.

1.2.2.2.2 Metamorfismo regional El metamorfismo regional ocurre en extensiones mucho más grandes que el metamorfismo o alteración por contacto. Las condiciones para un proceso metamórfico se da cuando en el curso de largos procesos de

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sedimentación las capas depositas en el interior se alteran por temperaturas elevadas y presión creciente. De esta manera se transforma la roca (= se metamorfiza). La clasificación de zonas se llevó a cabo bastante temprano (GRUBENMANN & NIGGLI, 1924). Se comprobó que la dependencia de la intensidad del metamorfismo estaba condicionada por el gradiente de descenso. Es decir: Mientras más desciende un conglomerado rocoso más intensiva es el metamorfismo. En la epizona predominan temperaturas menos elevadas, por lo tanto la transformación es relativamente mínima. El granulado es bastante fino y predominan los silicatos contentivos de agua. La esquistosidad de la roca (con una orientación paralela) predomina en comparación con la recristalización. En la catazona (el ambiente más profundo), un área de altas tempreaturas y gran presión, se da la total recristalización de las rocas. La orientación paralela pierde importancia en comparación con una estructura de grano basto. Entre estas áreas se localiza la mesozona que se caracteriza por las rocas dilatadas o abombadas. La presión y la temperatura no se comportan paralelamente en el interior de la tierra. Fuerte calentamiento y movimiento de presión pueden llevar el metamorfismo hasta muy cerca de la superficie terrestre. En cortezas terrestres poco agitadas por procesos tectónicos, la alteración tampoco puede partir de la diagenética en grandes profundidades. Las zonas profundas no se dejan establecer por lo genera l.

1.2.2.2.3 Rocas de la metamorfosis El comportamiento de la presión y de la temperatura condiciona las formaciones de diferentes tipos de rocas metamórficas. Por lo tanto, existen varias posibilidades que permiten clasificarlas. Por ejemplo, hay rocas metamórficas foliadas y no foliadas. 1. Las rocas metamórficas no foliadas están constituidas de un solo mineral que no puede transformarse en una estructura foliada, o bien, cuando la alteración (metamorfosis) es provocada sobre todo por la elevada temperatura y no a causa de la presión. Los dos tipos de rocas principales son cuarzo (de arenisca) y mármol (de caliza). Las metamórficas sin estructura paralela, es decir, las no foliadas se denominan ´fels´. 2. Rocas metamórficas foliadas: Los minerales contenidos en las rocas reciben la estructura laminar orientada hacia la dirección de la presión en el ángulo recto durante el metamorfismo. Las rocas que se encuentran en la catazona experimentan una recristalización total. Sin embargo, tiene más sentido clasificar estas rocas basándose en el resultado del metamorfismo:

1.2.2.2.4 Más sobre las rocas metamórficas Hay que mencionar además la alteración que tiene lugar en la zona ubicada entre la diagénesis y el metamorfismo que describe el proceso de transformación de las psamitas y las pelitas exentas de cal. El producto de este proceso es, entre otros, la pizarra (piedras arcillosas foliadas). La presión y la temperatura ascienden durante un metamorfismo progresivo y en el regresivo disminuyen. Por lo general todas las rocas metamórficas sufren una alteración regresiva cuando disminuyen la presión y la temperatura. En la literatura científica es común toparse con el término metasomatosis. En casos normales el metamorfismo ocurre isoquímicamente, es decir, sin expulsar o sustituir materiales (excepto H20 y CO2) mientras que en la

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metasomatosis, en cambio, se introducen fluidos y gases. La cristalización se produce en el metamorfismo en asociación compacta de rocas. Esto significa que los minerales individuales impiden su crecimiento y no desarrollan formas ideales de cristales (son xenomórfos). No obstante existen excepciones: Granate, estaurolita, kianita, turmalina y Tw. Hornblenda (son los llamados idioblastos).

1.2.2.3 Sedimentos Las rocas sedimentarias son el resultado del proceso de sedimentación ocurrido en la superficie terrestre. Fuerzas externas transportan las materias dejadas a la intemperie por los procesos de erosión. La sedimentación ocurre en el lugar en donde las fuerzas transportadoras son insuficientes. La clasificación de los sedimentos depende del entorno en donde sea depositado el material: Depósitos en el mar Depósitos en la superficie terrestre Depósitos en lagos Depósitos de ríos Depósitos de glaciares Depósitos del viento

Sedimentos marinos Sedimentos terrestres Sedimentos límnicos Sedimentos aluviales Sedimentos glaciales Sedimentos eólicos

Los sedimentos pueden ser compactos como las rocas sedimentarias, o sueltos, es decir, no compactos, como la arena o la arcilla. En Latinoamérica se encuentran todos los tipos de rocas sedimentarias. Por ejemplo, en las planicies del Amazonas, del Paraná y del Orinoco encontramos en la actualidad grandes extensiones de sedimentaciones fluviales. En vastas regiones de Argentina afloran sedimentos de loess transportados por el viento y en algunas zonas de los Andes se encuentran sedimentos glaciales. Los tipos de sedimentos mencionados anteriormente se subdividen a su vez en tres grandes grupos: Sedimentos clásticos: surgen de la erosión y meteorización de fragmentos de rocas de granos de distintos tamaños Sedimentos químicos: surgen de las soluciones provenientes de las precipitaciones Sedimentos biogénicos: formados por restos orgánicos (de animales y plantas). Una característica básica de las rocas sedimentarias es la estratificación debida al cambio de las condiciones de sedimentación —lo que no hay que confundir con la foliación de las rocas metamórficas producida por la presión y la temperatura. . Las características distintivas de la composición de las rocas son: Tamaño de los granos,componentes petrográficos, densidad relativa, grado de solidificación, química y color.

1.2.2.3.1 Diagénesis y aglomerante El proceso que contribuye a la formación de rocas sedimentarias sólidas se llama diagénesis. Los espacios porosos se reducen y los granos se enmasillan unos con otros. En comparación con el metamorfismo, durante la diagénesis la materia, la estructura y la composición mineral no se transforman. Dicho proceso suele ocurrir rápidamente pero en algunos casos puede abarcar períodos geológicos completos. La diagénesis va acompañada de la disminución del volumen del espacio poroso. Las arenas recién depositadas tienen un volumen de porosidad que oscila entre un 40 y 50 %. Las a rcillas alcanzan incluso valores entre un 60 y 70 %. Cuando los sedimentos sueltos están superpuestos por otros estratos comienza una compactación creciente. En dicho proceso se exprime casi toda el agua y la remanente disuelve partículas de arcilla, SiO o de CaCO3 y las vuelve a conducir a otro lugar como aglomerante. En la diagénesis se forman, por ejemplo, la piedra caliza de las conchas, la lutita o arcilla esquistosa de la arcilla, la arenisca de la arena o el carbón fósil (lignito) de restos vegetales. Aglomerante: Los aglomerantes más frecuentes de los sedimentos clásticos son las partículas de arcilla, cuarzo (SiO), óxido de hierro y carbonato de calcio (CaC03). Parte de estos aglomerantes ya existen durante la sedimentación, otros, en cambio, son esponjados posteriormente y separados por el agua que circula en los poros de los sedimentos, o son producidos por la meteorización de los minerales depositados. La vulnerabilidad al desmoramiento o la permeabilidad de una roca sedimentaria está condicionada por la cantidad y el tipo de aglomerante.

1.2.2.3.2 Sedimentos clásticos

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Las rocas clásticas o detríticas se componen de fragmentos de minerales y rocas. Según el tamaño de los granos se clasifican en:

1.2.2.3.2.1 Más sobre las rocas clásticas

1.2.2.3.3 Sedimentos químicos Los sedimentos químicos resultan de las precipitaciones de aguas marinas y de lagos continentales. Éstos están clasificados en dos grandes grupos: rocas de precipitación y de evaporación. Las rocas de sedimentos químicos más importantes son:

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La calcita, la dolomita, el yeso, la anhidrita y las sales pertenecen a los sedimentos químicos. Éstos pueden tener un origen terrestre o marino y están formados por bancos de soluciones.

1.2.2.3.3.1 Carbonatos Los carbonatos están constituidos básicamente por piedra caliza (CaCo), y dolomita (CaMg[CO]), así como por siderita (FeCO), un mineral apreciado y difícil de encontrar. Los nombres de los carbonatos coinciden con los de los minerales de los cuales están compuestos. En vista de que ambos se forman conjuntamente, aparecen también como rocas mixtas (dolomita-calcita, calcita-dolomita, etc.). Los sedimentos de carbonatos afloran con frecuencia junto con los sedimentos clásticos de granos finos, sobre todo con sedimentos arcillosos. Esas rocas mixtas se denominan margas o arcillas calcáreas. El material de los carbonatos funge con frecuencia como relleno de poros y también como aglomerante para los sedimentos clásticos. La temperatura, la salinidad y la profundidad del agua son factores que condicionan la precipitación de los carbonatos. En las zonas próximas al ecuador, entre los 30° de latitud norte y los 30° de latitud sur, hay excelentes condiciones para la formación de calizas. Los organismos calcáreos, como los animales con esqueletos de sustancias carbonadas (moluscos y corales), habitan en áreas de aguas llanas, cálidas e iluminadas mientras que los foraminíferos planctónicos, por ejemplo, habitan en el fondo de los océanos y forman al perecer cienos de restos calcáreos con sus caparazones.

1.2.2.3.3.2 Rocas salinas Las rocas salinas son sedimentos químicos formados de minerales salinos solubles. Éstas cristalizan de aguas con elevadas participaciones de cationes (Na, Mg, Ca, K) y aniones (Cl, So). Las rocas salinas se forman no sólo en ambientes marinos sino también en tierra firme (por ejemplo: los salares del altiplano). Los minerales evaporitos [calcita, dolomita, anhidrita, yeso y kieserita (MgSO4 • H2O), halita (NaCl) y silvina(KCl)] se precipitan como residuos de evaporación en los lagos subtropicales continentales y en las bahías y en lagunas marítimas de los subtrópicos. La rocas evaporitas han formado amplias extensiones en la historia geológica de la tierra. Justamente en Latinoamérica existen algunas áreas en donde se encuentran en la actualidad formaciones de rocas salinas, como en los grandes salares de los Andes pero también en las marismas y en las bahías protegidas de los mares tropicales (por ejemplo, en el Caribe y en el Golfo de México). También existen yacimientos formados en períodos anteriores que son explotados parcialmente en la actualidad.

1.2.2.3.4 Sedimentos biogénicos Los sedimentos biogénicos son el resultado de procesos biológicos. Éstos se clasifican en: P>Sedimentos orgánicos compuestos de depósitos de sustancias animales (por ejemplo: escudo, calizas calcáreas ligeramente solidificadas) o de sustancias vegetales (por ejemplo: carbón fósil o lignito). Sedimentos organógenos compuestos de productos de procesos vivos (por ejemplo: arrecifes coralinos calcáreos). Sedimentos biogénicos compuestos de los principales elementos de los arrecifes (corales, esponjas, algas, briozoos, etc.), o, de conchas, residuos de esqueletos y de fragmentos de organismos. De ahí surgen los arrecifes calcáreos, las calizas conchíferas, entre otros. Otro grupo de sedimentos biogénicos son los de guijarros. El ejemplo más conocido es el pedernal o flint formado por ácido silícico amorfo. Estos sedimentos tienen, por una parte, un origen anorgánico como residuos de la descomposición de rocas contentivas de ácido silícico y, por otra parte, un origen orgánico de restos de esponjas y de erizos marinos. Los organismos extraen del agua marina el ácido silícico para formar su osamenta. En el transcurso de la historia de la Tierra se han formado con frecuencia pedernales y radiolaritas

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condicionados, sin embargo, por la presencia de los protozoos llamados radiolarios de caparazones silíceo. Los sedimentos orgánicos más importantes son carbón y petróleo. El carbón surge de la acumulación de fragmentos vegetales descompuestos de manera incompleta. La clasificación de los tipos de carbón está basada en el grado de transformación de los restos de plantas: Turba Carbón fósil o lignito (hasta aquí diagénesis) Hulla (a partir de aquí metamorfismo) Antracita. El proceso de carbonización se lleva a cabo bajo la cobertura de sedimentos. Los aumentos de presión y temperatura provocan la concentración de carbono orgánico y conducen hacia la disminución del contenido de agua, hidrocarburo y nitrógeno. El petróleo se produce mediante la formación biogénica de organismos planctónicos marinos. Dichos restos se hallan en entornos de putrefacción pobres en oxígeno. Se origina entonces un lodo pútrido llamado sapropel. El gas formado del fango descompuesto puede llegar a formar —en condiciones favorables— yacimientos de gas natural o escaparse en la atmósfera terrestre. A diferencia del carbón, cuyo yacimiento es siempre el lugar de formación, el petróleo y el gas natural son móviles. Con frecuencia la roca madre del petróleo no corresponde con la roca almacén, de la cual se extrae esta valiosa materia prima. No obstante, las regiones carboníferas están emparentadas con las de petróleo y las de gas natural. Las zonas carboníferas están ubicadas siempre en las depresiones próximas a las montañas y las petrolíferas a veces. Los yacimientos de carbón de Latinoamérica (por ejemplo: los de Colombia y Chile) proporcionan hulla proveniente de reservas de carbono. En Chile se registraron filones de carbón inclusive en la plataforma submarina hasta que se dejó de extraer esta materia prima. También los yacimientos petrolíferos de Latinoamérica (por ejemplo: los de México, Venezuela, Perú, Ecuador, Chile y Argentina) están relacionados en gran parte con la formación de las depresiones subandinas aunque algunos de ést os sean explotados en la actualidad fuera de estas áreas e incluso "off-shore" como es el caso de México y Argentina.

1.2.3 El ciclo de las rocas En la Tierra suceden muchos ciclos. Conocidos son el curso del sol y el ciclo de las aguas. También la formación, descomposición, transporte, depósito y neoformación de las rocas son etapas de un ciclo pues se sabe que la materia no se pierde. La imagen del "ciclo de las rocas" es muy fácil de retener. Quien lo haya entendido no sólo puede identificar gran parte de las rocas sino también comprende su génesis y puede hablar sobre las condiciones que han intervenido en la formación de las rocas y el relieve cuando sostenga una en sus manos.

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El estudio de la reproducción se comienza mejor en la superficie terrestre. Ahí afloran rocas de varios tipos, cuya descomposición (erosión) está condicionada por factores como el sol, la humedad, las heladas o los efectos químicos. En ese proceso la roca se descompone y el resultado son fragmentos grandes y pequeños capaces de ser transportados posteriormente. Medios para arrastrarlos son el agua (quebradas, ríos, corrientes marinas) o los glaciares que los transportarán montaña a bajo. La gravedad también funge como medio de transporte. El viento se encarga de los fragmentos más finos. Existe un lugar donde las fuerzas transportadoras ceden y el material se va depositando y sedimentando. Las conchas forman bancos, el cuarzo uno de arena, las plantas se descomponen, el material arcilloso forma un cuerpo compacto de arcilla y sin embargo naturalmente no consolidado. En otras palabras ha surgido un sedimento no consolidado. Cuando un nuevo material se deposita sobre este sedimento durante miles de años, el material no consolidado es sometido a presión y a elevadas temperaturas a causa del hundimiento. Es decir que comienza una diagénesis. De las conchas proviene la caliza, de la arena la arenisca, de la turba el carbón fósil o lignito, de la arcilla la lutita. La roca formada puede volver nuevamente a la superficie terrestre mediante otros procesos geológicos (como levantamientos o erosión) y el ciclo recomienza. Mas si el material tiende a continuar hundiéndose, es decir, si se deposita cada vez más material nuevo presionando el antiguo sedimento hacia abajo, la presión lateral puede ser tan fuerte que provoca procesos de plegamiento. Esos sucesos también pueden ser provocados por la tectónica de placas. Durante la diagénesis no cambia nada, pero por medio de los otros procesos los sedimentos horizontales se pliegan y pueden llegar también a la superficie de la Tierra en donde comienza nuevamente el proceso de meteorización, erosión y acumulación. Si los paquetes de sedimentos (plegados o no) continúan hundiéndose, la presión y la temperatura alcanzan los valores críticos dando inicio al metamorfismo. Entonces surge de la caliza el mármol, de la arenisca el cuarzo, de la lutita el gneis y del lignito la hulla. También las rocas metamórficas pueden volver a llegar a la superficie terrestre y el ciclo empieza otra vez. En el caso de que éstas no afloren y los paquetes de sedimentos continúan hundi éndose, finalmente se funden y comienza el proceso de anatexis. El magma surgido puede alcanzar la superficie de la Tierra sorpresiva y rápidamente dando paso a la formación de las rocas ígneas. Cuando el magma se enfría en la superficie surgen las rocas volcánicas o extrusivas y cuando éste se enfría lentamente y cristaliza, surgen las rocas plutónicas o intrusivas del tipo granito. Durante ese proceso de enfriamiento lento cristalizan primero los cristales pesados y posteriormente los más livianos. Dicho proceso es denominado, por lo tanto, "diferenciación de cristalización gravitativa". Cuando casi todos los minerales han cristalizado, algunos permanecen todavía unidos en los componentes acuosos y gaseosos del magma. En primer lugar el agua busca un canal para fluir y lo encuentra en los bancos y las grietas de la roca adyacente. En esa fase "hidrotermal" se forman, por consiguiente, los primeros filones minerales, y en la fase pegmatítica-neumatolítica se forman los últimos filones, cuando los gases calientes y cargados de minerales se enfrían rápidamente al entrar en contacto con la roca adyacente y los materiales que trae consigo cristalizan ahí —en parte incluso idiomorfícamente. De esta manera surgen la calcárea fluórica, barita, plata, oro y otros metales.

