GEOLOGÍA DE AMÉRICA DEL SUR


GEOLOGÍA DE AMÉRICA DEL SUR

Fuente: ESPACIOS NATURALES DE LATINO AMÉRICA
Desde la Tierra del Fuego hasta el Caribe
Axel Borsdorf, Carlos Dávila,
Hannes Hoffert, Carmen Isabel Tinoco Rangel.
INSTITUT FÜR GEOGRAPHIE DER UNIVERSITÄT INNSBRUCK

NOTA: Los Cuadros están en idioma alemán y pronto tendrán traducción para mejor comprensión del hispanohablante.



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 Antíguos Escudos Cristalinos,
las Jóvenes 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.



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. Los testigos más antiguos del pasado se encuentren en el Escudo o Cratón de Guayana.


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 Hadeano, 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.


No es fácil comprender los grandes períodos de la historia terráquea.

La ilustración siguiente muestra la duración de las eras:



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 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.


AFLORAMIENTO DE LA ERA ARCAICA Y PROTEROZOICA.



Las Rocas de la Era Arcáica 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 Proterozóico ocupan mayores extensiones que las arcáicas especialmente por el gran espesor de la corteza terrestre, producto de eventos tectónicos "modernos" para esa época. Está comprobado que en el Precámbrico inferior hubo procesos orogénicos y vulcanismo ácido, eventos que dejaron como resultado una corteza terrestre de mayor espesor que la del arcaico.


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.

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.



MOVIMIENTOS TECTÓNICOS.

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.

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 comprende, 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.


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 actualidad 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 morfogenética 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 abombamientos (anteclises) y depresiones (sineclises).


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.

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.


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.



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.


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 solidificado 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 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.


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.


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

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.



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.


ALTERACIÓN O METAMORFISMO POR CONTACTO.

Cuando una masa de magma ardiente en su ascenso choca con un lecho rocoso, la roca 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.



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 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 general.



ROCAS DE LA METAMORFÓSIS.

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:


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 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).


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 ------- Sedimentos marinos

Depósitos en la superficie terrestre------- Sedimentos terrestres

Depósitos en lagos------- Sedimentos límnicos

Depósitos de ríos -------Sedimentos aluviales

Depósitos de glaciares -------Sedimentos glaciales

Depósitos del viento -------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.


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 arcillas 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.


SEDIMENTOS CLÁSTICOS.

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


MÁS SOBRE LAS ROCAS CLÁSTICAS.



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:

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.


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.


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.


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.

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 hundiéndose, 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.


GEOLOGÍA REGIONAL.-

La geología 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, Paleozoico, Cenozoico.


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.


La Cordillera de los Andes se eleva a lo largo de toda la costa del 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, morfológico 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.

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 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.

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.



El Cratón de Guayana 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 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

3,4 – 2,7 millardos de años

Pre-transamazónico

2,4 -2,1 millardos de años

Transamazónico

2,1 -1,7 millardos de años

Parguazense

1,6 -1,4 millardos de años


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 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 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.

Pre-transamazónico


Pre-transamazónico: 2,4 – 2,1 millardos de años

Se presume que la formación Guriense sufrió una metamorfosis 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 verdes.

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 ese 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.




Formación Roraima

Después del evento transamazónico se depositaron sedimentos molásicos continentales y rocas volcánicas 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 metros. 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.


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.



El Escudo brasileño

El Escudo brasileño se caracteriza, al igual que el Cratón de Guayana, por los diferentes zócalos arcaicos 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 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 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

3000 -2700 millones de años

Guriense

3000 – 2700 Mio. Jahre

Jequié

2700 -2600 millones de años

Transamazónico

2000 -1700 millones de años

Parguazense

1500 -1500 millones de años

Espinhaço

1300 -1000 millones de años

Rondoniano

1300 -1000 millones de años

Brasiliano

700 -450 millones de años





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.

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. Durante 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.

§ 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.

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 basamento 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.


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.


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.

El Escudo Patagónico





El basamento lo constituyen rocas antiguas de la meseta patagónica, 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. 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.


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.


Cuencas Epicontinentales



Sobre la plataforma sudamericana consolidada a finales del Precámbrico se formaron durante el Paleozoico extensas cuencas. Estas estructuras pueden ser denominadas sineclisas 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



La cuenca del Amazonas

La cuenca del Amazonas 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 desembocadura, el Amazonas desciende sólo 100 metros.

La cueca puede dividirse en tres secciones:

§ 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 diferentes fases de elevaciones, procesos que han determinado la sedimentación y erosión de cada subcuenca. Los sedimentos han sufrido pocas deformaciones y metamorfismos, 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 superior la cuenca drenaba hacia el Pacífico al oeste del Arco de Iquitos. Apenas en el Mioceno —hace unos 12 millones de años— el río Amazonas invierte su curso con el levantamiento de los Andes.




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. 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 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.


La Cuenca del Paraná



La mayor superficie de la cuenca del Paraná 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.



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, 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, 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 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.

Llanos de Orinoco

La llanura ubicada entre la Cordillera Caribe en el norte, los Andes en el oeste y el Escudo guayanés en el sur, tiene una extensión de 260. 000 km². También Colombia y Brasil se encuentran parcialmente en esta

La llanura ubicada entre la Cordillera Caribe en el norte, los Andes en el oeste y el Escudo guayanés 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 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 Cretácico 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 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.


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).


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 superior hasta el Cretácico 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 se encuentra una serie clástica no marina

§ Las evaporitas caracterizan el área central

§ En los rellenos suspendidos 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 sudamericana 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.

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) 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 subcuencas 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.

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 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 metros. Este graben que se extiende desde Chile hasta México forma un talud continental empinado en la costa occidental de Latinoamérica.


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.

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 del 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.


Los Andes en comparación con los Alpes

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 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 de importancia mundial, mientras que en los Alpes hubo escasas mineralizaciones.


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 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 metros. 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 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 andinas.

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.



Las Sierras Pampeanas


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). 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.


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:



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 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. Únicamente 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 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 contiene 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.

La Cordillera Oriental, una cadena que atraviesa todo Ecuador con sus 650 km de largo, está conformada 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.



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.




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 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 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 constitución 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 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.


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<>

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 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.


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.


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 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.


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.

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 territorio 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 metros.

§ 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.


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 toneladas 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.


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).


PETRÓLEO

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. 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.


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 constituido carteles de materia prima siguiendo el ejemplo de la OPEP, pero sin que se haya tenido éxito alguno.


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.


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 concentración 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.


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, 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.


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.



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 % 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.


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. 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 condiciones 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.

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.


FIN DEL TEMA
Geología de América del Sur


2 comentarios:

Rubén dijo...

Muy bueno el material. tienen una visión general de sur america bastante completa y explicado de manera muy clara y comprensible. Dato: La CGMW ( comisión para el Mapa Geologico Mundial)publico en forma digital el mapa geologico de sur america en ingles ( en aleman es un poco dificil entenderlo). si quieres te lo puedo hacer llegar. Estoy unbicado en Venezuela.

Alexjungleman dijo...

Hola, Rubén. ¿Cómo estás? estaría muy agradecido si me facilitas el Mapa Geológico Digital de Sur América.
Podríamos intercambiar muestras de rocas con su descrpción técnica y publicarlas en este blog. tengo varias muestras de rocas de la Formación Roraima.
Mi correo: alexcorderob@gmail.com
Saludos...