El origen geológico de Sudamérica y su relación con la deriva de los continentes
Sudamérica -como los demás continentes-se originó por el movimiento de grandes porciones de lo corteza terrestre, llamados placas, que se generan y destruyen de manera continua a lo largo del tiempo geológico.
A principios de siglo. el geofísico y meteorólogo alemán Alfred Wegener (1880-1930) sugirió que los continentes se desplazan sobre la superficie del globo y que. inicialmente, habían estado unidos en un supercontinente. al que llamó Pangea, del cual se fueron separando de modo progresivo. Publicó su teoría sobre la deriva continental en 1915, con el título Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (La formación de los continentes y océanos). Uno de los argumentos científicos en que la fundamentó fue expuesto en 1914, en un congreso geológico internacional celebrado en Toronto, por Juan Keidel (1877-1954). en aquel entonces geólogo de la dirección nacional de Minas de la Argentina y, posteriormente, profesor de la disciplina en la Universidad de Buenos Aires. hasta su retiro en 1941.
Keidel había encontrado una gran semejanza entre terrenos aflorantes en la sierra de la Ventana y otros de las cercanías de la Ciudad del Cabo, en Sudáfrica. En 1917, dio a conocer un trabajo en el que destacó la precisa correlación entre las formaciones marinas y continentales de ambas regiones, señal de su evolución conjunta antes de la existencia del océano Atlántico. En especial, indicó la presencia de depósitos glaciares, prueba de que ambas áreas habían estado unidas a fines del paleozoico. cuando la masa terrestre formada por las actuales de Africa y Sudamérica se encontraba en las proximidades del Polo Sur y. por ende, cubierta de hielo.
Wegener no llegó a sospechar que Pangea fue un continente de corta vida; en su concepción. habría permanecido estable desde los inicios del enfriamiento original de la Tierra. Hoy, en cambio, se considera que. inmediatamente después de haberse formado, por colisión y amalgamamiento de diversos continentes menores, comenzó a desmembrarse. Se ha descubierto que los supercontinentes son, en realidad, inestables y que duran unas pocas decenas de millones de años. A lo largo de los aproximadamente 4500 millones de años de evolución de la Tierra (véase recuadro “La escala del tiempo geológico”). además de Pangea, existieron en el pasado geológico numerosos supercontínentes. que se formaron y desmembraron, como Gondwana, Vendia, Radinia, etc. No hay acuerdo entre los geólogos, sin embargo acerca de cuántos supercontinentes hubo, cómo estuvieron formados y cuándo se constituyeron y desmembraron.
El fenómeno por el cual se constituyen y fragmentan los supercontinentes consiste, en esencia, en desplazamientos de grandes porciones de la corteza terrestre, llamadas placas, que son enormes fragmentos de la litosfera (la parte rígida superior de la Tierra). Dichas placas se mueven en forma independiente sobre la astenosfera (la parte parcialmente fundida del manto de la Tierra, que esta debajo de las placas. más densa que la anterior y con un comportamiento plástico). La teoría que proporciona la explicación más ampliamente aceptada de los movimientos de la corteza terrestre y de las fuerzas que la originan se llama tectónica de placas y sostiene que el desplazamiento de ellas es provocado por movimientos de convección de la astenosfera, sobre la cual aquellas, por así decirlo, flotan. El encuentro de dos placas fuerza a una a hundirse debajo de la otra y penetrar en la astenosfera, en la que se descompone; pero, simultáneamente y con el mismo ritmo de la desaparición de la superficie de porciones de placas, se produce la aparición de otras. Las placas, pues, son absorbidas y regeneradas de manera constante. Como las continentales están formadas por corteza más liviana que las oceánicas, que son mas densas y pesadas – pues en la composición de aquellas predomina el aluminio y los silicatos, mientras que la de estas es ferromagnesiana-, cuando se produce su encuentro, las segundas se hunden por debajo de las primeras, o la corteza oceánica ingresa en la astenosfera debajo de los continentes. Al mismo tiempo, en las dorsales oceánicas, o cordilleras submarinas, se va reponiendo esa corteza destruida por extrusión de materia basáltica de la astenosfera.