1.3 Geología regional La geología[1] regional es una rama de las ciencias geológicas que se ocupa de la configuración geológica de cada continente, país, región o de zonas determinadas de la Tierra. Véase también los mapas sobre los afloramientos de rocas en Latinoamérica del Precámbrico[2], Paleozoico[3], Cenozoico[4] . referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.1 [2] ver capitulo 1.1.1.1.1 [3] ver capitulo 1.1.1.2.4 [4] ver capitulo 1.1.1.4.4

1.3.1 Configuración geológica de Sudamérica Tres regiones caracterizan la configuración geológica de Sudamérica. Éstas constituyen además grandes unidades espaciales tectónicas y naturales. Dichas regiones son: los escudos antiguos, las elevadas montañas y las cuencas sedimentarias jóvenes. [1] La Cordillera de los Andes se eleva a lo largo de toda la costa del

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Pacífico. La cordillera se levanta y forma durante el Terciario por procesos tectónicos en el borde continental activo. Por lo tanto, la intensa actividad volcánica y los fuertes sismos caracterizan esta cadena montañosa. Al contrario de los Andes, las montañas centrales extra-andinas de Sudamérica son áreas de la corteza terrestre pasivas desde el punto de vista tectónico. Éstas surgieron en antiguas formaciones y son actualmente "cratónicas", es decir, no plegables. Son los escudos antiguos y restos de montañas precámbricas y también de la formación de montañas variscas. Ahí afloran rocas plutónicas o por lo general yacen capas finas de sedimentos mesozoicos y cenozoicos superpuestas sobre ellos. Finalmente hay que mencionar las cuencas sedimentarias recientes, depresiones que deben su nombre a sus tributarios principales, por ejemplo, la cuenca sedimentaria del Orinoco, la del Amazonas y el sistema de la Plata, este último con el Paraguay y el Paraná y algunas cuencas secundarias que en el clima seco del norte de Argentina no pueden drenar y otras que forman grandes ciénagas como el Pantanal. La cifra "3" es un excelente método mnemónico porque estas tres grandes zonas se dividen a su vez en tres subunidades que también se diferencian desde el punto de vista geológico, morfo lógico y natural. De ahí los tres grandes complejos de los Andes (Andes del norte, del centro y del sur), las cuencas sedimentarias (Orinoco, Amazonas, La Plata) y los Escudos (el de Guayana, el de Brasil y el de La Patagonia). Los sofistas se atreverían a ir más lejos y volverían a subdividir estos complejos en otras tres subunidades. Sin embargo, nosotros no tenemos el afán de apoyar vicios subclasificadores. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo

1.3.1.1 El basamento precámbrico Los cratones de la Sudamérica extra-andina son partes de la corteza terrestre pasivas desde el punto de vista tectónico. Su estructura interna ha permanecido intacta desde aproximadamente 500 millones de años. Estos cratones han surgido durante las primeras orogenias[1] de la historia geológica de la Tierra, período durante el cual se deformaron y se metamorfizaron varias veces. Desde ese entonces los cratones sólo se han fragmentado por las formaciones de fallas o han sido afectados por movimientos epirogénicos de gran envergadura que producido los diferentes pisos altitudinales. Ya en el Arcaico superior deberían haberse constituido entre un 60 y un 85 % de las rocas que afloran en la actualidad. En los cratones arcaicos se hallan también las rocas más antiguas del continente cuya edad se remonta hasta 3,8 millardos de años en Venezuela. En comparación con otras regiones del mundo, es difícil de hacer estudios petrográficos del precámbrico en Latinoamérica. La vegetación de bosques primarios, la meteorización profunda y los terrenos inaccesibles son factores que impiden los estudios cartográficos exactos y las mediciones estadísticas precisas. En las siguientes zonas existen en la actualidad cratones que se pueden diferenciar claramente desde el punto de vista de su desarrollo: El Cratón de Guayana localizado entre el Orinoco en la zona septentrional y el Amazonas en la meridional. Este Cratón se estabiliza hacia 1,8 millardos de años atrás. Las formaciones se extienden de occidente a oriente. El Cratón de Brasil, conocido como "Escudo brasileño" se extiende de norte a sur y se estabiliza al final del Precámbrico. Una pequeña parte de este cratón se encuentra bordeando el río de la Plata. El Cratón Río de la Plata, considerado como parte del brasileño, tiene aproximadamente 2,1 millardos de años y está influido por sólo ciclos proterozoicos recientes. El Basamento precámbrico de Argentina, llamado comúnmente "Escudo patagónico", aunque una parte de La Sierra Pampeana pertenezca también a la edad precámbrica.

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Los Cratones están cubiertos en la mayoría de los casos por sedimentos de reciente data. Las enormes mesetas triásicas de basalto del sur de Brasil y Uruguay y del norte de Argentina son rocas volcánicas superpuestas sobre rocas plutónicas antiguas. Sedimentos continentales del Paleozoico hasta del Mesozoico yacen también encima del Escudo guayanés y series marinas del cretácico propagadas en muchos lugares afloran en algunas partes del Escudo patagónico. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.1

1.3.1.1.1 El Cratón de Guayana [1] El Cratón de Guayana[2] es el basamento precámbrico más grande de Sudamérica. Guayana francesa, Surinam, Guyana, Brasil, Venezuela y Colombia se encuentran parcialmente en este territorio. Desde el punto de vista geológico, el Cratón de Guayana forma una unidad o escudo precámbrico de 4,5 millones de km² junto con el Cratón del Guaporé de Brasil. El verdadero Cratón de Guayana al norte del Amazonas[3] se consolidó en el Proterozoico superior y las orogenias más recientes no lograron modificarlo, como por ejemplo, los sucesos termodinámicos más significativos ocurridos en Brasil en el período entre 1.900 y 550 millones de años. La avanzada edad radiométrica del complejo Imataca-Supamo indica que este basamento es el más antiguo del continente Sudaméricano. Cuatro eventos termodinámicos del Precámbrico han sido decisivos para la fisonomía actual de las formaciones rocosas de este espacio. Éstos son: Guriense Pre-transamazónico Transamazónico Parguazense

3,4 – 2,7 millardos de años 2,4 -2,1 millardos de años 2,1 -1,7 millardos de años 1,6 -1,4 millardos de años

referencias en este capitulo: [1] ver capitulo [2] ver capitulo 2.2.4 [3] ver capitulo 1.3.1.2.1.1

1.3.1.1.1.1 Guirense Guriense: 3400 – 2700 millardos de años El zócalo arcaico más antiguo del continente pertenece a esta era. Éste se localiza entre los 8° y 6° de latitud norte al sur del río Orinoco y se extiende en dirección WSW a ENE. Este basamento se constituye de rocas metamórficas[1] muy alteradas y fuertemente plegadas, como: granulitas, gneises graníticos, anfibolitas y migmatitas. Dichas rocas se formaron entre 3.400 y 3.100 millones de años atrás y toda la formación se denomina complejo Imataca - Supamo. Los tectoalineamientos claros separan al complejo de las unidades del Arcaico inferior. En las series basales yacen también itabiritas[2] en una superficie de unos 800 km de largo por unos 150 km de ancho. Se estima que en esa región están atesorados alrededor de 4 millardos de toneladas de hierro, lo que significa la concentración de metales más grande de Sudamérica. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.2 [2] ver capitulo 1.3.1.4.1.1

1.3.1.1.1.2 Pre-transamazónico Pre-transamazónico: 2,4 – 2,1 millardos de años Se presume que la formación Guriense sufrió una metamorfosis[1] y se plegó durante el estadio Pre-transamazónico. Dentro de ese ciclo las magmáticas básicas y ultrabásicas fueron intrusionadas y extrusionadas debido a la alteración por contacto que produjo las series de itabirita que a su vez formaron los bloques macizos ricos en hierro. El evento pre-transamazónico, además, se caracterizó por el metamorfismo regional en las series de facies esquistos verdes a anfibolita a través del cual se formó un cinturón de rocas

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verdes. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.2

1.3.1.1.1.3 Transamazónico Transamazónico: 2,1 -1,7 millardos de años El Transamazónico es la última fase orogénica de gran magnitud y forma las estructuras en sentido oeste - este que se extiende desde Venezuela hasta la Guayana francesa sobre 1.000 km. Por e se motivo se diferencian claramente del Escudo brasileño en donde predomina un rumbo NNE – SSW y N–S. También durante el Transamazónico se resquebrajó el bloque arcaico de Imataca. Entre 2.100 y 1.900 millones de año intrusionaron granitos y otras rocas plutónicas en el bloque arcaico. Hace aproximadamente 1.950 millones de años ocurrió una fase magmática que dejó como producto, además de granitos alcalinos, una gran cantidad de ignimbritas de composición riolíticas a riodacíticas.

1.3.1.1.1.4 Formación Roraima Después del evento transamazónico se depositaron sedimentos[1] molásicos continentales y rocas volcánicas[2] en cuencas individuales del "área erosionada del Pre-Roraima" de la era arcaica luego de una larga fase de levantamiento y erosión. A esa serie se denomina Formación Roraima. Se estima que su extensión original abarcó unos 1.200.000 km² con un espesor que oscilaba entre los 800 y 2.400 met ros. La superficie erosionada se produjo entre 2 y 1,8 millardos de años atrás. Por ejemplo, la Formación Roraima constituida hace 1,7 millardos de años. Característico de esta formación son las imponentes mesetas y los altiplanos rodeados de paredes escarpadas. El Monte Roraima (2.810 m.) es la montaña más alta del Cratón de Guayana. Los sedimentos de la Formación Roraima se quebraron mediante un volcanismo intenso compuesto de filones básicos y de un conjunto superior (o techo) de gabro, norita, dolerita y basalto. Estas rocas afloran sobre todo en la parte superior de la Formación Roraima. El leve grado de metamorfismo y de transformación de este complejo son caracteristicas que le dan una importancia especial a la Formación Roraima. Eso es un testimonio de que la zona más grande del Escudo guayanés permaneció estable desde el surgimiento de la Formación Roraima. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.3 [2] ver capitulo 1.2.2.1

1.3.1.1.1.5 Parguazense Parguazense: 1,6 -1,4 millardos de años El acontecimiento Parguazense estuvo marcado sobre todo por intrusiones graníticas. Los tamaños de los granitos alcalinos del tipo rapakivi difieren: van desde las rocas pequeñas hasta las batolitas voluminosas y se desarrollaron sobre todo al oeste del Cratón de Guayana, en la frontera con Colombia.

1.3.1.1.2 El Escudo brasileño El Escudo brasileño se caracteriza, al igual que el Cratón de Guayana, por los diferentes zócalos arcaicos[1] que han sido transformados por medio de metamorfismos intensos durante el Proterozoico. Por esa razón, en el Escudo brasileño es raro encontrar rocas con más de 3 millardos de años, en comparación con el Cratón de Guayana[2] donde abundan rocas de esa edad. Simultáneamente, la serie de plegamientos del Precámbrico inferior y medio se adhirieron a los núcleos antiguos. El resultado de dichos procesos fue la formación de una masa continental gigantesca consolidada hace unos 550 millones de años. Ésta representó en el Paleozoico[3] la región occidental de Gondwana, lo que en la actualidad es el área más extensa de la Sudamérica extra-andina. En la génesis del Escudo brasileño se pueden clasificar varios eventos termodinámicos: Guriense Guriense Jequié Transamazónico

3000 -2700 millones de años 3000 – 2700 Mio. Jahre 2700 -2600 millones de años 2000 -1700 millones de años

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Parguazense Espinhaço Rondoniano Brasiliano

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1500 -1500 millones de años 1300 -1000 millones de años 1300 -1000 millones de años 700 -450 millones de años

referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.1.1.1 [2] ver capitulo 1.3.1.1.1 [3] ver capitulo 1.1.1.2

1.3.1.1.2.1 Guriense y Jequié Guriense 3000 -2700 millones de años En la actualidad es difícil encontrar en la superficie de las montañas sus zonas más antiguas . Dichas zonas forman, por un lado, el fundamento para series de rocas jóvenes y, por otro lado, están altamente metamorfizadas. El complejo arcaico está compuesto principalmente por tonalita, granito-gneis y amfibolitas. Este sustrato está flanqueado por un cinturón de rocas verdes. Encima de los componentes más antiguos yacen sobre todo basalto, sedimento químico como esquistos silíceos, carbonatos y pelita que contienen frecuentemente rocas volcánicas intermedias. Jequié 2700 - 2600 millones de años En ese período se estabilizó el Cratón brasileño. Las zonas más antiguas de tierra firme sufrieron un metamorfismo en la facies de granulito (anfibolita, esquisto verde). De dicho proceso resultaron los granulitos ácidos y las peridotitas.

1.3.1.1.2.2 Transamazónico y Parguazense El Transamazónico es el estadio orogénico más importante. A lo largo de ese período todas las series antiguas se deformaron y sufrieron intensos metamorfismos. Hasta la orogenia brasiliana se formaron cinturones de plegamientos jóvenes en donde podría haber probablemente rocas arcaicas. Durant e el Transamazónico se depositaron otros sedimentos (por ejemplo: sedimentos de lagos llanos) sobre la corteza estable. En muchas áreas se encuentran rocas volcánicas máficas intrusionadas y extrusionadas. Continúa un aumento general de la concentración de isotopos y otros metamorfismos en las series de la facies esquistos verde y de amfibolita (formación de un cinturón de rocas verdes). A continuación, las diferencias de las tres unidades más grandes de una serie cuyo espesor se estima en unos 6.000 metros soportada por un complejo de granito-gneis arcaico.

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Una unidad meta-volcánica sobre todo con rocas básicas, pero también ácidas (esquisto clorítico, basaltos, esquistos verdes,anfibolita, entre otras). Una unidad metasedimentaria de depósito químico (esquistos cuárcicos, filitas) Una unidad clástica (grauvaca metamórfica, arenisca; actualmente: esquisto micáceo, cuarcita, metaconglomerados) Parguazense 1500 -1700 millones de años Poco se sabe sobre el Parguazense. Lo más característico de este estadio ha sido la formación de plataforma y el depósito de psamitas y pelitas continentales y marinas en una facies geosinclinal. El período de erosión y sedimentación del material estuvo acompañado parcialmente por un intenso volcanismo ácido e intermedio.

1.3.1.1.2.3 Espinhaço y Rondoniano Espinhaço 1.300-1.000 millones de años Rondoniano 1.300 – 1.000 millones de años Los productos de esas unidades jóvenes de la orogenia joven se han anexado al b asamento antiguo y lo han reemplazado. La Sierra del Espinhaço, un sistema montañoso de 1.200 km de largo extendido de norte a sur, se localiza en el margen oriental del Cratón de San Francisco en el este de Brasil. Dicho sistema está compuesto de material precámbrico medio e inferior. En la actualidad esa sierra proterozoica es una planicie cuya altura oscila entre los 1.200 y 1.400 metros. Esta llanura está formada sobre todo por cuarcitas, filitas y conglomerados básicos interfoliados con itabiritas y sedimentos pelíticos. Durante la orogenia tuvo lugar nuevamente un metamorfismo intenso de las rocas antiguas que trajo como resultado una intrusión de granitos sintectónicos.

1.3.1.1.2.4 Brasiliano - Fanerozoico Brasiliano 700 – 450 millones de años y Fanerozoico La consolidación definitiva del Escudo brasileño ocurre aproximadamente hace 550 millones de años después del evento orogénico en cuestión. Durante la orogenia se produce nuevamente un metamorfismo extremado en la facies de esquistos verdes y de amfibolita. Luego del proceso orogénico intrusionan granitos y finalmente ocurre una intensa fracturación téctónica. Hace aproximadamente 450 millones de años se desarrollaron amplias cuencas intercratónicas que se rellenaron con sedimentos continentales y marinos. En una fase de fracturación tectónica durante el Mesozoico se produjeron enormes mantos de basalto (Paraná). Las grandes cuencas surgieron en el borde continental durante el Cenozoico. En las áreas en donde se depositaron los sedimentos clásticos comienzó la laterización del subsuelo.

1.3.1.1.2.5 Cratón Río de la Plata Dos ciclos orogénicos han sido los principales responsables del origen de este cratón relativamente pequeño ubicado en el sur de Uruguay. El ciclo más antiguo podría compararse con el Transamazónico (2.170 - 1.930 millones de años). La formación surgida de ese evento yace en su mayor parte debajo de las capas de Gondwana y existe muy poca información acerca de su constitución. Sin embargo, se sabe que las principales rocas determinantes son migmatitas, gneises y pegmatitas, cuyos granitos sinorogénicos y portorogénicos están intercalados entre ellas. El ciclo más joven se podría equiparar con el Brasiliano (aproximadamente hace 900 hasta 519 millones de años). Primeramente se producen lavas básicas que yacen en la actualidad como equistos verdes metamorfizados. Continúa una serie posterior conformada de migmatitas y gneises cuya edad oscila entre 670 y 610 millones de años. En el período (550 hasta 510 millones de años) intrusionan granitos sinorogénicos y granodioritas con filones de gabros intercalados. Posteriormente ocurre un ciclo sedimentario y se forman depósitos molásicos, granitos postorogénicos y por último mica-esquistos, entre otros. Con ese último proceso se consolidan definitivamente las áreas del escudo, es decir, intrusiones ni plegamientos continuarán afectando el desarrollo del Cratón Río de la Plata. Sigue posteriormente un largo período de erosión y una fracturación tectónica intensa. En los bordes del cratón se forman amplias depresiones en las que se sedimentan gruesas series continentales clásticas. Típicas rocas de estas series son las ígneas riolitas y andesitas, unas vólcanicas localizadas desde Río Grande del Sur en la región del Paraná hasta Bahía y Uruguay.

1.3.1.1.3 El Escudo patagónico

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El basamento lo constituyen rocas antiguas de la meseta patagónica[1], tal como ocurre en otras zonas de fundamento precámbrico. No obstante, en la actualidad es raro encontrar dichas rocas en la superficie. El zócalo esta cubierto por rocas ígneas de estructura porfírica sedimentos del Mesozoico inferior con basalto intercalado. Juntos forman el típico relieve de la Patagonia: el paisaje de mesetas[3]. Extensas mesetas resaltan en la superficie cruzada por ríos de lecho amplio con vertientes escarpadas. La meseta patagónica termina abruptamente en las costas acantiladas del Atlántico ricas en bahías. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.1.1.1 [2] ver capitulo 1.2.2.1 [3] ver capitulo 2.2.4

1.3.1.2 La configuración superior sedimentaria Las Llanuras de Sudamérica se suelen clasificar en tres sistemas: la llanura del Orinoco, la llanura del Amazonas y la llanura de la Plata, conocida también como la cuenca del Paraná. Desde el punto de vista geológico estos relieves se pueden clasificar a su vez en tres subunidades diferentes: Cuencas epicontinentales como espacios de subsistencia de las plataformas continentales. A éstas pertenecen la cuenca del Amazonas, del Paraná y del Paranaíba. Cuencas cretácicas de la costa de Brasil y Argentinacomo restos de una rotura de un borde continental y las Llanuras como auténticas planicies aluviales ("Llanos"), entre las que cuentan los llanos del Orinoco y la Llanura Chaco-pampeana. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 2.2.3 [2] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.3 [3] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.1 [4] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.2

1.3.1.2.1 Cuencas epicontinentales [1] Sobre la plataforma sudamericana consolidada a finales del Precámbrico [2] se formaron durante el Paleozoico extensas cuencas. Estas estructuras pueden ser denominadas sineclisas[3] basándose en el modelo las mesetas rusas. Los bordes de las amplias depresiones son extremadamente llanos. Los sedimentos que rellenan las zonas profundas alcanzan varios miles de metros de espesor y no fueron afectados por deformaciones posteriores. En Sudamérica se han desarrollado tres sineclisas: La cuenca del Amazonas 1.250.000 km² La cuenca Parnaíba-Marañón 650.000 km² La cuenca del Paraná 1.200.000 km² referencias en este capitulo: [1] ver capitulo [2] ver capitulo 1.1.1 [3] ver capitulo 1.2.1.1

1.3.1.2.1.1 La cuenca del Amazonas La cuenca del Amazonas[1] mide 3.500 km en su extensión O-E y su ancho oscila entre 300 y 1.000 km. Una gran parte de esta cuenca está tapizada por la selva pluvial tropical y es surcada por el río Amazonas. La inclinación del relieve dentro de la cuenca es relativamente baja, sólo en el corte occidental se alcanzan elevaciones sobre los 200 metros. En un recorrido de más de 3.500 km, desde la ciudad peruana de Iquitos hasta la de sembocadura, el Amazonas desciende sólo 100 metros. La cueca puede dividirse en tres secciones:

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La parte superior de la cuenca está limitada (al oeste) por Los Andes y llega hasta la confluencia de los ríos Negro y Solimões en Manaus. Esa zona sólo perteneció transitoriamente en el carbónico superior a un espacio de sedimentación paleozóica de la cuenca amazónica. La sección media de la cuenca comprende desde Manaus hasta la desembocadura del río Xingú. Ahí la llanura disminuye y es acosada por series paleozóicas en el norte y el sur. En esta zona todos los afluentes descargan sus caudalosos torrentes desde elevadas alturas con relativa rapidez en la cuenca del Amazonas, generalmente como raudales o cascadas. La sección baja de la cuenca es la misma desembocadura del Amazonas. La cuenca se abre hacia un inmenso estuario y el Amazonas se divide en varios ramales que bordean la isla Marajó. Desde un punto de vista estructural, la cuenca se divide en tres arcos (o elevaciones) dispuestos transversalmente y surgidos en el Paleozoico: El Arco de Iquitos pasa por la ciudad de Iquitos en el este y separa la subcuenca Acre del curso superior. Cerca de Manaus el Arco Perú es el límite de la sección superior y media de la cuenca del Amazonas y se halla cerca de la desembocadura del río Perú en el Solimões. El Arco Gurupá que pasa al este de la desembocadura del río Xingú separa la sección media de la zona de la ría.

Los Arcos están compuestos de material del zócalo cristalino y han experimentado desde el Paleozoico[2] diferentes fases de elevaciones, procesos que han determinado la sedimentación y erosión de cada subcuenca. Los sedimentos[3] han sufrido pocas deformaciones y metamorfismos[4], exceptuando algunas zonas de la sección superior de la cuenca. Fallas tectónicas atraviesan la sección media y su estructura es de tipo graben. A pesar del depósito de enormes evaporitas en el Pérmico no se han producido tipos de tectónicas salinas. Otra peculiaridad del sistema del Amazonas: hasta el Terciario[5] superior la cuenca drenaba hacia el Pacífico al oeste del Arco de Iquitos. Apenas en el Mioceno —hace unos 12 millones de añ os— el río Amazonas invierte su curso con el levantamiento de los Andes.

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referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.1.1 [2] ver capitulo 1.1.1.2 [3] ver capitulo 1.2.2.3 [4] ver capitulo 1.2.2.2 [5] ver capitulo 1.1.1.4

1.3.1.2.1.2 La cuenca Parnaíba-Marañón Desde un punto de vista netamente morfológico, la cuenca Parnaíba-Marañón es una meseta de unos 600 msnm surcada por incontables ríos. Igual que la cuenca del Amazonas, la Parnaíba-Marañón se hunde desde el Paleozoico[1]. Al cabo de una larga fase erosiva durante el Precámbrico afonda el zócalo cristalino originado desde el Silúrico. La cuenca principal contiene sedimentos cuyo espesor es de unos 3.000 m y éstos llegan a los 9.000 m. hasta São Luis en la costa atlántica. Sedimentos[2] litorales y neríticos del Paleozoico inferior se desarrollan en la base. Luego prosiguen sedimentos compuestos de arenisca, conglomerados y pelitas cuyo espesor se estima en unos 700 metros. El Devónico se caracteriza por un desarrollo sumamente cambiante. En el Devónico inferior predominan las areniscas y las margas. En el Devónico medio ocurre una regresión con depositos deltaicos de escaso espesor. Durante el Devónico superior, nuevas transgresiones producen margas bituminosas. Durante el Carbónico y Pérmico se depositan series terrestres (psamitas y pelitas fluviales, sedimentos lacustres, capas finas de carbón) y calizas de poco espesor como consecuencia de una ingresión del mar. Finalmente, en el Pérmico inferior surgen series continentales de areniscas, carbonatos, evaporitas, que presentan gran similitud con las del Amazonas. Durante el Triásico superior ocurre un largo período de erosión y levantamiento interrumpido por sedimentación límnica, marga, arenisca y a través del flujo de basaltos. El basalto forma amplias cubiertas durante el Cretácico inferior y rellena numerosos filones rodeados con frecuencia de sedimentos eólicos. A lo largo del Cretácico se forma una cuenca llana que se rellena con sedimentos marinos (carbonados, yeso). La serie de sedimentos termina con areniscas, pelitas lacustres y facies fluviales. Los sedimentos más jóvenes son depositados por el sistema fluvial. La cuenca está rodeada por rocas del arcaico o del proterozoico. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.1.1 [2] ver capitulo 1.2.2.3

1.3.1.2.1.3 La Cuenca del Paraná [1] La mayor superficie de la cuenca del Paraná[2] se encuentra en Brasil, aunque ésta se extienda también hacia el occidente sobre Paraguay y hacia el sur sobre Uruguay y Argentina, regiones en donde se encuentran las zonas más altas de la cuenca. Desde el Silúrico esta cuenca existe como una enorme sineclisa sobre la plataforma sudamericana. Desde entonces, su forma y tamaño se ha modificado constantemente. La estructura interna de la cuenca está compuesta por series de sedimentos marino-lacustres y continentales que pueden alcanzar un espesor de aproximadamente 2.000 metros y por basaltos cuyo espesor sobrepasa los 1.500 metros. En las zonas más hondas el basamento excede los 5.000 metros de profundidad.

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referencias en este capitulo: [1] ver capitulo [2] ver capitulo 2.2.4

1.3.1.2.2 Llanuras ("Los Llanos") Entre los Andes en el occidente y las montañas antiguas en el sur se extiende un área de gran tamaño determinada por sedimentos jóvenes[1], es decir, por material del Pleistoceno y del Holigoceno. Estas amplias llanuras se encuentran claramente delante de las vertientes andinas y la energía de su relieve es baja. El área conocida comúnmente como llanos se extiende desde Venezuela (sobre la cuenca del Amazonas[2], la llanura del río Beni, el Gran Chaco boliviano, paraguayo y argentino) hasta las planicies de la Pampa húmeda y seca de Argentina limitadas por las mesetas patagónicas. A lo largo de esa enorme extensión N-S cambia también el clima, el suelo y el tapiz vegetal[3] notablemente. La configuración geológica de los Llanos ha sido investigada con exactitud sólo en aquellas regiones en donde se presume la existencia de yacimientos petrolíferos. La cobertura pleistocena y holigocena de la superficie se diferencia en cuanto a espesor y génesis. En Venezuela, por ejemplo, el paquete de sedimentos tiene un espesor que oscila entre 50 y 500 metros, mientras que en Bolivia éste alcanza hasta 800 metros. Las rocas más importantes son las areniscas y las cenizas de volcán; el loess (limo de origen eólico) es de suma importancia especialmente en Argentina. Otras rocas relevantes son las calizas de agua dulce (sinter) y los sedimentos salinos y arcilla. La actividad erosiva en esta región es baja gracias a los moderados desniveles del relieve y a la reciente tendencia a la acumulación. Las áreas más grandes son los Llanos del Orinoco y la enorme llanura del Gran Chaco y de la Pampa argentina. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.1.1.4 [2] ver capitulo 1.3.1.2.1.1 [3] ver capitulo 5.4

1.3.1.2.2.1 Llanos de Orinoco La llanura ubicada entre la Cordillera Caribe[1] en el norte, los Andes[2] en el oeste y el Escudo guayanés[3] en el sur, tiene una extensión de 260. 000 km². También Colombia y Brasil se encuentran parcialmente en esta planicie. Los afluentes más importantes del río Orinoco[4] están en contacto con la cuenca hidrográfica del Amazonas en el sur, mediante intercepciones fluviales. El Orinoco se nutre de las aguas de los ríos llaneros Guayabero, Meta y Apure en su recorrido hacia el Atlántico. A partir del punto de confluencia con el río Apure, el Orinoco fluye en el borde sur de los llanos. El Arco de El Baúl, de sólo 20 km de ancho y 512 metros de alto, separa la cuenca en una sección occidental y una oriental. Esta última incluye la desembocadura del río Orinoco. De todas las cuencas de Sudamérica, la del Orinoco es la que ha sido mejor estudiada por su importancia petrolífera. Los resultados de estos estudios son realmente impresionantes: El paquete de sedimentación continental de la cuenca depositado durante el Cret ácico y Terciario alcanza espesores que oscilan entre 10.000 y 12.000 metros. En el norte, en dirección hacia la Cordillera Caribe, las series están levemente deformadas y en parte desplazadas, mientras que en el sur no han sido perturbadas, pero sí atravesadas por fallas. Esta llanura es una cuenca molásica comparable con la región prealpina austriaca-bávara. Durante el Cretácico se depositaron sobre todo sedimentos carbonados como arrecifes calcáreos, caliza pelágica y margas. Además se sedimentaron series de facies continentales y clásticas. La Cordillera Caribe y el Escudo guayanés se elevaron durante el período de transición Cretácico-Triásico. La superficie cretácica-paleocénica se erosionó hasta que una importante fase de transgresión produjo secuencias

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de series de facies durante el Eoceno-Oligoceno. Se sedimentaron gruesas series de facies marina, lacustre y fluvial, en conjunto con series continentales (areniscas, pelitas, dolomitas y material terrígeno proveniente de la erosión del área de los macizos circundantes). El Arco de El Baúl compuesto de series paleozoicas, existe desde el Cretácico e impide desde el Oligoceno que las aguas del mar penetren hacia el occidente. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.3.1.3.7 [2] ver capitulo 1.3.1.3 [3] ver capitulo 1.3.1.1.1 [4] ver capitulo 3.2.1.1.1.1.3

1.3.1.2.2.2 Llanura Chaco-Pampeana Esta enorme llanura extendida de N-S (de los 16° de latitud sur a los 40° de latitud sur) abarca en sus 2.000 kilometros parte de Bolivia, Paraguay y del río Negro en Argentina, una corriente que la separa de la meseta patagónica. En el oriente la llanura Chaco-Pampeana se extiende hasta la costa atlántica donde se une con la cuenca del Paraná. En el occidente las sierras subandinas forman las fronteras junto con las Sierras Pampeanas que sobresalen como islas en la amplia llanura. Las capas próximas a la superficie están constituidas principalmente por rocas aluviales, como sedimentos fluviales, sedimentos de agua dulce y por rocas salinas planas. Las amplias áreas loésicas en el centro de la cuenca son de gran importancia. Desde el Paleozoico todo el espacio de basamento precámbrico está marcado por cuencas y terraplenes. El espesor del material de edad paleozoica sobrepasa los 1.000 metros. Los sedimentos triásicos y jurásicos tienen, por el contrario, un espesor menor. Durante el Jurásico, un período en el que comienza la desintegración de Gondwana, se forman varias subcuencas del sustrato paleozoico afectado por movimientos tectónicos. Dichas cuencas se rellenan posteriormente con gruesos sedimentos cretácicos y cenozoicos. Los espesores de las series continentales del Triásico y Terciario oscilan entre 3.000 m ( al oeste del río Paraná) y 5.000 m (en la frontera entre Bolivia y Argentina).

1.3.1.2.3 Cuencas cretácicas de Brasil Entre el Ecuador y Pelotas, una ciudad al sur de Brasil, se hallan cuencas periféricas en un supercontiente disgregado a partir del Jurásico [1]superior hasta el Cretácico[2] Randbecken an einem auseinanderbrechenden Superkontinent gebildet. IEn el área entre Pelotas y Recife resalta con claridad una tectónica extensional. Los tectoalineamientos y las estructuras de las fallas pasan paralelamente hacia el sustrato precámbrico. El relleno de las zonas hundidas permite reconocer tres series de sedimentos: En el depósito horizontal[3] se encuentra una serie clástica no marina Las evaporitas caracterizan el área central En los rellenos suspendidos[4] se mezclan paulatinamente series marinoparálicas que forman sedimentos clásticos. Más al norte se han desarrollado estructuras complejas originadas igualmente por mecanismos de expansión de la corteza continental. También los procesos de compresión han afectado dicha área hasta el Cretácico superior. Surgen entonces fallas profundas con un desplazamiento vertical que alcanza hasta 5 km. Las fallas de borde son independientes de las líneas costeras y de las estructuras precámbricas antiguas. El resultado ha sido un sinnúmero de subcuencas que son clasificadas a su vez en estructuras tectónicas individuales lo que dificulta una diferenciación estratigráfica. En comparación con la sección sur, en la norte no se encuentran depósitos evaporíticos. El espesor de los sedimentos del Mesozoico inferior y del Cenozoico es enorme: los sedimentos de la Sergipe-Alagoas —una cuenca de formación compleja marcada por las estructuras de Horst y Graben localizada al sur de Recife— alcanza 8.000 metros y en la plataforma continental de la desembocadura del Amazonas se estima que tengan grosores de unos 10.000 metros. Con la separación de los continentes en el Cretácico inferior y en el período de transición hacia el Terciario penetran mantos y filones de basalto en las cuencas cretácicas. Detalle importante: A pesar de la fuerte tendencia al hundimiento de las subcuencas en el Cretácico inferior, se han encontrado exclusivamente depósitos de material de agua dulce —un testimonio de que para esa época el sur del Atlántico no estaba completamente abierto. La entrada del agua marina en la hendidura sud americana comienza a finales del Cretácico. Estudios estratigráficos han comprobado que el área al norte de Recife ha estado unida a África por un tiempo más prolongado, mientras que más al sur el bloque brasileño se separaba de dicho continente con rumbo a occidente.

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referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.1.1 [2] ver capitulo 1.1.1 [3] ver capitulo 1.2.2.3 [4] ver capitulo 1.2.2.3

1.3.1.2.4 Cuencas cretácicas de Argentina A lo largo del borde continental de Argentina se han formado, como en Brasil, algunas cuencas cuya estructura interna abarca también la plataforma continental. En vista de que muchas de estas cuencas atesoran petróleo, han sido estudiadas con exactitud a través de mediciones geofísicas y perforaciones. Basaltos de la formación Serra Geral (basaltos de la cuenca del Paraná[1]) constituyen la base de estas cuencas. Éstos acompañaron el proceso de separación de la masa continental sudamericana de la africana junto con una dinámica de eventos tectónicos que provocaron el hundimiento en s ubcuencas tipo graben. En el Cretácico inferior dominaban sedimentos continentales y lacustres, mientras que durante el Cretácico superior se depositaron sedimentos marinos. Los depósitos mesozoicos son parcialmente significativos. Sobre la superficie se encuentran sobre todo basaltos jurásicos y sedimientos de edad cretácica y es raro encontrar rocas antiguas del basamento. El resto está formado por sedimentos del Cenozoico. La cuenca del río Salado tiene por lo mínimo 3.500 m de profundidad. Perforaciones hechas en el área del río Colorado penetrando hasta 4.500 m. no han logrado llegar al zócalo. Mediciones sísmicas han registrado un espesor del cuerpo sedimentario de 7.000 metros. Las series de facies de esta cuenca tienen gran similitud con las encontradas en las costas brasileñas. La faja petrolífera del Golfo de San Jorge en Comodoro Rivadavia, una cuenca que se extiende hasta el área preandina, alcanza profundidades parecidas a la del río Colorado. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.3

1.3.1.3 Los Andes - una breve visión general Los Andes y las cordilleras centroamericanas abarcan una extensión de norte a sur que fluctúa entre los 7.500 y 9.000 km a lo largo de Latinoamérica, lo que las convierten en las cadenas

montañosas más largas del mundo. Si a éstas se les suman las sierras norteamericanas, todo el sistema alcanza una extensión de 15.000 kilometros. En comparación con los basamentos precámbricos de la Sudamérica extra-andina, los Andes son sin excepción la región de la Tierra de mayor actividad tectónica. La dinámica de los grandes sistemas de placas[1] de la Tierra es responsable de la génesis de los Andes. Las "ligeras" cortezas oceánicas del Pacífico oriental subducen continuamente por debajo de la placa continental sudamericana relativamente estable con sus escudos antiguos. Parte de estos escudos han sido incluidos en la formación de los Andes. El Aconcagua es la montaña más alta de los Andes (6.959 msnm) y los volcanes dominan el rostro de esta gran cordillera (por ejemplo el Chimborazo en Ecuador) La placa del Pacífico oriental se desplaza por debajo del continente americano en la zona de subducción. En la topografía se reconoce una fosa oceánica cuya profundidad sobrepasa los 6.000 m etros. Este graben que se extiende desde Chile hasta México forma un talud continental empinado en la costa occidental de Latinoamérica. [2]

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Los Andes vistos en un mapa morfológico y estructural de gran escala dan la impresión de que formaran una unidad, no obstante, al contemplarlos detenidamente muestran una imagen muy diferente. A grosso modo, la cordillera está formada por cadenas individuales que se extienden en sentido norte-sur. En la zona central los Andes toman una trayectoria hacia el occidente. Una de las razones que explica dicha tendencia es un espolón (sporn) amplio del Escudo brasileño. Bloques de corteza hundidos por procesos tectónicos separan cada cadena de montañas yuxtapuestas y han sido rellenandos con sedimentos recientes. Los Andes se dividen en tres grandes áreas. Los Andes septentrionales se extienden desde la Cordillera de Mérida en Venezuela hasta el nudo montañoso de Pasto en la frontera colombo-ecuatoriana. Los Andes centrales se extienden desde el nudo de Pasto hasta aproximadamente Llullaillaco al norte de Chile. Los Andes meridionales se extienden desde el Atacama hasta el Cabo de horno. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.1 [2] ver capitulo

1.3.1.3.1 Los Andes a la luz de la tectónica de placas El desarrollo del modelo geodinámico de la tectónica de placas fue decisivo para el estudio de los Andes. Dicha cordillera se localiza en un margen continental activo, a saber, en un límite de placa agitado desde el punto de vista tectónico. La pesada placa de "Nazca" del Pacífico (densidad aprox. 3,26 g/cm³) parte de la zona de expansión de la dorsal oceánica del pacífico oriental y se desliza por debajo de la ligera placa sudamericana (densidad: 2,8-2,9 g/cm³). La zona de subducción entre la placa de Nazca y la plataforma continental sudamericana es una de las más larga del planeta. Mediante mediciones gravimétricas y sísmicas se ha determinado que el espesor de la corteza en la parte central de los Andes es de unos 70 km. Los movimientos morfogenético-tectónicos han sido los responsables de las génesis de los Andes y de su fisonomía actual. La zona de subducción se equipara con los hipocentros de los movimientos sísmicos. Los hipocentros son llanos en el área litoral; más hacia el oriente están sumergidos debajo del continente. El deslizamiento descendente de la placa oceánica tampoco es uniforme, éste oscila entre 10 y 45°. Actividades volcánicas recientes en la superficie ocurren sólo en segmentos con descensos empinados. La subducción va acompaña de movimientos sísmicos provocados por la fuerte tensión que produce la fría placa de Nazca que se sumerge y por las transformaciones de las rocas en zonas muy profundas. Otra característica importante de la colisión de las placas litosféricas es la formación de una fosa oceánica en el margen del continente cuya profundidad sobrepasa los 8.000 metros. En el área d el graben oceánico no sólo son tragadas porciones de la corteza oceánica sino también sedimentos y partes antiguas de la corteza incluidos en la subdicción a lo largo de la zona de Benioff. Los volcanismos y el sinnúmero de rocas plutónicas en el área de los Andes están también asociados con los procesos de subdicción. Mediante la refundición de la corteza oceánica se libera calor y el magma se moviliza. Las rocas volcánicas andesitas resultan de un complejo proceso de ascensión de las masas magmáticas mediante el cual el magma se funde y se mezcla con partes de la corteza continental. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.1

1.3.1.3.2 Los Andes en comparación con los Alpes

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Antes se pensaba que todas las montañas de la Tierra estaban constituidas de la misma manera y que el proceso que las formaba era común para todas. Sin embargo, los estudios más recientes muestran otra realidad. Existen muchas diferencias entre ellas, aunque desde el punto de vista geológico se hayan formado casi en el mismo período. Por ejemplo, hay claras diferencias entre los Alpes, la cadena de montañas mejor estudiada del mundo y los Andes, un sistema que comienza a ser explorado con mayor exactitud en las últimas décadas. La superficie de los Andes está formada principalmente por rocas ígneas. Característico de esa región son las grandes masas de granito y los extraordinarios volcanes que marcan notablemente su fisonomía y esencia. En los Alpes, por el contrario, no hay ningún volcán activo. El estrechamiento vertical de las áreas de la corteza durante la orogenia andina ha sido menos intenso que en la alpina. Es por esa razón que los Andes carecen de estructuras de mantos rocosos como en los Alpes. En el espacio andino los componentes de las montañas están yuxtapuestos (y no suyacentes). Las montañas están separadas por fosas (o graben) tectónicas. Intensas actividades volcánicas[1] y sísmicas son fenómenos naturales que marcan aún el espacio andino. Las derivas horizontales calculadas sobre los 60 cm/año resaltan la movilidad del paquete rocoso de esta cordillera. Los desplazamientos verticales en los Alpes no sobrepasan los 2 mm/año. Los Alpes están compuestos sobre todo de rocas metamórficas y sedimentarias superpuestas en una estructura compleja de manto rocoso. Los Andes poseen además yacimientos minerales[2] de importancia mundial, mientras que en los Alpes hubo escasas mineralizaciones. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.1.3 [2] ver capitulo 1.3.1.4.2.1

1.3.1.3.3 Andes del Sur Los Andes meridionales están constituidos por tres elementos morfológicos en sentido oeste-este que por supuesto no se han formado de la misma manera en todas partes. La secuencia ideal de estos elementos se percibe mejor en el centro de Chile: La Cordillera de la Costa El "valle largo" es una fosa tectónica mas no es un "valle" La Alta Cordillera La cordillera de la costa pertenece a los componentes más antiguos (precámbricos y paleozoicos) del continente. Desde el punto de vista morfológico, la formación de su fisonomía actual comienza en el Cenozoico[1] cuando se eleva en forma de pilar (horst) para inclinarse posteriormente. Actualmente el área de la cumbre está parcialmente disminuida o erosionada, no obstante ésta alcanza elevaciones superiores a los 3.000 msnm. Desde el punto de vista geohistórico de su estructura, esta región es una reliquia de Gondwana que otrora ha participado de manera intensa en la formación de la cordillera andina, mas se diferencia litológicamente con claridad de las rocas típicas de los Andes . Su basamento se compone de rocas metamórficas levemente alteradas como pelitas y mica-esquistos. Más al oriente afloran rocas con un grado de metamorfismo mayor (por ejemplo gneises). Ya en el Paleozoico se metamorficza esta unidad. Más al norte de la cordillera, la geología está determinada por series de edad paleozoica y por plutónicas del Paleozoico inferior combinadas parcialmente con capas de carbón del Terciario en el área de Concepción. Hasta los 47° de latitud sur la geología se caracteriza por un sinnúmero de fiordos e islas. Las glaciaciones pleistocenas y recientes han marcado significativamente el relieve de esa región. Estructuras tectónicas han condicionado y condicionan los canales de drenaje de los glaciares. El Valle Largo se extiende 1.100 kilómetros desde los 47° de latitud sur hasta Santiago de Chile. Todavía no se sabe a ciencia cierta si se trata de una mera fosa tectónica o de una fractura de graben continental en el sentido del sistema de fallas de África oriental. La zona de graben no es uniforme en su interior. Por ejemplo, al sur de Chile, en Puerto Mont, se han encontrado sedimentos cenozoicos cuyo espesor sobrepasa los 4.000 metros mientras que en la zona aledaña a Santiago el grosor de la sedimentación alcanza apenas unos 500 m etros. Desde el Plioceno-Pleistoceno se ha desarrollado tectónicamente cada uno de los elementos de los Andes meridionales de diferente manera: El zócalo del graben está localizado a 500 metros de profundidad cerca de Santiago mientras que la cordillera principal asciende a más de 5.000 msnm y la cordillera de la costa se eleva hasta 1.500 metros. El Valle Largo se disgrega hacia el sur a partir de los 51° de latitud sur. La cordillera principal es mucho más alta que la cordillera de la costa. Los elementos geológicos y morfológicos centrales son

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estratovolcanes constituidos por lava andesítica hasta basáltica. A medida que se asciende hacia latitudes más septentrionales, aumenta la altura de los volcanes (p.ej., el Volcán Tupungato con sus 6.800 msnm). En las regiones meridionales se han desarrollado además de volcánicas ácidas a intermedias del Jurásico, series de rocas volcanoclásticas. Más al oriente aparecen paquetes sedimentarios de edad cretácica cuyo espesor alcanza los 7.000 metros. Estos sedimentos están constituidos de pelitas, psamitas, conglomerados y calizas, entre otras, y están levemente plegados. Durante el Terciario inferior intrusionan plutónicas que sobresalen en la actualidad como notables componentes de las montañas (grupo Balmaceda, Cerro Torre). Entre los 51° y 47° de latitud sur el fundamento paleozoico está abierto, sumamente plegado y rodeado de mantos no muy gruesos. En el norte se agregan plutónicas jurásicas, luego se sedimentan depósitos continentales y marinos y gruesas series volcánicas de andesitas y rolitas interrumpidas por productos piroclásticos. En suma, dicha secuencia jurásica-terciaria alcanza un espesor de 8.000 metros. Cordillera frontal y precordillera en el noroeste de Argentina Entre la precordillera en el oriente y la alta cordillera en el occidente se halla una tercera cadena montañosa entre los 36° y 27° de latitud sur. La Cordillera Frontal constituida por montañas plegadas paleozoicas tiene 800 km de largo y alturas que rozan los 5.000 msnm. Sobre el basamento precámbrico yace una serie paleozoica (devónica, carbonífera y pérmica) y volcánicas ácidas a intermedias del Permotrias. Los sedimentos continentales cenozoicos constituyen la parte superior. La Precordillera se une con la Cordillera Frontal en el oriente. Este cordón abarca las provincias argentinas de Mendoza, San Juan y La Rioja. A diferencia de la Cordillera Frontal, sobre el zócalo precámbrico de la Precordillera yacen series marinas del Cámbrico, del Ordovícico, del Silúrico y del Devónico inferior. El Devónico superior está formado por facies continentales, el Carbónico por facies marinas y continentales y el Pérmico exclusivamente por facies continentales. Los procesos de plegamientos en el Paleoceno y las actividades tectónicas andinas han fragmentado la Precordillera en anticlinales y sinclinales estrechos. En los paquetes de sedimentos intrusionan rocas plutónicas (del Ordovícico y del Paleoceneo inferior) y volcánicas (del Pérmico-Triásico y del Terciario). Las Sierras Pampeanas en el noroeste argentino Las Sierras Pampeanas toman una posición intermedia entre los antiguos cratones de Sudamérica y la joven cordillera andina. Su fisonomía morfológica corresponde a una alta cordillera joven y la edad de las rocas que afloran en la actualidad a los cratones antiguos. Se trata de montañas proterozoica-paleozoicas muy antiguas que se transforman en una gran estructura de horst y graben por las actividades tectónicas del Terciario en el espacio andino. Los horst (o pilares) tectónicos resaltan como islas en la actualidad y alcanzan elevadas alturas (por ejemplo: La Sierra de Famatina 6.250 msnm y La Sierra de Velasco sobre los 4.500 msnm). Éstos están rodeados por cuencas rellenas con sedimentos jóvenes que reciben los nombres de bolsones, valles o campos dependiendo de su fisonomía. El interior de las Sierras Pampeanas está compuesto por mica-esquistos, pilitas y hornblendas del Proterozoico inferior y del Paleozoico superior. Granodiorita y tonalitas han intrusionado en esas estructuras rígidas. Surgen entonces las migmatitas y las pegmatitas. Encima de dicha estructura se han formado numerosas series de sedimentos. Sobre una serie continental del Paleozoico inferior con flora de Glossopteris (un vestigio del límite occidental de las series de Gondwana) cuyo espesor se estima en 3.000 metros se encuentran unos 1. 000 metros de sedimentos rojos triásicos (Talampaya) más 2.000 a 3.000 metros de conglomerados terciarios, areniscas, pelitas amarillas a rojas y rocas tufitas. En algunos lugares hay además volcánicas andesíticas y basálticas. Sierras subandinas Las sierras subandinas separan los Andes centrales de la llanura oriental en toda el área entre Argentina y Perú a lo largo de su eje de 1.500 kilómetros. La anchura media es de 100 km aunque puede ser mayor en el centro y en el norte de Perú. Vistas desde el oriente, las sierras subandinas se elevan levemente para culminar en un paisaje de colinas onduladas hacia el occidente. El cordón sigue las cadenas an dinas. Las sierras subandinas tienen también un zócalo paleozoico como la Cordillera Frontal y la Precordillera. La diferencia entre éstas últimas radica en que dicho basamento está cubierto por sedimentos modernos (Cretacico-Terciario) que yacen en sistemas anticlinales y sinclinales estrechos. El espesor de estos sedimentos alcanza unos 10.000 metros en Bolivia y Perú. Las estructuras recientes han sido afectadas por derivas laterales preandinas y mediante tectolineamientos, eventos que al resquebrarlas y plegarlas han trazado la fisonomía de estas sierras. En el oriente los plegamientos se sumergen debajo de las llanuras sedimentarias de la Pampa y del Chaco. En esta región concluyen los Andes. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.1.1

1.3.1.3.4 Las Sierras Pampeanas

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Las Pampeanas, unas sierras que se extienden de norte a sur desde el borde sur de la Puna hasta Mendoza, son consideradas como las partes montañosas más antiguas de Argentina. Todo el complejo lo forman cordones montañosos individuales separados por cuencas llamadas bolsones, campos, o valles. Los principales elementos de su configuración interna son los esquistos cristalinos del Precámbrico, rocas sedimentarias paleozoicas - mesozoicas y las calizas. También suelen encontrarse granitos y dioritas, unas rocas plutónicas que intrusionaron durante las orogenias del Precámbricoo y del Paleozoico que alteraron las rocas adyacentes, unas metamórficas visibles actualmente en la superficie. Desde el punto de vista de su génesis, las Sierras Pampeanas son montañas (de origen tectónico[1]). Las fallas principales se extienden de norte a sur y un segundo sistema toma el rumbo oeste - este. Las zonas hundidas son cuencas alargadas, consideradas como fosas tectónicas o graben, que se han rellenado con sedimentos del Terciario y del Cuaternario. Según su origen se pueden diferenciar cuatro tipos de secuencias de facies: 1) Bloques gruesos, escombros y arenas de las zonas planas de piedemonte, es decir, material serrano. Los sedimentos se vuelven cada vez más finos a medida que llegan a la cuenca. 2) Las arenas provenientes de sedimentaciones de sistemas fluviales (río Salado o Colorado, río de los Sauces) 3) Arcillas gruesas y finas del terciario perceptible actualmente 4) Acumulaciones eólicas como nebkas (microdunas), médanos, dunas y loess. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 2.1.1.1.1

1.3.1.3.5 Andes Centrales

Hay numerosas clasificaciones de los Andes. De acuerdo con la mencionada a continuación, los Andes centrales se extienden desde el volcán Llullaillaco en el norte de Chile en donde las cordilleras orientales y occidentales se separan hacia el norte encerrando el Altiplano boliviano en el nudo de Vilcanota. En ese lugar las cordilleras vuelven a aproximarse y se dirigen al sur de Ecuador para separarse nuevamente y abrir espacio a una serie de cuencas que Alexander von Humboldt bautiza con el nombre de "corredor de los volcanes" hasta el Nudo de Pato en la frontera colombo-ecuatoriana. A partir de ese Nudo surgen tres cordones que difieren tanto en su estructura geológica como en su formación. Característico de los Andes centrales son sus ramales (la Cordillera Oriental y la Occidental) divisibles en su extensión norte a sur en tres secciones: Ecuador, Perú hasta el Nudo de Vilcanota y Perú-Bolivia. Aunque es imposible a veces limitar y determinar estructuralmente con exactitud en la morfología, la sucesión de la estructura interna característica se desplaza de occidente hacia oriente de la manera siguiente: [1] Los Andes Centrales incluyen la parte más ancha (aproximadamente 900 km) de los Andes en su extensión W-O. En esta región se encuentra la energía del relieve más grande de la Tierra: en una distancia horizontal relativamente corta, los Andes

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ascienden a 8.000 m partiendo de la cuenca oceánica de Perú y llegan hasta casi 7.000 msnm en el volcán Ojos del Salado. También pueden identificarse algunos elementos morfológicos individuales de los Andes colocados paralelamente en la extensión N-S y NW-SO. Cordillera de la Costa La Cordillera de la Costa forma en algunas áreas acantilados y se eleva hasta 2.500 msnm. En la Sierra Vicuña se registran las mayores elevaciones calculadas sobre los 3.000 msnm. Esta cordillera proviene de un zócalo precámbrico metamórfico que aflora también en la superficie entre Mollendo y Arequipa. Los gneises y granulitas de esta región son las rocas más antiguas de los Andes cuya edad se estima en unos 2 millardos de años. Las series paleozoicas se encuentran sólo en algunas áreas de la costa chilena. Las series precrámbricas y paleozoicas constituyen el basamento cristalino de la Precordillera, un zócalo sobre el que yace un paquete de sedimento levemente deformado y marcado con dislocaciones por doquier. Durante la transición triásico - jurásico ocurre un volcanismo basáltico-andesítico cuyo paquete de rocas tiene parcialmente un espesor considerable (superior a los 10.000 m). Amplias zonas de la cordillera han sido afectadas por plutónicas gigantes, aunque las intrusiones del Paleozoico inferior, del Jurásico y del Cretácico han sido las más importantes. Las batolitas de la costa peruana tienen, p.ej., 1.300 km de largo. La Alta Cordillera o la Cordillera Occidental La Cordillera Occidental es el piso más alto de los Andes. Característico de su fisonomía son las cientos de cumbres, principalmente estratovolcanes que rozan los 7.000 msnm. Su configuración interna no es homogénea. El basamento es un zócalo cristalino de tiempos remotos poco perceptible en la actualidad. La cordillera está cubierta por rocas volcánicas cenozóicas de gran espesor en los 27° de latitud sur con orientación norte. Se estima que la actividad volcánica principia hace unos 25 millones de años. Cientos de estratovolcanes conforman las áreas más altas y sobresalientes de esta región. Un área de 200.000 km² ignimbritas cubren el zócalo de esta cordillera ubicado a 4.000 metros de profundidad. El Ojos del Salado (6.880 msnm) y el Llullaillaco (6.723 msnm) son los volcanes más elevados del planeta. Las cumbres sudperuanas también alcanzan grandes alturas, p.ej., Ampato (6.319 msnm) y Coropuna (6.426 msnm). Puna (Argentina) o Altiplano (Bolivia) Entre la Cordillera Occidental y la Oriental se encuentra una cuenca de 2.000 km de largo que se extiende desde el noroeste de Argentina atravesando Bolivia hasta el sur de Perú. La porción de corteza perteneciente al bloque Puna-Altiplano perdura en forma de graben durante el Cenozoico, era en la cual se elevan los Andes. El descenso de esta corteza ocurre con relativa rapidez. La cuenca se rellena entonces con espesos sedimentos del Cretácico superior calculados en unos 14.000 metros. Estos depósitos han permitido comprender el proceso de sumersión antes mencionado. La orogenia que llevó a todo el bloque a alcanzar alturas oscilantes entre los 3.000 y 4.000 msnm en la actualidad principia en el Pleistoceno y no ha concluido aún. Los salares y lagos de sal son los elementos más resaltantes en el paisaje de esta región. El Uyuni es el salar más grande de Sudamérica y el Titicaca es el lago navegable más alto del mundo. El volcanismo ocurrido en el Mioceno modifica el paisaje del Altiplano del cual surgen altos estratovolcanes como el Sajama (6.520 msnm) y el Queva (6.130 msnm). La Cordillera Oriental en el noroeste argentino La Cordillera Oriental comienza en el Tucumán argentino y forma la Cordillera Oriental y Cordillera Real en Bolivia y la Cordillera Oriental en Perú. Ésta termina aproximadamente a la altura de Lima. Los componentes más importantes de esta cordillera son los sedimentos paleozoicos cuyo espesor oscila entre 10.000 y 15.000 metros. Dichos sedimentos pertenecen a una cuenca intramontana localizada entre el Escudo brasileño y la montaña precámbrica en la costa del Pacífico. Se trata de sedimentos marinos compuestos principalmente de pelitas y psamitas. La edad de las rocas difiere aunque todas se hayan formado en el Paleozoico. Ún icamente en Argentina y en el sur de Bolivia es posible encontrar elementos del Cámbrico. Los sedimentos con mayor espesor son los que se forman durante el Ordovícico y en el Devónico, sobre todo en Argentina y en Perú. Dos procesos orogénicos ocurridos en el Paleozoico inciden en los sedimentos y éstos, en consecuencia, sufren un leve metamorfismo y se pliegan. Materiales del Paleozoico superior (por ejemplo del Carbónico y Pérmico) yacen en la mayoría de las facies continentales y están colocados de manera discordante sobre el Paleozoico más antiguo. El zócalo proterozóico aflora en la actualidad únicamente en algunas zonas de Argentina y Perú en forma de pilitas y mica-esquistos. Un segundo elemento de la configuración interna son las rocas ígneas de diferentes edades. Las intrusivas y extrusivas del Paleozoicos son especialmente importantes en Perú, región en donde se producen rocas magmáticas (granitos e ignimbritas) de 1.000 km de largo durante el paleozoico superior. En el manto paleozoico de la Cordillera Real de Bolivia intrusionan rocas plutónicas desde el Mesozoico hasta el Terciario. Procesos erosivos las dejan a la intemperie y hoy en día constituyen las enormes cumbres de los nevados

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Illampu (6.550 msnm) e Illimani (6.439 msnm). Sobre el zócalo paleozoico de la parte argentina se han formado en algunas áreas estructuras constituidas por sedimentos rojos continentales del Cretácico superior y del Triásico cuyo espesor se estima en unos 5.000 metros. La Cordillera Blaca de Perú es considerada como uno de los paraísos para la práctica del montañismo extremo en Latinoamérica. Esta cordillera está formada por esquistos y psamitas del Carbónico superior y del Cretácico. Dicha serie ha sido quebrada por la roca ígnea del Macizo Huascarán (6.778 msnm). La cordillera andina de Perú es una región montañosa enorme y compacta desde el punto de vista morfológico. Una depresión divide la cordillera claramente en Ecuador. Siguiendo hacia el norte, la cordillera se vuelve a dividir en Colombia formando tres regiones montañosas independientes.

Norte de Perú En el centro y en el norte de Perú se hace una diferencia a grosso modo entre la Cordillera Oriental y la Occidental. La Cordillera Occidental está subdividida en varias series jurásicas y cretácicas compuestas por rocas volcánicas, volcanoclásticas y sedimentos. Desde el Cretácico medio intrusionan en esa compleja formación rocosa batolitas de ambientes costeros. Estas plutónicas caracterizan las áreas montañosas. En comparación con las secciones nortes y sur de los Andes, la Cordillera Occidental sufre un intenso plegamiento entre el Mesozoico y Terciario. En suma, este cordón montañoso tiene una configuración complicada. Otra peculiaridad de la Cordillera Oriental: en ella afloran hasta la actualidad esquistos precámbricos y paleozoico que han sufrido grandes transformaciones durante los procesos orogénicos del Paleozoico y se han completado con intrusiones. La formación de sedimentos rojos continentales y rocas volcánicas entre el Cretácico superior y el Plioceno han renovado la Cordillera Oriental. La zona subandina en el oriente marca el fin de los Andes. Dicha región se compone de tres elementos distintos, todos formados de rocas mesozoicas y cenozoicas. Ecuador Dos cordones montañosos atraviesan Ecuador: la Cordillera Occidental y la Cordillera Oriental. A estas cordilleras las separa una fosa tectónica tipo graben en donde se encuentra la ciudad de Quito. Entre la costa del Pacífico y la Cordillera Occidental se halla una extensa llanura litoral y el golfo de Guayaquil. El amplio litoral está formado por gruesos paquetes de sedimentos ricos en petróleo depositados entre el Cretácico y el Terciario. La Cordillera Chogón y Colonche es una singularidad tectónica. En comparación con la Cordillera de los Andes que tiene un rumbo de norte a sur, la Chogón y Colonche se extiende en dirección WNW-ESE y su mayor elevación no sobrepasa los 700 msnm. La Cordillera Occidental está constituida por rocas volcánicas basálticas del Cretácico y de pelitas cuyo espesor alcanza unos 1.000 metros. Dicha serie rocosa ha sido plegada reiteradamente en el Cretácico superior y en el Terciario. Hacia el oriente se encuentran sedimentos tipo flysch del Cretácico superior cubiertos por materiales del Terciario. Fuertes movimientos tectónicos han afectado y plegado ambas series. Durante la orogenia del Terciario se forma también la cuenca tipo graben de Quito. La superficie actual se encuentra a una altura que oscila entre 2.500 y 3.000 msnm. La fosa tectónica c ontiene espesas capas de material piroclástico. Entre éstas se hallan también sedimentos de material glacial. En el Terciario principia un volcanismo de gran intensidad. En el área de la cuenca se forman enormes volcanes como el Chimborazo (6.310 msnm) o el Cotopaxi (5.897 msnm) cerca de Quito.

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La Cordillera Oriental, una cadena que atraviesa todo Ecuador con sus 650 km de largo, está conformad a casi exclusivamente de rocas metamórficas muy antiguas. El complejo rocoso contiene gneise con alto grado de metamorfismo, migmatitas del Precámbrico, paragneises, esquistos verdes y de pelitas de metamorfismo leve. Las rocas más jóvenes provienen del Paleozoico. En el Jurásico superior y en el Terciario comienzan las intrusiones individuales de granitos en el borde oriental. La zona subandina se desarrolla en una amplia depresión entre el Escudo brasileño y los Andes. Entre el Devónico superior y el Cuaternario se deposita en esa zona series de sedimentos petrolíferos cuyo espesor sobrepasa los 10.000 metros. Estas series han sido levantadas constantemente por procesos epirogénicos. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo

1.3.1.3.6 Andes del Norte

Colombia La estructura morfológica de los Andes colombianos muestran con mayor claridad la estructura de los Andes del norte con sus tres sistemas montañosos separados uno del otro. El valle del río Cauca separa la Cordillera Occidental de la Central. Y el amplio valle del río Magdalena separa la central de la Cordillera Oriental. Estas tres cordilleras son totalmente diferentes desde el punto de vista de su formación y estructura. Especialmente notable son las áreas de subsistencia, unas zonas con gran tendencia al hundimiento, por ejemplo las que se encuentran entre el cordón montañoso colombo-venezolano.

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Entre el Pacífico y la Cordillera Occidental se encuentra el litoral , un área cubierta de colinas constituidas por sedimentos de la edad terciaria. La sierra de Baudó originada por una extrusión volcánica en el mesozoico, es la región más elevada del litoral (1.810 m). Al oriente hay lutitas y esquistos silíceos poco metamorfisados cubiertos por un manto espeso de capas volcánicas de basalto. Dicho complejo forma la Cordillera Oriental. Esa estructura se interpreta hoy en día como resto de una parte de la corteza oceánica con volcanismo de arcos insulares que ha sido agregada a la corteza continental sudamericana en el Terciario. Durante ese período las tonalitas intrusionan en las volcánicas jurásica-cretácicas. La Cordillera Central está formada principalmente por rocas del Precámbrico y del Paleozoico inferior. Las rocas más típicas de esta cordillera son las metamórficas[1] de transformación leve como las pilitas, cuarzos y conglomerados metamorfisados. La pronunciada foliación y el agudo plegamiento son las características más resaltantes de estas rocas. Las rocas volcánicas están cubiertas de manera discordante por sedimentos continentales del Devónico y del Carbónico superior y por material marino del Carbónico superior y del Pérmico. En el borde oriental se localiza un mezcla compuesta por ignimbritas[2] permotriásicas y por conglomerados del Cretácico, grauvacas, piroclásticas y areniscas calcáreas. Si bien la Cordillera Oriental y la Occidental alcanzan alturas considerables, no obstante el levantamiento de la Cordillera Central ocurre con mayor violencia y dura hasta el Cretácico. La Cordillera Central es además la única región de Colombia afectada por actividades volcánicas jóvenes que comienzan ya en el Mioceno. Volcanes muy jóvenes constituyen las cumbres más elevadas. El Nevado de Tolima (5.215 msnm), el Nevado de Huila (5.439 msnm) y el Nevado de Ruíz (5.400 msnm) son los volcanes más altos de esta cordillera y la erupción de este último en 1985 tuvo consecuencias desastrosas. La Cordillera Oriental tiene una estructura compleja. Las tres áreas del zócalo pretriásico se localizan (de sur a norte) cerca de Garzón, en la zona de Quetamé y cerca de Santander. La constitu ción de ese cuerpo es en sí igualmente muy heterogéneo. Las rocas se componen de gneis de elevado metamorfismo y de granulitas. Sobre el basamento antiguo yace de manera discordante una serie cretácica marina en un área bastante amplia. Estas series alcanzan en algunas zonas un espesor de 11.000 m. A diferencia del zócalo subyacente que ha sido afectado por fuertes procesos tectónicos, en el Cretácico se observan sólo estructuras levemente plegadas (lo que es poco común), además dicho enorme paquete de sedimento no ha experimentado a posteriori procesos orogénicos. Notable es la estructura tectónica de la Cordillera Oriental. La región septentrional está muy subdividida tectónicamente; hacia el sur dominan grandes abombamientos. Estas estructuras influyen también en el aspecto de las unidades de cobertura sedimentarias. Se trata, en general, de un enorme bloque levantado por procesos orogénicos entre las áreas bajas del río Magdalena en el occidente y los llanos en el oriente. Fallas individuales en el zócalo presentan una diferencia de altura de 10.000 metros. La tectónica reciente juega también un papel relevante en el basamento norte de Colombia. La Sierra Nevada de Santa Marta y la península de la Guajira de bastante menos altitud se encuentran separadas del resto de los Andes por cuencas. La Sierra Nevada de Santa Marta es un bloque limitado por doquier por estructuras tectónicas. Realmente imponente es el Cristobal Colón, una montaña ubicada muy cerca del mar Caribe y cuyos 5.776 metros de altura lo convierten en el más alto de la Sierra Nevada de Santa Marta. La Sierra Nevada se caracteriza al igual que las otras montañas al norte de Colombia por su compleja estructura interna. Frente al zócalo elevado en forma de bloque se hallan las partes de la corteza hundidas, unas cuencas rellenas de espesos paquetes sedimentarios. La estructura interna está compuesta por gneises precámbricos altamente metamorfisados, granulitas y amfibolitas. Prosiguen sedimentos rojos permotriásicos e ignimbritas. Entre 190 y 50 millones de años atrás intrusionan amplios plutones graníticos. Una de las zonas de fallas más importantes de los Andes es la de Oca, un sistema que sigue una orientación W-E detectables inclusive en la Cordillera de Mérida al occidente de Venezuela. La falla de Oca limita con la

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Sierra Nevada hacia el norte y este. Los movimientos verticales de varios miles de metros han sido muy efectivos —por ejemplo en el Terciario inferior— y se consideran como las tendencias verticales más intensas de los Andes. Las derivas del Eoceno producen un desplazamiento horizontal de 15 a 20 kilómetros. Estas y otras dislocaciones tectónicas de la Sierra Nevada se producen por la interacción entre la placa del Caribe y la de Sudamérica. Venezuela

La Cordillera de Mérida es una prolongación de la Cordillera Oriental de Colombia. Su cima más elevada es el pico Bolívar (5.007 msnm) ubicado al sureste de la ciudad de Mérida. La Cordillera de Mérida y la Sierra de Perijá —una prolongación de la Cordillera Oriental cuyo pico más alto es el Taetria (3.750 msnm)— enmarcan el Golfo de Maracaibo separándolo de las llanuras del Orinoco. Ambos sistemas están compuestos por series de rocas metamóficas del Precámbrico y del Paleozoico inferior. Posteriormente se suman sedimentos marinos de gran espesor depositados entre el Ordovícico y el Devónico. También se encuentran secuencias de facies de tipo flisch. En el Paleozoico inferior ocurren sedimentaciones de materiales marinos y continentales. El material triásico y jurásico que se encuentra parcialmente es sobre todo de tipo fluvial. Durante el Cretácico se desarrolla una importante transgresión marina. Series marino-terrestres poco gruesas del Terciario se superponen en el Cretácico. La parte superior la constituyen sedimentos molásicos del Mioceno. Los eventos magmáticos datan del Paleozoico, una era durante la cual intrusionan reiteradamente cuerpos de granito. También las actividades volcánicas se limitan al Paleozoico. En este contexto, los Andes venezolanos se diferencian claramente de las demás áreas de la Cordillera Andina pues desde el Triásico no se han registrado eventos magmáticos en esa región. Algo que marca esta área durante ese período ha sido las roturas por fallas tectónicas, los movimientos de bloques y la formación de cuencas tipo graben, eventos que duran hasta la formación final de los Andes merced a la fuerte orogenia ocurrida en las postrimerías del Eoceno. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.2 [2] ver capitulo 1.2.2.1

1.3.1.3.7 Cordillera de la costa caribeña La peculiaridad de la Cordillera Caribe no es tanto su altura —las cimas más elevadas se alzan a unos 2.800 msnm frente a Caracas en El Ávila, un parque nacional ubicado en el área centro-norte de Venezuela— sino su estructura geomorfológica. Predominan las rocas metamórficas con un alto grado de alteración cuyo origen se remonta al Cretácico y al Mesozoico inferior . Deformaciones tectónicas con estructuras de mantos rocosos y series tipo flysch desempeñan un papel importante. La interacción entre la placa sudamericana y la caribeña es responsable de la orogenia ocurrida en esa región. En las investigaciones más recientes se han encontrado extensos cuerpos básicos y ultrabásicos en asociación con sedimentos de aguas abisales. Se presume que las zonas de la corteza oceánica participan en la composición de la Cordillera Caribe. En áreas tectónicas particulares se encuentran incluso numerosas subcortezas y rocas de manto lo que indica que ahí hubo procesos de subducción intensos entre una corteza continental y una oceánica. Toda la orogenia podría dividirse en cuatro partes: La Cordillera de la Costa o Caribe está compuesta por rocas metamórficas del zócalo premesozóico muy transformadas, por rocas del Jurásico y del Cretácico en las que están intercaladas de manera concordante eclogitas, amfibolitas y serpentinitas. En esa serie intrusionan granitos y granodioritas cuya edad oscila entre 70 y 80 millones de años. Esta cordillera está limitada hacia el sur por marcadas dislocaciones tectónicas. Más al sur se encuentra Caucagua - El Tinaco, un área constituida por rocas volcánicas y sedimentarias del Cretácico con un bajo grado de metamorfismo. Aquí se halla El Tinaco, un complejo de rocas plutónicas del Paleozoico. En esa serie yacen intercaladas rocas metamórficas aloctónas del Cretácico y del Terciario inferior. La estrecha área de Paracoto al occidente está constituida por calcitas, conglomerados y por rocas volcánicas intercaladas en un

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complejo filítico. En las fallas límites afloran serpentinitas y cuerpos de gabro. La cordillera abarca hacia el sur el bloque alóctono de Villa de Cura. El área se compone de metabasaltos y de tufitas volcánicas. También se encuentran filitas como eclogitas y esquisto clorítico. La parte superior está conformada por secuencias tipo flysch que se remontan al Terciario inferior en la zona del piedemonte. Procesos tectónicos han deformado considerablemente estas series y las han desplazado a los sedimentos continentales de los Llanos. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.2

1.3.1.4 Los yacimientos en Sudamérica Sudamérica es rica en yacimientos de los más variados tipos. En el espacio extra-andino, por ejemplo, en las amplias secuencias rocosas del Precámbrico se encuentran abundantes mantos minerales. Digno de mención son los yacimientos de petróleo y carbón que se encuentran en determinadas zonas de la costa atlántica de Brasil o en las llanuras de Venezuela y de Argentina. Tres países sudamericanos se encuentran dentro de las 20 principales naciones productoras de petroleo: Venezuela (6ta.), Brasil (18va.) y Argentina. Existen yacimientos primarios y yacimientos secundarios. Los yacimientos primarios se encuentran en el lugar de origen, mientras que los secundarios son por lo general sedimentarios.

1.3.1.4.1 Yacimientos en zonas extra-andinas Los yacimientos más importantes del espacio extra-andino contienen hierro, manganeso, así como otros metales nobles, minerales, yacimientos residuales de meteorización variados y petróleo. Los minerales están ligados, cuando se trata de yacimientos primarios, a los antiguos núcleos arcaicos del continente. Los yacimientos de hierro y manganeso de Brasil son unos de los más grandes del mundo. Un sinnúmero de minerales y metales nobles importantes se originaron en las fases pegmatítica-neumatolíticas e hidrotérmica durante la orogenia brasiliana[1] de las zonas de los escudos. En los Estados Paraiba y Río Grande del Norte (noreste de Brasil) se explotaron importantes yacimientos de wolfram y zinc en rocas del Precámbrico superior. En la región del Escudo guayanés y en varias zonas de Brasil existen placeres auríferos desarrollados de yacimientos hidrotermales meteorizados cuyo material ha sido transportado por los ríos. Los yacimientos auríferos primarios se encuentran en filones de cuarzo hidrotermales o en conglomerados metamorfisados. En el noreste de Brasil existe gran cantidad de filones de pegmatitas. Los filones de cuarzo y pegmatitas erosionan con frecuencia y producen además de cuarzo, microlina y mica y otras piedras preciosas, como turmalina, topacio, aguamarina, etc. Un enriquecimiento secundario ocurre a lo largo de los ríos por medio de la meteorización. Esos tipos de yacimientos se denominan placeres. Brasil está a la cabeza de los países productores de cristal de roca y de cuarzo para fines electrónicos y ópticos. !Los cuarzos se encuentran en filones cuyas dimensiones llegan a los 1.200 km de longitud y entre 100 y 200 km de anchura! En el Cratón de Guaporé (Brasil oriental) y en el Escudo guayanés yacen sobre todo diamantes industriales en varios placeres fluviales. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.3.1.1

1.3.1.4.1.1 Hierro Durante el período comprendido entre 2.800 a 1.600 millones de años surgieron formaciones de hierro y cuarzo en todos los cratones de la Tierra. La materia prima utilizable en la producción de acero en la actualidad proviene de ese tipo de yacimiento. Mundialmente se suele emplear el topónimo itabirita para referirse a esa serie. Este término proviene del cerro Itabirita, una región rica en hierro perteneciente al Estado Minas Gerais en el sudeste de Brasil. Primero se formó una cuenca tectónica de un escudo arcaico muy antiguo que se fue rellenando con sedimentos químicos de aguas pocas profundas en capas rítmicas. Por largo tiempo se discutió el por qué de la concentración de hierro de esa manera. El hierro y el ácido silícico fueron transportados en gran parte por procesos de erosión y meteorización hacia las cuencas. Se estima también que las actividades volcánicas jugaron un rol significativo. Una vez depositado el material, los sedimentos ricos en hierro se solidificaron y se alteraron por metamorfismos. La recristalización y la fundición parcial (metasomatosis) produjeron un enriquecimimiento de hierro y un transporte de ácido silícico. Las itabiritas contienen normalmente entre un 30 y un 50 % de hierro y muestran una foliación fina como señal de la biorrítmica estacional de las bacterias. Los procesos de erosión tropicales y los metamorfismos han contribuido a enriquecer los sedimentos con hierro formándose paquetes rocosos con un 63 % de hierro.

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Las reservas de itabiritas más grandes de Sudamérica yacen en: ElCuadrilátero ferrífero de Minas Gerais: este es un yacimiento ferruginoso que ha sido estudiado desde el comienzo del siglo veinte. El cuadrilátero ferrífero es la concentración de hierro más grande de la Tierra compuesta por unos 80 yacimientos cuyas reservas se estiman en unos 10 millardos de toneladas de hierro de alta calidad. En el medio de las series de gran espesor de remotos tiempos precámbricos descuella el pico de Itabira de 1.586 metros en el paisaje del cuadrilátero ferrífero como emblema de esta región. La Sierra de Carajás: apenas en 1967 se descubren enormes concentraciones de itabiritas en el Escudo brasileño entre el río Xingú y el río Araguaia. Hasta hace pocos años el acceso hacia esa región sólo era posible mediante el empleo de botes y aeronaves pequeñas. Piensan que este terr itorio de 120.000 km² es el más rico en hierro de Brasil. Además de hierro hay manganeso, níquel, zinc, bauxita y oro. No pasa mucho tiempo cuando hacia 1980 invaden la zona unos 20.000 "garimpeiros" con la fiebre del oro. Se estima que en esa área yace una reserva de hierro de 19 millardos de toneladas con una concentración (en la roca) de un 69 % aprox. LaSierra de Imataca /Venezuela: esta sierra se encuentra en el borde norte del Cratón de Guayana al sur del río Orinoco muy cerca de su desembocadura en el oceano Atlántico. Esta sierra se extiende en dirección NNE-SSW. Este territorio explotado desde 1946 abarca una superficie de 90.000 km² con yacimientos estimados en 4 millardos de toneladas de hierro por lo cual es la tercera reserva más importante de Sudamérica. Esta región es también conocida porque en ella se encuentran las rocas más antiguas de Sudamérica cuya edad se calcula en 3,6 millardos de años. Originariamente las capas de hierro contenían entre un 40 y un 60% de magnetitas y el resto de cuarzo. Sólo la erosión laterítica hizo posible el enriquecimiento de un cuerpo con un 69 % de hierro en una zona antigua erosionada hasta unos 800 metr os. Otras reservas han sido descubiertas en la intrincada selva primaria de Guayana Francesa cuyas mesetas erosionadas hasta 40 m de profundidad contienen cuerpos de hierro secundarios.

1.3.1.4.1.2 Manganeso Sólo en Brasil se estiman reservas de manganeso de unos 100 millones de toneladas. Los yacimientos más importantes están ubicados en la Sierra del Navio (Amapá) al norte de la desembocadura del río Amazonas en el Estado brasileño de Minas Gerais. La Sierra del Navio constituye la terminación oriental de un cinturón de manganeso arqueado que comienza en la Sierra de Imataca,Venezuela. Primariamente se depositan como carbonatos u óxidos ligados. En el caso de erosión laterítica en los climas cambiantes de los trópicos, el manganeso se diluye y se precipita como óxido. Procesos similares son el origen de los ricos yacimientos en manganeso de Guyana y Surinam. La masa explotable del cuerpo de mineral de hierro se estima en unos 25 millones de tonelada con un contenido de manganeso sobre el 40 %. Las series portadoras de manganeso localizadas cerca de Lafaiete (al norte de Belo Horizonte) se formaron en sineclisas complejas sobre el basamento arcaico. Magnaneso, carbonatos y óxido de manganeso suelen intercalarse entre amfibolitas y metamórficas. Después de la meteorización y transporte los silicatos y carbonatos de manganeso iniciales se transformaron en cuerpos de mineral de hierro oxídicos de los raros minerales con criptomelanos y pirolusitas. Otra reserva de manganeso se encuentra en un entorno completamente diferente, a saber, en Corumbá lindando con Bolivia. Sobre todo la edad de las rocas del yacimiento se diferencia claramente de las otras. Se estima que en zonas extremadamente apartadas y difíciles de acceder existen unos 100 millones de toneladas de material con un 52 % de manganeso, así como de unos 100 millones de tonelada s de hierro. Los minerales yacen en Urucum, un complejo compuesto de conglomerados de cientos de metros de espesor formado en el Proterozoico superior hace unos 600 millones de años. El aporte secundario con material meteorizado explica la procedencia del hierro y manganeso.

1.3.1.4.1.3 Yacimientos eluviales Las reservas de bauxitas localizadas en la vertiente noreste del Escudo guayanés entre el delta del Orinoco y el Estado brasileño de Ampá tienen una gran importancia a escala mundial. Las áreas de explotación más importantes se encuentran en Guyana, Surinam y en Ampá. Las bauxitas están compuestas por óxidos hidratados de aluminio. Su formación está asociada a condiciones climáticas y morfológicas determinadas: un paisaje de meseta en clima húmedo-cálido a seco-cálido. Las rocas de partida pueden ser series ricas en alumino y pobres en hierro con minerales pocos resistentes a la meteorización. En largos procesos de meteorización laterítica ocurre una disolución de silicatos y separación de ácido silícico lo que causa un enriquecimiento de óxido de aluminio. La bauxita se encuentra en sedimentos jóvenes ricos en caolín (bauxita de Tierra baja), en series precámbricas descompuestas o en una capa de material rica en caolín, resultante de la meteorización laterítica de los antiguos escudos (bauxita de altiplanos).

1.3.1.4.1.4 Petróleo

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En los países andinos se han dado mejores condiciones para la formación de petróleo que en el territorio brasileño. En las zonas próximas a los Andes se encuentran valiosos yacimientos de petróleo. Las cuantiosas reservas de petróleo de la cuenca del Lago de Maracaibo y de la faja del Orinoco son de importancia mundial[1]. Las reservas petrolíferas de la cuenca del río Orinoco se estiman en unos 40 millardos de toneladas de petróleo convencional y de unos 179 millardos de petróleo pesado. En este contexto, Venezuela cuenta con las mayores reservas de Sudamérica. En las vastas llanuras ubicadas en la vertiente oriental de los Andes se localizan también grandes reservas que le permiten a varios países andinos cubrir su demanda nacional de petróleo. Otros de los yacimientos dignos de mencionar están en la cuenca cretácica-terciaria la costa atlántica de Brasil y Argentina. Entre los yacimientos promisorios de petróleo figuran los de la región del Estrecho de Magallanes explotados a partir de 1945 en tierra firme y desplazados en la actualidad por la producción offshore. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo

1.3.1.4.2 Yacimientos en los Andes La riqueza en recursos del subsuelo motivó la explotación de los países andinos hace más de 2.000 años, y es un elemento que ha influido (y continúa influyendo) en el quehacer económico y político de esas naciones. Antes de la colonización española las civilizaciones de varios de los países andinos explotaba el oro y lo convertían en bellas obras de arte. La busqueda de metales nobles era el principal motivo de los conquistadores y los yacimientos de Colombia, Perú y Bolivia eran sus objetivos. La gran riqueza en minerales identificada para ese entonces en el Cerro Rico desencadenó un movimiento migratorio enorme que transformó a Potosí en la ciudad más grande de Sudamérica.

Aunque aún se continúa extrayendo oro y plata, la explotación de otros minerales ha tomado mayor importancia en la actualidad. Los minerales más significativos son cobre, zinc, plomo y estaño, entre otros productos. La dependencia financiera de la comercialización de minerales sigue siendo todavía muy fuerte en muchas de las naciones andinas. Por ejemplo, la economía chilena, peruana y boliviana depende notablemente de la exportación minera y se estima que estos productos representan entre el 50 y 70 % de los ingresos por exportación. La modernización, el adelanto tecnológico, el dumping y la caída de los precios de algunas de estas materias primas en los mercados internacionales son determinantes del desarrollo económico de muchos países. Con el objeto de hacerle frente a esas variables de riesgo se han const ituido carteles de materia prima siguiendo el ejemplo de la OPEP, pero sin que se haya tenido éxito alguno.

1.3.1.4.2.1 Yacimientos minerales En comparación con los yacimientos de los Escudos antiguos, los del área andina son muy jóvenes en lo que respecta a su formación y están asociados por lo general con los cuerpos de rocas magmáticas del Mesozoico y del Cenozoico. Muchas de las minas están a gran altura. En lo que concierne a la investigación científica, ésta marcha precariamente detrás de la extracción y la explotación minera en la región andina. Apenas en los últimos años han comenzado a elaborarse sistemáticamente mapas geológicos sobre las áreas mineras. Anteriormente se abrían de manera más o menos incontrolada socavones en las montañas, lo que a la postre le costó la vida a miles de miles de obreros: "El Cerro Rico está tan agujereado como un queso suizo", comenta un minero de una explotación de cobre.

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1.3.1.4.2.1.1 Cobre Más del 30 % de las reservas de cobre del mundo se halla en los Andes concentradas en un tipo de yacimiento conocido como cinturón de cobre circumpacífico. Las soluciones de cobre y molibdeno se han introducido en varias zonas agrietadas de las rocas y formado una red de grietas más finas. De ahí que se hable de "minerales de impregnación". El cobre yace en grandes cantidades, pero sólo en pequeña con centración dentro de la roca. Los yacimientos se localizan cerca de la superficie y se explotan principalmente en las regiones desérticas de Chile y Perú a cielo abierto. En ambos países se extrae cobre también de manera subterránea. La provincia andina rica en cobre está asociada genéticamente al magmatismo cenozoico. Los estudios radiométricos han permitido ubicar los procesos de mineralización en el Terciario. Se parte de la base de que el cobre y el molibdeno han surgido de la corteza oceánica fundida en la zona de subducción de la placa del Pacífico. Junto con el clima desértico reinante en esta región, tienen lugar numerosos compuestos cúpricos fácilmente solubles debidos a la oxidación. El yacimiento de Chuquicamata es famoso entre los minerólogos por sus diversos compuestos de cobre. Las mayores reservas de cobre se hallan en El Teniente, en Chuquicamata, en La Escondida y Salvador, complejos mineros ubicados en territorio chileno. En el sur de Perú se encuentran también importantes yacimientos de este mineral. En los últimos años se ha comenzado a explotar nuevas minas. Quebrada Blanca al norte de Chile y Cerro Verde cerca de Arequipa al sur de Perú son ejemplos de minas jóvenes de gran tamaño.

1.3.1.4.2.1.2 Estaño

La concentración de estaño más grande y rica del mundo se desarrolló en la Cordillera Real al oriente del Altiplano boliviano. Se trata de la provincia de antimonio-estaño-wolfram de Bolivia. Los yacimientos se extienden en una línea estrecha de unos 900 kilómetros a través de este país. El estaño es considerado como el producto minero más importante para la economía boliviana. La extracción se realiza por lo general a cielo abierto y se explota además bismuto, wolfram, plata, plomo, antimonio y zinc como productos secundarios. Los yacimientos se formaron durante procesos magmáticos complejos, cuando intrusionaron plutones en las gruesas series de sedimentos paleozoicas de la Cordillera Real y en su estribación sur. Dicho evento ocurrió en dos fases, una durante el Triásico superior y la otra en el Terciario (29 - 19 millones de años). Esos eventos provocaron la formación de filones de mineral de estaño y wolfram. La riqueza del Cerro Rico in Potosí[1], explotada ya en los tiempos de la colonia, se originó también en ese ciclo de formación. El Cerro Rico era para entonces la mina de plata más grande del mundo. La riqueza en minerales se extiende hasta el norte de Argentina, pero la mineralización de estaño ocurrió sobre todo en Bolivia. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.3.1.4.2.1.1

1.3.1.4.2.1.3 Yacimientos polimetálicos Los yacimientos polimetálicos no están dispuestos tan uniformemente como los de cobre y zinc. El norte de Argentina es conocido por los depósitos de polimetales, unos yacimientos que se extienden desde esa región hasta el norte de los Andes. De ellos se extraen principalmente mezclas de plomo, zinc, cobre y plata. La mayoría de los lugares de hallazgo son de edad terciaria. Se trata de áreas que han experimentado un intenso volcanismo extrusivo e intrusivo, proceso que condujo finalmente hacia una mineralización. En el noreste de Lima se halla el Cerro de Pasco, una montaña donde se encuentra la mina de plomo, estaño, cobre y plata más grande de los Andes y una de las concentraciones de polimetales más grandes de la Tierra. Se estima que los minerales se formaron hace unos 14 a 15 millones de años.

1.3.1.4.2.1.4 Oro Es poco lo que ha quedado de la fiebre del oro de los tiempos de la colonia. Aunque en los países andinos aún se busca oro, sólo dos áreas son económicamente significativas. En colombia estas son la Cordillera Central y Occidental y la zona costera del Pacífico. La otra área la conforma el norte de Bolivia y el sur de Perú. Un 30 %

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del oro proviene de yacimientos primarios y un 70 % de yacimientos fluviales o placeres auríferos. Los yacimientos auríferos primarios están asociados a filones de cuarzo en batolitas. En Colombia estas son las batolitas de Antioquía e Ibagué. El oro de la Cordillera Central se extrae en el norte, en el río Caura y en sus afluentes. Los placeres auríferos más importantes en el occidente son los localizados en la cuenca del Atrato y en el río San Juan. Los yacimientos de oro de Bolivia y Perú de mayor extracción son los que están ubicados al noreste de La Paz. También se encuentran parcialmente placeres auríferos en los tributarios del río Beni cerca de Teoponte y Tipuani.

1.3.1.4.2.2 Salitre y Guano

En el desierto al norte de Chile se concentra una cantidad única de nitrato. Los campos de salitre se hallan en las cuencas carentes de drenaje entre la Alta Cordillera y la Cordillera de la costa. El área explotable mide 700 km de largo y 100 km de ancho. Por varias décadas no se conocía con claridad las causas que dieron origen a estas zonas. Hoy en día se sabe que su desarrollo se ha debido a una ascensión capilar de las aguas y a las formaciones de costras durante el Cuaternario[1]. El clima árido extremo y la carencia de vegetación han contribuido a que el nitrato no se altere. Además, los campos eléctricos en el aire no impidieron la formación de una costra sólida de sal. Se acepta que las gigantescas áreas volcánicas de la Alta Cordillera han tenido que ver también con la génesis de los salares. Estas zonas aportaron la mayor parte de la sal que ahí yace. Las cenizas volcánicas y las aguas termales llegaban directamente a las cuencas. La concentración de nitrato de sodio o salitre (llamado también caliche) oscila entre el 7 y 15 %. Además de nitrato, en esta región hay ricas reservas de boratos, yodatos y cromatos. En las zonas áridas entre el sur de Perú y el noroeste de Bolivia se formaron enormes salares durante el Terciario superior. Estas formaciones comienzan a ser investigadas de manera sistémica hace poco tiempo. La extracción de borato, yodo y sobre todo de sal de roca en esa región se realiza desde varios años. Importante para la economía chilena es la extracción de litio. El yacimiento de este alcalino más grande del mundo se encuentra en el Salar de Atacama. Este metal se emplea también para producir baterias y pilas, de ahí su incalculable valor para Chile. El guano, un abono orgánico de estíercol de ave, es una materia prima del desierto casi olvidada. Antes de que surgiera la fertilización artificial, este producto tenía una fuerte demanda en los mercados por su alto contenido de nitrógeno orgánico. En los últimos años el guano ha recobrado importancia mediante el fomento de la agricultura ecológica. Sólo el clima desértico posibilita el enriquecimiento del suelo con guano, pues a falta de precipitaciones el excremento de las aves permance inalterado. La enorme cantidad de aves se debe a que en las aguas del Pacífico existen óptimas condiciones para el desarrollo de cardúmenes. Por ejemplo, el litoral, las penínsulas y las islas adyacentes a los oásis de neblina del desierto de Atacama son muy ricos en peces que ofrecen a la aves gran cantidad de alimento . Además, en esa región reinan cond iciones climáticas desventajosas para los humanos, lo que reduce las acciones antrópicas en ellas creando ambientes seguros para la reproducción de la avifauna. Desde el Pleistoceno se han formado en varias islas capas de estíercol de aves cuyo espesor sobrepasa los 50 metros. Su contenido medio de P205 oscila entre 12 y 20 %. Las áreas previas a las costas y las terrazas marinas son por lo general donde yacen los campos más ricos en guano. Se trata de zonas que permanecieron protegidas de los efectos de la erosión por medio del material joven que se depositó sobre ellas. referencias en este capitulo:

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[1] ver capitulo 1.1.1

1.3.1.4.2.3 Petróleo y carbón Las cuencas petrolíferas preandinas han sido vagamente investigadas por eso es difícil estimar sus reservas. En las cuencas de los ríos tributarios del Amazonas de Colombia, Ecuador, Perú y Bolivia se estiman unas reservas aproximadas de petróleo de 2 millardos de toneladas.

La cuenca del río Magdalena ubicada entre la cordillera central y oriental es conocida por su importancia petrolífera. Otros yacimientos importantes de Colombia están en el noreste del país, en la frontera con Venezuela y en la provincia de Putumayo en el sur. Otras de las áreas de Colombia que probablemente tengan reservas petrolíferas son la cuenca de Atrato y la península de la Guajira. Desde 1970 se investigan las grandes reservas de hidrocarburos en el espacio precordillerano de la región subandina mientras que en Ecuador y Perú los estudios se han concentrado primeramente a pequeñas áreas de potencial petrolífero. Los campos de explotación de estos yacimientos se localizan a lo largo y sobre todo al norte del río Napo. Las cuencas peruanas del río Marañón y del Ucayali cuentan con grandes reservas de petróleo. Y la mayor producción petrolera de Bolivia está localizada al sur de Santa Cruz y Bermejo, una región que es también rica en gas natural. En Argentina existen varias zonas con amplias reservas de petróleo y gas natural. Las reservas ubicadas cerca de Commodoro Rivadavia han sido explotadas desde hace tiempo y constituyen entre el 18 y 19 % de la producción petrolera de Argentina. Las amplias cuencas de la provincia Mendoza y Neuquén producen el 45 % de petróleo y el 35 % de gas natural del país. Todos los países andinos están en capacidad de satisfacer la demanda interna de hidrocarburos con su explotación nacional salvo Chile que sólo cubre entre el 30 y 40 %. Países como Ecuador y Venezuela pueden exportar incluso excedentes. Las reservas más grandes de carbón yacen en los sedimentos jóvenes de Colombia. Además de los pequeños yacimientos del Cretácico superior y del Terciario en la cordillera central y oriental se explotan 40 vetas (filones) cuyo espesor oscila entre 3 y 10 metros a cielo abierto desde 1984 en la península de La Guajira. El carbón es unos de los productos de exportación más importantes de Colombia y se estiman grandes reservas de este combustible fósil. En Argentina, Perú y Chile hubo o hay todavía sólo pequeñas minas de carbón. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.3.1.3

1.3.2 Constitución geológica de Centroamérica [1] Centroamérica se compone de una parte de tierra firme y de tres grandes grupos de islas. El espacio centroamericano comprende el área entre Tehuantepec en México hasta el istmo de Darién en la frontera panameña-colombiana. La parte marina o caribeña de Centroamérica está compuesta por las Grandes y Pequeñas Antillas con las islas de Sotavento y Barlovento, las Bahamas y las islas Turcas y Caicos. Gran parte del paisaje costero está rodeado por arrecifes coralinos[2]. Esta es la

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región del Caribe que tiene la mayor extensión de arrecifes. Los responsables de la configuración geológica de Centroamérica han sido los procesos tectónicos complejos que tuvieron lugar en esa región geográfica. En la formación de ese espacio relativamente estrecho han participado varias placas litosféricas pequeñas. Unas de las principales rocas de Centroamérica son las sedimentarias[3]. Otros de los factores dominantes de esa región son los volcanes y terremotos.[4] referencias en este capitulo: [1] ver capitulo [2] ver capitulo 5.4.1.7 [3] ver capitulo 1.2.1 [4] ver capitulo 1.2.1

1.3.2.1 La tierra firme de Centroamérica [1] Desde un punto de vista geológico, Centroamérica comienza al sur de la cuenca del río Balsas en México y llega hasta el río Atrato. Algo que resalta de la geografía centroamericana son las pequeñas cadenas de montañas de diferente orientación que dividen a este subcontinente en varios espacios geográficos. La clasificación topográfica de Centroamérica corresponde en gran parte a su constitución geológica. La región de Centroamérica más septentrional descansa sobre un núcleo cristalino de edad paleozoica[2] o prepaleozoica. Los sistemas plegados de los sedimentos del Paleozoico superior y del Mesozoico son también un factor dominante de su geología. En cambio, en la zona más meridional de este subcontinente se encuentran principalmente depósitos del Cretácico.[3] A éstos se le añaden sedimentos del Terciario acompañados de volcanismo.[4] Es en el Terciario superior cuando ocurre una fase orogénica. El eslabón de ambas unidades espaciales lo constituye el área volcánica que influye a las dos secciones y que deshace los límites entre éstas y los forma nuevamente. La actividad volcánica coincide con intensos fracturamientos de unos eventos de tectónicas de placa jóvenes. Dichos fracturamientos se perciben desde Guatemala hasta Panamá. Desde el punto de vista espacial, Centroamérica se clasifica (según Weyl, 1966[5]) de la manera siguiente: referencias en este capitulo: [1] ver capitulo [2] ver capitulo 1.1.1 [3] ver capitulo 1.1.1 [4] ver capitulo 1.2.1.3 [5] ver capitulo 1.4

1.3.2.1.1 La península de Yucatán Desde el punto de vista político, la mayor parte de la península de Yucatán pertenece a México. El interior de la península es una meseta calcárea levemente inclinada hacia el norte y el oeste cuyas faldas orientales descienden al mar como mesetas fragmentadas. La meseta plana está cubierta en el norte por carst al descubierto; la vegetación aumenta hacia el sur y aparecen formas cenotes[1], del maya "dzonot", unos pozos venerados porque atesoran agua no tocada por la luz. La Sierra de Ticul, probab lemente un piso estratificado o fragmentado, marca la región de Puuc, una zona tropical de cimas cársticas llanas. En el departamento del Petén, Guatemala, ubicado en el extremo meridional de la península, el paisaje de colinas llanas de carst se convierte en uno de relieves cónicos (cockpit karst) típico de los ambientes tropicales que culmina en los Montes Maya. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 2.2.2.1.4

1.3.2.1.2 La zona montañosa al norte de Centroamérica La región norte del departamento guatemalteco El Petén pertence todavía al tipo de paisaje de llanuras de la península de Yucatán. La sección sur es más montañosa y pertenece a las montañas calcáreas del Cretácico del centro de Guatemala, una región caracterizada por las maravillosas colinas cársticas.[1] La serie de colinas cársticas que forma un enorme semicírculo se extiende a lo largo del norte del país entre la llanura y la cadena montañosa constituida por rocas del Paleozoico y ubicadas al sur. La colina cárstica más impresionante se encuentra en Alta Verapaz. En la zona montañosa fluyen los ríos Lacantún, Ch ixoy y La Pasión, unos afluentes que confluyen en el río Usumacinta.

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La Sierra de Cuchumacantes es una de las unidades del paisaje más llamativa al noroeste de Guatemala. Esta sierra, limitada por sistemas de fallas, alcanza su mayor elevación a los 3.786 msnm lo que la convierte en las montañas más altas de Centroamérica. Su constitución geológica ofrece una gama amplia de rocas: calizas cretácicas, areniscas, lutitas y margas, como también afloramientos del basamento paleozoico en algunos lugares. Las montañas mayas comienzan en las llanuras ubicadas en el oriente y se extienden hasta muy cerca de la costa de Belice. Este complejo representa la sección norte del paisaje montañoso de Centroamérica constituido por rocas de edad paleozoica. El macizo de 1.122 metros de altura es un bloque de falla sumergido hacia el oriente. Desde el punto de vista morfológico dicha región puede interpretarse como un área llana levente ondulada y cortada por varios sistemas fluviales.

El largo cordón de montañas que se extiende desde el centro de Guatemala hasta el norte de Honduras es un factor dominante de la geografía del norte de Centroamérica. Esta cordillera parte de la región mexicana de Chiapas y atraviesa Guatemala formando un amplio arco abierto hacia el norte. La estribación de esta cordillera se halla en las islas caribeñas de Bahía. En Guatemala la Sierra de Chacús, de las Minas, de Chamá, de Santa Cruz y las montañas del Mico y de Merendón son parte de una unidad geológica separadas por un sinnúmero de sistemas de fallas. En el occidente dicho complejo alcanza una altura de unos 3.500 msnm, una elevación que desciende hasta 2.000 msnm en el oriente. La configuración geológica que se refleja a lo largo de la cadena de montañas es bastante compleja y está compuesta por esquistos cristalinos del Precámbrico o Paleozoico, de plutónicas ultrabásicas y ácidas depositadas de manera concordante y de capas plegadas del Pérmico-carbonifero. Las áreas más elevadas están acompañadas de suaves hondonadas y su apariencia e s de una montaña central. Las cadenas individuales están separadas por vertientes escarpadas en las que se han formado cuencas intramontanas rellenas de una gruesa masa de guijarro. Los grandes valles longitudinales son drenados por varias corrientes como el río Motagua, Polochíc, Negro y Culico. Estas enormes cuencas se abren hacia el mar Caribe. Las cuencas intramontanas pequeñas, en cambio, aparecen casi cerradas. La fisonomía orográfica del norte de Honduras tiene una composición semejante . Las rocas metamórficas cristalinas de edad paleozoica y en cantidades menores las intrusiones graníticas son los principales compuestos del (sub)suelo de esa región. En dicha composición participan también rocas sedimentarias de edad mesozoica, sobre todo las calizas que con frecuencia forman las cumbres. Completamente al norte, la Sierra de Omoa forma una unidad con la Islas de Bahía. Y al sur se localiza Pija, una sierra que mide 200 km de largo y alcanza una altura de 2.540 msnm. A ésta se le anexa la Sierra de Paya, de Agalta y la de la Cruz como también varias montañas del mismo tipo poco elevadas. Dichas sierras están separadas por valles profundos, por ejemplo, por los valles de los ríos Aguan, Sico y Paulaya. En esta región se localizan amplios sistemas de terrazas y dos niveles de piedemonte diferentes: uno entre 1.500 y 1.100 m y el otro entre 800 y 1.000 m. Las montañas alcanzan alturas sobre los 2.500 msnm.

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Las montañas que limitan la Cordillera de Entre Ríos están constituidas igualmente por rocas metamórficas de edad paleozoica. La estribación sur, en cambio, está formada geológicamente de manera muy diferente. Se trata de partes de una gruesa cubierta de rocas volcánicas de edad terciaria en el caso de la Cordillera Isabella, Darién y de las montañas de Huapi. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 2.2.2.1.4

1.3.2.1.3 El área volcánica de Centroamérica Tanto desde el punto de vista geológico como morfológico se pueden diferenciar dos ciclos de actividad volcánica. Por un lado, se tiene la enorme cubierta de roca ígnea volcánica o efusiva de edad Terciaria que se extiende desde la frontera de México, atravesando el centro de Guatemala y pasando por Honduras, El Salvador y Nicaragua. También San Andrés y Providencia, islas del Caribe pertecientes a Colombia, están compuestas por dicha cubierta. La segunda actividad volcánica es el ciclo cuaternario y reciente. El material rocoso de ese proceso forma elementos del paisaje jóvenes, sobre todo en el lad o suroeste de las rocas efusivas antiguas. Dichas unidades morfológicas se encuentran igualmente desde México hasta Costa Rica. Característico del paisaje de cubierta de rocas volcánicas es una secuencia de material no sólido volcánico de gran espesor de diferente resistencia que forma una especie de mesetas típicas de la geografía del centro de Honduras. Además con el tiempo se han depositado cuerpos de rocas de formas similares a las batolitas. En el suroeste de Honduras como en El Salvador y Guatemala se hallan altiplanicies cortadas por valles fluviales profundos. El paisaje volcánico reciente se extiende paralelamente a la costa del Pacífico en una superficie de 1.000 km de largo. Típicos elementos de ese paisaje son los estratovolcanes, grupos de volcanes, domos, agujas volcánicas, cuencas volcanotectónicas, calderas, entre otros. Dichas edificaciones volcánicas reposan sobre las rocas efusivas de edad terciaria.

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1.3.2.1.3.1 Los paisajes volcánicos de Centroamérica El proceso de las tectónicas de placas es responsable del volcanismo en Centroamérica. La pesada placa tectónica oceánica de Cocos se subduce por debajo de la placa caribeña cuyo tam año es mayor pero su peso específico es menor. Durante dicho proceso ocurre una subdución de porciones de la corteza oceánica-atlántica. En las zonas de subducción se funde la corteza oceánica a una profundidad de aproximadamente 100 kilómetros. El resultado de ese evento es un volcanismo sumamente explosivo en la superficie a donde son acarreados muchos materiales sueltos (bombas y lapilli) originando nubes ardientes peligrosas. Los volcanes, por lo general, son de reciente data. Las placas tectónicas en esa región todavía están activas. Eso explica las continuas actividades volcánicas y los movimientos telúricos que ocurren en toda la región centroamericana incluyendo México. Muchas de las islas caribeñas han surgido de eventos volcánicos. Amplias partes del istmo centroamericano están marcadas por el volcanismo y los movimientos sísmicos. Entre México y Guatemala se encuentra un área central de actividades tectónicas. Más de 80 volcanes se localizan en esa región de los cuales 44 están activos desde tiempos históricos hasta el presente.

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Los volcanes están distribuidos a menudo en fila formando volcanes gemelos. A continuación, los relieves clásicos que se encuentran en esa zona: Volcanes estratificados, conos de ceniza, cuencas colapsadas. El volcanismo viene acompañado por fenómenos postvolcánicos como solfatares, fumarolas o aguas termales, indicios de un campo geotérmico poco profundo. Los terremotos y las erupciones volcánicas causan con frecuencia estragos en las áreas habitadas del istmo centroamericano. Por ejemplo, el volcán de Agua en Guatemala ha destrozado en v arias ocasiones la antigua capital de este país, tanto así que se desistió seguir construyendo en esa zona. Especialmente desastroso fue el terremoto que sufrió Managua en 1972 y México en 1985. Honduras es el país de Centroamérica que menos ha sido afectado por movimientos telúricos catastróficos porque está ubicado en una de las regiones más estables del Caribe. El Salvador, por el contrario, es un país de volcanes. El Izalco ha estado activo en intervalos regulares hasta hace poco tiempo. Por ese motivo, inversionistas norteamericanos han construido un hotel en Cerro Verde, una montaña aledaña, pues los turistas pueden contemplar desde ahí el los borboteos incandescentes del cráter . Como un capricho de la naturaleza, el Izalco cesa sus erupciones justamente el día de la inaguración del complejo hotelero, los propietarios se declaran en quiebra y la administración del hotel pasa a manos salvadoreñas en la actualidad. En Nicaragua continúa el eje volcánico. Concepción y Maderas, dos volcanes gemelos que descuellan en el Lago Nicaragua. Costa Rica tiene también numerosos volcanes en su haber como el Poas y el Irazú, ambos en las inmediaciones de San José. El Chiriquí es el volcán elevado en el istmo centroamericano asciende a 3.478 msnm.

1.3.2.1.4 La zona montañosa al sur de Centroamérica Después de la útlima gran fase de formaciones de volcanes de Nicaragua y Costa Rica (el último volcán en formarse fue el Barú (3.478 m) localizado en Panamá) comienza a constituirse la última unidad geológica-morfológica grande de las montañas de Centroamérica, a saber, la zona montañosa del istmo. La parte noroeste está constituida por rocas plegadas del Cretácico y del Terciario. Ésta forma una franja estrecha entre el Lago de Nicaragua y el océano Pacífico y se sumerge -al sur- por debajo de la masa volcánica de la Cordillera de Guanacaste en Costa Rica. A esta cordillera la sucede otra sierra acompañada por una serie de precordilleras constituidas por rocas del Terciario inferior e influidas fuertemente por los volcanismos. Esa es la Cordillera de Talamanca con alturas sobre los 3.500 msnm. El Cerro Chirripó es la cumbre no volcánica más alta de Centroamérica (3.820 msnm). Su estructura interna es bastante compleja y está compuesta por sedimentos plegados de edad eocena y oligocena, por rocas volcánicas y por plutónicas del Terciario superior. Los valles de corte profundo, los sistemas de planicies del Terciario y los modelados glaciares en las zonas más altas marcan significativamente la fisonomía de esta cordillera. La Cordillera de Talamanca se convierte, sin interrupción, en la Serranía de Tabasará en Panamá y se va aplanando poco a poco hasta encontrar la cuenca de la zona del canal. En esta s ierra se hallan volcanes individuales como por ejemplo el Barú que es la mayor elevación del país. Exceptuando las rocas volcánicas y la zona con sedimentos de edad pérmica, estas cadenas de montañas panameñas están constituidas principalmente por sedimentos del Terciario. No hay que olvidar que esa región formaba parte del área marina en el Plioceno. Al otro lado del canal de Panamá, las elevaciones de la Sierra de San Blas y de Darién no sobrepasan los 1.000 msnm. Éstas se sumergen por debajo de la cuenca del Atrato en el sur. Una gran cantidad de penínsulas acompañan el eje principal del istmo: Santa Ele na, Nicoya, Osa, Burica, Soná y Azuero (de noroeste a sureste). Estas penínsulas se componen, a diferencia del eje principal, de sedimentos de edad mesozoica.

1.3.2.1.5 Áreas costeras y Tierras bajas Las zonas de valles se han hundido como fosas tectónicas paralelamente a las cadenas de montañas del norte de Centroamérica, cuya estructura se extiende hasta la depresión Caimán y hasta las islas del mismo nombre. También en Haití se observan estructuras similares. La isla se divide en horst (o pilares tectónicos) y graben (o fosas tectónicas) individuales. La amplia cuenca del río Ulua al norte de Honduras se extiende diagonalmente a esas estructuras. Al otro lado del punto de separación de las aguas hacia el Salvador, se observan dichas estructuras en la cuenca del río Comayaga y en el valle del río Gascorán. También el Golfo de Fonseca es parte de la configuración. A dicho curso con dirección norte-sur se le denomina también sistema de fallas. La Tierra baja más llamativa de Centroamérica es la cuenca de Nicaragua, una depresión geológica ocupada

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por las aguas de los lagos de Nicaragua y Managua.[1] Esta cuenca se extiende sobre el bajío del río San Juan hasta el mar Caribe. Esta llanura reposa a los pies de las cadenas volcánicas y de Maraibo. Una imágen realmente impresionante la ofrecen los dos volcánes que sobresalen del lago de Nicaragua formando parte de la isla de Ometepe. Hasta el Plioceno la cuenca era un espacio marino que separaba Norteamérica de Sudamérica. Esta depresión representa una región fronteriza de importancia biológica en la actualidad. Se cree que sistemas de fallas intervinieron en la formación de la cuenca. Como prueba de esto se tienen, entre otros, la gran cantidad de volcanes jóvenes y la intensa actividad sísmica[2] que caracterizan a esta región. Algo que también llama la atención es la disposición paralela a la línea de costa del Pacífico. Las llanuras litorales se observan principalmente en la costa caribeña de Nicaragua y en el litoral Pacífico de Guatemala y de El Salvador. Las zonas montañosas de Costa Rica y Panamá están igualmente rodeadas por Tierras bajas, unas zonas que representan la transición hacia la plataforma continental. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 3.2.2 [2] ver capitulo 1.2.1.2

1.3.2.1.6 Los yacimientos de Centroamérica Centroamérica no es tan rica en yacimientos, si se compara con otras regiones latinoamericanas (p.ej. Los Andes, Brasil, etc.). Sin embargo, después de la segunda Guerra Mundial se intensificó la búsqueda de petróleo en el subsuelo de este subcontinente. Las pegmatitas de Centroamérica, unas rocas ígneas plutónicas de las que se extrae moscovita, se encuentran asociadas a los granitos de edad paleozoica. Éstas yacen principalmente en la Sierra de Chuacús, un área de explotación de cuarzo como principal producto. Estas rocas intrusivas ácidas son, en sí, pobres en minerales acompañantes. Los yacimientos de minerales más importantes están asociados a magmatismos ácidos a intermedio jóvenes. Después del período de sedimentación cretácico, intrusionaron magmas como consecuencia de fuertes movimientos de las cortezas. Dicha masa viscosa se convierte, o en rocas plutónicas al solidificarse o es expulsada a la superficie terrestre a través de los volcanes. Importantes yacimientos de ese tipo son: Los yacimientos de mineral de hierro de Monte Carmelo (Nicaragua) y de Algalteca (Honduras). Los yacimientos de plomo y cinc de Metapán (El Salvador) y los de Alotepeque (Guatemala) y los yacimientos de plomo-cinc en caliza de edad pérmica y cretácica de Centroamérica. Los minerales de cobre de Santa Rita (Nicaragua). Los filones de cuarzo aurífero de Agua Fría y Rosario (Honduras), Pis Pis (Nicaragua), Abangares y Monte del Aguacate en Costa Rica. Las reservas de antimonio y de mercurio improductivas. Los filones de oro-plata de El Salvador y los de cuarzo y antimonita de Guatemala, Honduras y Nicaragua están asociados en su totalidad a las rocas volcánicas de edad Terciaria. Los yacimientos de manganeso de Costa Rica y Panamá son igualmente de ese tipo. El volcanismo cuaternario y el reciente ha producido hasta ahora sólo yacimientos de azufre solfatárico pocos significativos. Los placeres auríferos se encuentran en varios ríos. En esas zonas se localizan lavaderos de oro y de platino, éste último de menor rendimiento. Placeres de magnetitas e ilmenitas son comúnes en bancos de arena recientes y antiguos.

1.3.2.2 México La configuración geológica de México es en realidad la prolongación de la gran cuenca y de la meseta de Colorado de EE.UU con sus sierras afectadas por los procesos que dieron origen a los valles. Por lo tanto México pertenece - desde el punto de vista geológico - a Norteamérica hasta el istmo de Tehuantepec, estrecha franja de tierra a la que se une posteriormente el istmo de Centroamérica. No obstante, esa analogía es absurda desde el punto de vista geográfico cultural. De ahí que el término Centroamérica

comprenda tanto México como los demás países del istmo. El río Grande representa una aparente frontera natural al norte de esa región, mas desde un punto de vista histórico este límite lo establecen los agresores estadounidenses una vez concluida la ocupación imperialista de las provincias septentrionales de México. Antes la influencia cultural hispana llegaba norte adentro hasta que fue sustituida por la "civilización" estadounidense. Una situación que en la actualidad parece revertirse.

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Norteamérica termina geológicamente en el istmo de Tehuantepec. México une, por así decirlo, las cordilleras norteamericanas con el istmo de Centroamérica. Las áreas centrales de México están, por lo tanto, ocupadas por una altiplanicie con despeñaderos escarpados. Las montañas tienen una altura media de 1.400 msnm en el norte y en el sur alcanzan elevaciones de unos 2.300 msnm. Sobre el altiplano sobresalen cadenas de montañas en donde abundan volcanes que se unen a la sierra transversal volcánica en el sur. La Sierra Madre Occidental y la Sierra Oriental se levantan abruptamente. Esta característica geomorfológica se puede contemplar mejor desde la costa, sobre todo desde el oriente. En cambio, si estas montañas se observan desde el interior del país no son tan impresionantes. Hacia el sur el altiplano es limitado por las fallas con rumbo O-W. De esas separaciones transversales han surgido una serie de volcánes jóvenes. Un acontecimiento singular ha sido el nacimiento de un nuevo volcán en febrero de 1943 en Paricutín. Todo comienza con el ascenso de un par de nubes d e humo de una plantación de maíz. Durante la noche el suelo se quiebra causando un gran estruendo y columnas de humo oscuro emergen. Un día antes se forma un cono volcánico de unos 50 metros de alto que diez días más tarde asciende a 330 metros. El cono revienta y la lava comienza a fluir. Durante las noches ascienden columnas de fuego expulsadas del cráter similares a estrellas fugaces. Desaparece Paracutín, un poblado indígena aledaño, y el volcán recién nacido heredará el nombre del asentamiento sepultado bajo la lava. Las cumbres nevadas de la Sierra Volcánica Transversal son las más altas de México: la mayor es el pico Orizaba (5.700 msnm), el volcán Popocatépetl (5.452 msnm) ubicado en las inmediaciones de la Ciudad de México y el Ixtaccihuatl (5.280 msnm) frente al Popocatépetl en el Paso de Cortéz. Durante la edad del hielo enormes glaciares cubren estas montañas cuyas masas merman considerablemente con el transcurso del tiempo pues ellas se hallan en el norte alejadas del ecuador. Al sur de la cadena de volcanes, el altiplano desciende en el enorme valle del río Balsas cuya extensión es de unos 100 kilómetros.

1.3.2.2.1 El Altiplano de México La mayor parte de México está constituida por un bloque de altiplanicies correspondiente a la la estribación sur del continente norteamericano. Su anchura de 1.600 km en la frontera con EE.UU se reduce a 210 km en el istmo de Tehuantepec. El Altiplano se extiende entre la Sierra Madre occidental y oriental. La península de California, separada por el golfo homónimo, es una prolongación de la cordillera costera (coast range) de California. Yendo más al sur, esta península casa con la Sierra Madre meridional en tierra firme. El límite sur del altiplano lo constituye una serie de montañas volcánicas[1] activas conocidas como eje volcánico, Sierra Volcánica Transversal o Meseta Tarasca-Nahua. La inclinación o disposición oriental es bastante empinada. Hacia el sur se extiende una llanura costera,[2] a saber, costas emergidas con espléndidos lagos y médanos, a veces inmensos, cuyos tamaños son equiparables a las dunas más altas de Europa ubicadas en la costa atlántica de Francia. La región meridional de México estabas sumergida obviamente durante el Mesozoico.[3] Todavía en el Cretácico superior no existía unión entre los dos hemisferios americanos. Justamente entonces comienzan las fases de plegamiento y levantamiento provocadas por la presión procedente del noreste. Paralelamente intrusionan magmáticas y violentos ascenso de magma que forman la cubierta y los conos volcánicos. Durante el Terciario y Cuaternario continuan las erupciones que determinan en gran medida la formación del subsuelo occidental del país. En la parte atlántica se sedimentan gruesos paquetes de material del Cretácico inferior que en la actualidad afloran en la superficie. En el paisaje de montañas y colinas de la Baja California se encuentran también depósitos de edad cretácica compuestos por granitos antiguos y esquistos cristalinos. Sólo en el área sur del río Grande del Norte hay sedimentos terciarios de gran espesor. Las áridas cuencas de Sonora y del Bolsón de Mapimi están rellenas con masa de material cuaternario pues la meteorización física (insolación) ha sido muy intensa en esta región y el material erosionado de las vertientes de las montañas ha sido lavado por los escasos pero recios aguaceros. Casi por doquier, los sedimentos de edad paleozoica constituyen la base para los depósitos jóvenes. Por esta razón, la mayoría de estos sedimentos está cubierta por deppósitos recientes. La Sierra Madre del Sur marca los límites definitivos del Altiplano de México —también orográficamente— al sur de la cuenca del río Balsas, una depresión que forma parte de Centroamérica. Dicha Sierra está formada por rocas sedimentarias paleozoicas y proterozoicas, de gneises antiguos y de esquistos cristalinos. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.1.3 [2] ver capitulo 2.1.1.7.1 [3] ver capitulo 1.1.1

1.3.2.2.1.1 Riquezas del subsuelo Toda la meseta mexicana alberga grandes reservas de plomo, cobre, estaño, cinabrio, azufre, oro y plata. Ya los Aztecas explotaban el oro y lo convertían en magníficas joyas y en otros objetos de arte. Taxco de Alarcón, la ciudad de la plata, albergó al Alexander von Humboldt, ingeniero y minerólogo, entre otras disciplinas,

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durante su estadía en México. Los yacimientos carboníferos ubicados en el norte del altiplano cubren por entero la demanda de México. El Cerro del Mercado es famoso por sus industrias de hierro y acero. Las grandes ciudades portuarias ubicadas en la vertiente este de la Sierra Madre Oriental se encargan de refinar y exportar el petróleo explotado en el interior del país.

1.3.2.2.2 La península de California La Sierra de Juárez, la de San Pedro Mártir y la de San Borja están formadas por rocas magmáticas del Mesozoico y en parte del Cenozoico. Se trata de cuerpos intrusivos, principalmente de granitos y esquistos cristalinos. Las rocas volcánicas neógenas también son parte de la constitución geológica en las áreas próximas a la costa. Éstas son además el principal componente de las formaciones del sur, específicamente del área a partir de la frontera entre la Baja California Sur y la Sierra de Santa Lucia. En esa región no ocurieron intrusiones plutónicas. Las rocas sedimentarias de edad mesozoica vuelven a determinar el paisaje geológico de la Sierra de San Lázaro (Cerro las Caistas, 2.164 msnm) al sur de la península. Las grandes extensiones de cuencas cuaternarias se localizan en la región del Desierto del Vizcaíno entre las sierras de Santa Lucia y la del Vizcaíno, ambas formadas por sedimentos del Cretácico[1], y en el extremo norte de la desembocadura del Río Colorado. Esta vasta cuenca delimitada por fallas comprende el Gran Desierto y el Desierto de Altar que se hallan fuera de la Baja California. Esta depresión está limitada por rocas plutónicas del Mesozoico y del Cenozoico y por antiguos sedimentos de edad paleozoica. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.1.1

1.3.2.3 Las Antillas Las Antillas ("Las islas de la India occidental") se dividen en tres grupos de islas: Las Grandes Antillas, Las Pequeñas Antillas, Las Bahamas, La constitución geológica del archipiélago de las Antillas ubicado entre Norte-. y Sudamérica corresponde a la del Arco volcánico de Sunda que se localiza entre Australia y Asia. Ambos se hallan en el gran cinturón de fallas de los mares mediterráneos. Las Bahamas están constituidas sobre todo por sedimentos[1] calcáreos jóvenes. La zona de las Grandes Antillas, en cambio, está constituida por múltiples estructuras de calizas cársticas del Cretácico y del Terciario, por esquistos y por serpentinitas o por rocas plutónicas. El Arco de las Pequeñas Antillas está compuesto principalmente por volcanes jóvenes y activos aún, exceptuando a Barbados y a las islas Vírgenes. En cambio, las Bahamas, Barbados y Curaçao están compuestas por arrecifes calcáreos. En las áreas externas de las Antillas se localizan grandes fosas oceánicas (p.ej. La fosa de Puerto Rico cuya profundidad se estima en unos 9.000 metros). También las cuencas entre Cuba, las islas Caimán y Jamaica alcanzan grandes profundidades (p.ej. La fosa de las Caimán cuya profundidad se calcula en unos 8.000 m.). referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 2.1.1.8 [2] ver capitulo 1.2.2.3

1.3.2.3.1 Las Grandes Antillas La costitución geológica de las Grandes Antillas es muy similar a la de tierra firme de Centroamérica. El eje está constituido por esquistos y gneises[1] cristalinos y por rocas ígneas o eruptivas.[2] Al norte, dicha constitución incluye conchas y corales calcáreos[3] jóvenes de alta carstificación que se han transformado en un típico paisaje de colinas cársticas debido al clima reinante en esa región.

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Cuba, la isla más grande del Caribe, está marcada por un paisaje de colinas suaves constituidas principalmente por calizas. Las bahías, lagunas y las ciénagas son típicos elementos del paisaje litoral. La parte norte de la isla, entre Santa Clara y Mos, es atravesada por una banda de rocas intrusivas de edad mesozoica. En tres lugares predomina un paisaje cordillerano: en el noroeste se encuentra el valle de Viñales, una llanura cárstica bordeada por la Sierra de los Órganos que se caracteriza por su pronunciado cono cárstico, primera formación de su género que se haya investigado exhaustivamente en el mundo. Es por esa razón que se hayan adoptados los términos técnicos cubanos sobre formaciones cársticas en la literatura científica . La Sierra de Trinidad (pico San Juan, 1.135 msnm) se encuentra en la parte central de la isla. El pico Turquino (1.994 msnm), la mayor elevación de Cuba, se halla en la Sierra Maestra constituida por sedimentos de edad cretácica. En esa región inhóspita del país estuvieron concentrados los grupos revolucionarios de Fidel Castro que logran concretar su proyecto con el asalto a la Habana. Las características más relevantes del relieve de Cuba son las que se han expuesto anteriomente. No obstante, es importante mencionar el declive hacia la fosa de las Caimán: en la parte sur, la costa desciende abruptamente unos 7.000 metros bajo el nivel del mar. Eso se explica por medio de las cuencas tectónicas de niveles formadas en el suelo marino. La isla principal está rodeada por unas 1.600 islas pequeñas constituidas por corales calcáreos en su totalidad. Además del azucar y del tabaco, principales agroproductos de exportación de Cuba, el país es rico en materia prima mineral. En el subsuelo cubano se encuentran yacimientos de níquel, cromo y cobalto. En cambio, hierro, manganeso y oro sólo se explotan en pocos yacimientos realmente productivos. La cantidad explotada de petróleo y de gas natural no cubre la demanda interna. Esto ha sido una razón s obre la cual se basaron los programas de promoción de energía atómica en los años setenta del siglo pasado. La tragedia de Tschernobyl y la caída de la Unión Soviética frustaron, por suerte, la continuación de dichos proyectos. La segunda Antilla más grande es la Española, formada por Haití y la República Dominicana. Delante de sus costas ricas en bahías se encuentran los arrecifes coralinos. La fisonomía del paisaje en la Españolas es, en comparación con la de Cuba, muy variada. La isla es montañosa y su mayor elevación es el pico Duarte que alcanza unos 3.000 msnm. El acceso hacia el interior de la isla es bastante difícil. Cuando Colón informa a la corona española sobre la naturaleza de la isla, toma una hoja de papel, la arru ga con su manos, la tira sobre la mesa y dice: "Esa es la Española, sólo montañas y valles". Un basamento antiguo compuesto de granito, gneisen y dioritas atraviesa la isla de noroeste a sureste. A ese basamento se le añaden calizas plegadas durante el Cretácico y el Terciario y marga, en parte con la formación de colinas cársticas. Las rocas volcánicas están con frecuencia intercaladas. Los sistemas de fallas delimitan la cordillera y en la actualidad la isla es sorprendida con frecuencia por fuertes temblores. El pico Duarte, la mayor elevación de la isla y de todas las Antillas, mide 3.175 msnm y está constituido por rocas intrusivas del mesozoico. Al norte y al sur de la Cordillera Central la isla es atravesada por cuencas que están delimitada por zonas de fallas. Las Blue Mountains se elevan hasta 2.257 msnm al este de la isla Jamaica, montañas a las que se le anexa una meseta calcárea baja. La geomorfología del oriente de la isla está marcada por un paisaje netamente cárstico en donde predominan las dolinas y las colinas cársticas (llamadas también mogotes cársticos), especialmente en el „Cockpit Country“. Las Blue Mountains representan el núcleo de la isla y forman la estribación NW-SO de la sierra plegada de la cordillera antillana, que acá se ha elevado con mayor vigorosidad que en otras zonas de la isla. Sobre ella se ha formado de manera discordante una meseta de caliza en su totalidad de edad terciaria que constituye la mayor parte de la isla y cuya altura no sobrepasa los 900 msnm. Las terrazas de sinter de Jamaica forman -en parte- cuencas petrificadas sobre las que caen aguas azules en forma de cascadas. Puerto Rico es considerada -sobre todo por los estadounidenses- como la isla más hermosa de las Antillas. Aquellos europeos ajenos a McDonalds mas bien se sorprenden de esa apreciación. De ahí que muchos visitantes europeos se sensibilicen por las insistentes preguntas de los puertoriqueños "quiénes somos?". Sin embargo, la constitución geológica no está influida por la norteamericanización (tal es el caso de México).

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En la superficie se perciben claramente tres divisiones. Las partes superiores de la isla están cubiertas con volcánicas y plutónicas, unas rocas que están rodeadas de sedimentarias del Jurásico, esquistos, conglomerados, tobas y cenizas. El área norte está constituido por mesetas calcáreas paleogenas con extraordinarias formaciones de colinas cársticas tropicales. Uno de los observadores espaciales más grandes del mundo se encuentra en esa isla y su administración está, naturalmente, en manos de los estadounidenses. El límite de la placa caribeña y americana ha provocado grandes desplazamientos verticales en el mar. A pocos kilómetros de la costa se halla la fosa de Puerto Rico cuya profundidad se estima en unos 9.000 metros. Como contraste se contempla en la isla un horst de 1.338 m de alto. referencias en este capitulo: [1] ver capitulo 1.2.2.1 [2] ver capitulo 1.2.2.2 [3] ver capitulo 1.2.2.2

1.3.2.3.2 Las Pequeñas Antillas Las Pequeñas Antillas son de origen volcánico, exceptuando a las islas Vírgenes y Barbados que están compuestas por corales calcáreos y por sedimentos jóvenes. Las islas albergan seís volcanes activos y once extintos. El Mt. Pelée, un volcán localizado en las montañas de ese mismo nombre, es el más famoso por sus varias erupciones en el año 1902. Las cimas del cono volcánico que reposan sobre las placas oceánicas, emergen, parcialmente, del fondo del mar dando origen a las islas. El volcán Sufrière en Guadalupe es la cumbre más alta (1.467 msnm) de estas Antillas. A la altura de Puerto Rico estas Antillas - como islas de Barlovento- se dirigen hacia el sur hasta Trinidad y Tobago , y como islas de Sotavento se ubican delante de las costas venezolanas. Las islas de Barlovento forman un arco de 800 km de largo con orientación sureste hasta la tierra firme sudamericana. Los procesos tectónicos originados en el límite entre la placa caribeña y la americana son los responsables de la génesis de estas islas. La isla Barbados ha sido previamente formada más al oriente en el Atlántico. Las actividades volcánicas no han provocado su surgimiento, por lo tanto esta isla presenta otra configuración geológica. Su basamento está constituido principalmente por sedimentos. Los arrecifes coralinos se han elevado hasta casi 400 metros como terrazas de playa por medio de tendencias de levantamiento recientes. Estos arrecifes abarcan la mayor parte de la isla. En Barbados el drenaje ocurre de manera subterranea. De las islas de Barlovento, Trinidad y Tobago son las más meridionales. Dichas islas están muy próximas a las costas venezolanas y están separadas de éstas por los extrechos de "Boca de Serpiete" y Boca de Dragón". El Arco fue inundado al aumentar los niveles del mar después de la Edad Glacial. Su constitución geológica es similar a la de la Cordillera Caribe de Venezuela. Las estructuras septentrionales de la cordillera, extendidas con una orientación oeste - este y compuestas por sedimentos de edad jurásica-cretácica, están delimitadas por marcados sistemas de fallas. La Northern Range de Trinidad, una cordillera rica en cascadas alcanza su mayor elevación de 940 msnm en el Cerro Aripo. El resto de las sierras son más bajas y están rodeadas por extensas ciénagas. El basamento fue plegado por tectónicas del Terciario. El área restante de ambas islas está compuesta por sedimentos terciarios. El volcanismo no ha influido en su génesis. Estas islas son ricas en yacimientos petrolíferos y gasíferos. Ahí se explota también asfalto natural. El lago de la Brea, por ejemplo, se ha formado de fuentes de asfalto natural. Las "islas de Sotavento" están estrechamente ligadas a la tierra firme sudamericana. El relieve de dichas islas es poco elevado y predomina un paisaje de llanuras onduladas. La mayor parte de los basamentos cristalinos de las islas está rodeada por arrecifes coralinos. La extracción y producción de petróleo es el componente económico más significativo de esas islas áridas.

1.3.2.3.3 Las Bahamas El archipiélago de las Bahamas tiene una extensión de 14.000 km² y está formado por un Arco Insular de 1.000 km de largo. Existen 30 islas grandes y 700 pequeñas y alrededor de 2.400 arrecifes coralinos. Dicho sistema de islas dispersas era un escondite ideal para los piratas y corsarios. En la actualidad las Bahamas son, por su playas de arena blanca, por sus cálidas aguas y por su rico mundo submarino, un lugar predilecto para el submarinismo y el velerismo. La mayoría de las islas son llanas y están compuestas por elevados corales calcáreos muy jóvenes y por una coraza calcárea bastante carstificada, lo que explica la inexistencia de aguas sobre la superficie. Estas islas surgieron del Gran y Pequeño Banco de las Bahamas, un dorsal oceánico llano de origen volcánico. Hacia el noreste dicho dorsal desciende hasta 5.000 metros de profundidad.

1.4 Literatura sobre la geología de Latinoamérica ACEÑOLAZA, F.G., U.A. (HG.), 1983: Geología de la Sierra de Ancasti. Münster. Forsch. Geol. Paläont. 59, Münster

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naturesp - Espacios naturales de Latinoamérica:

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AHFELD, F., BRANISA, L., 1960: Geología de Bolivia.La Paz BAHLBURG, H. BREITKREUZ, CH., GIESE, P (HG.)1988: The Southern Central Andes. Lecture Notes in Earth Sciences 17, Berlin BEURLEN, K., 1970: Geologie BrasiliensBerlin CHARRIER, R., 1981: Geologie der chilenischen Hauptcordillere zwischen 34° und 34°30´ südlicher breite und ihre textonsiche, magmatische und paläogeographische Entwicklung. Berliner Geowiss. Abh., Reihe A/ 36 CHONG, G., 1984: Die Salare in Nordchile – Geologie, Struktur und Geochemie. Geotekt. Forsch. 67, Stuttgart FAUPL, . 2000: Historische Geologie. Wien. GERTH, H., 1955: Der geologische Bau der südamerikanischen Kordillere. Berlin MILLER, H., 1973: Neues zur Geologie von ChileZbl. Geol. Paläontol. Teil I 1973, 76-14 PUTZER, H., 1962: Geologie von Paraguay. Berlin PUTZER, H., 1976: Metallogenetische Provinzen in SüdamerikaStuttgart SAUER, W., 1971: Geologie von Ecuador. Berlin STIBANE, R., 1968: Zur Geologie von Kolumbien, Südamerika: Das Quetame- und Garzón-Massiv. Geotekt. Forsch. 30, Stuttgart STIEFEL, J., 1974: Zur tektonischen Interpretation jungkänozoischer Sedimente und Landformen in der Küstenzone Mittelchiles. Geotekt. Forsch. 46, Stuttgart, 70-194 TISTL, M., 1985: Die Goldlagerstätten der nördlichen Cordillera Real /Bolivien und ihr geologischer Rahmen. Berliner Geowiss. Abh. 65. Berlin WEYL, R., 1961: Die Geologie Mittelamerikas. Berlin WEYL, R., 1966: Die Geologie der Antillen. Berlin WEYL, R., 1980: Geology of Central America. Berlin/Stuttgart ZEIL, W., 1964: Geologie von Chile. Berlin ZEIL, W., 1979: The Andes. A geological Review. Berlin ZEIL, W., 1986: Südamerika. Stuttgart

2 Geomorfología, o: el relieve de Latinoamérica La geomorfología(del griego "geo" = tierra o país, "morphe = forma y "logia" = estudio), registra, describe y explica la superficie terrestre en su totalidad y en sus partes, las formas y estructuras existentes, las fuerzas que intervienen en su génesis y el tiempo que han tardado estas unidades y estructuras en tomar la fisonomía que muestran en la actualidad. Según el ámbito de estudio la geomorfología se clasifica en: morfografía (medición y descripción exacta de las formas), morfogenésis (explicación del surgimiento de las formas) y morfodinámica (estudio de los procesos que tienen lugar actualmente). A lo largo de la historia científica se ha formado una escuela de geomorfología estructural (trata de los fundamentos litológicos y tectónicos) y una escuela de geomorfología climática (trata de la influencia del clima actual e histórico en la morfogénesis). Como en otras ramas de la geología y geografía, esta disciplina se divide en geomorfología general y geomorfología regional: La geomorfología general representa la parte nomotética que se ocupa de las relaciones existentes entre las formas estructurales de la Tierra y los procesos que las originan. Esta disciplina tiene como objetivo establecer leyes y normas generalmente aplicables. La geomorfología regional estudia las propiedades específicas de una región y tiene como objeto de estudio las formas del relieve en áreas determinadas. Debido a que la composición de cada geofactor varía de una región a otra en la actualidad y en el pasado, la combinación forma del relieve y estructura de proceso es también diferente y única. Por ejemplo, la formación del relieve en Latinoamérica depende tanto de las estructuras geológicas del basamento[1], como de las condiciones

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