De esta manera, los supercontinentes dieron repetidamente lugar, al fragmentarse, a océanos (véase “El origen del océano Pacifico”, CIENCIA HOY, 27:21-24); luego, estos se fueron reduciendo por subducción de la corteza oceánica (es decir, por el hundimiento del borde de una placa oceánica por debajo del borde de una continental adyacente, y restitución de la materia basáltica de aquella a la astenosfera, de donde procede), hasta que las masas continentales chocaron y se volvieron a amalgamar, con lo cual recomenzó el proceso (Fig. 1)
LA ESCALA DEL TIEMPO GEOLÓGICO
El esquema adjunto, tomado de un artículo aparecido anteriormente en CIENCIA HoY (27:24), orienta acerca de los tiempos en los cuales acontecieron los fenómenos que describe esta nota. El lector atento advertirá, sin embargo, que se ha hecho un cambio cronológico, ya que el límite entre el precámbrico y el paleozoico, que antes se ubicó hace 570 millones de años, ahora se fijó hace 530 millones. Ello se debe a que, a medida que avanza el conocimiento, se enmienda la escala temporal aceptada por la Unión Internacional de Ciencias Geológicas.
En cambio, no se han modificado las indicaciones de formación y desagregación de supercontinentes, si bien la teoría de que se constituyeron dos de ellos no es aceptada por diversos autores, que se refieren a más de cuatro, aunque difieren en cuanto a fechas y composiciones. Por ejemplo, hay acuerdo en que Rodinia se formó hace entre 1000 y 1100 millones de años, pero mientras para unos lo constituyó Laurentia, a su vez formado por una fracción de Europa, Norteamérica y gran parte de Gondwana, para Otros sólo una porción menor de Gondwana integró Rodínía; a su vez, hay quienes sostienen que el cratón del río de la Plata formó parte de Rodínia y quienes lo niegan. Vendía se habría formado hace 560 millones de años, pero no se sabe si Laurentia lo integraba; y Gondwana se terminó de amalgamar hace 530 millones de años, edad sobre la que no hay consenso.
En el continente sudamericano, en especial en su sector sur, se advierten excelentes evidencias de que ciertas tierras fueron antiguos fondos océanicos; por ejemplo, a lo largo del rio San Juan, en las proximidades de Calingasta, hay rocas basálticas que se formaron en los fondos marinos hace 460 millones de años (Fig. 2). Sus formas redondeadas se deben a un rápido enfriamiento bajo las aguas del antiguo océano de lapetus (nombrado así por uno de los titanes de la mitología griega, hijo de Gaia – o Gea -, diosa de la Tierra, y hermano de Okeanus, dios de los océanos), que bañaba las costas del continente de Launentía, cuyos relíctos han subsistido en el oeste argentino (en la zona de la precordillera), en los Apalaches norteamericanos y en los montes caledónicos de Escocia. Las rocas sanjuaninas son químicamente idénticas a las que se forman en la actualidad en las dorsales de los fondos oceánicos, como la cordillera centroatlantica.
Mediante dotaciones – efectuadas por el método de isótopos radiactivos-de los relictos de cortezas oceánicas que formaron parte de la superficie de los supercontinentes y aparecen como cicatrices que marcaron el cierre de océanos, se puede llegar a saber la fecha de formación de estos, cuándo cristalizaron las lavas fundidas en el fondo marino y cuándo se cerraron los océanos y las lavas quedaron expuestas en la superficie terrestre.
Los geólogos pueden calcular la edad de las rocas desde que, en 1907, el físico británico Ernest Rutherford, nacido en Nueva Zelandia y director del laboratorio Cavendish, de Cambrldge, le sugirió a Bertram Boltwood, químico de Yale, que se podían fechar los minerales mediante la radiactividad. El principio que se aplica es muy sencillo: se calcula la proporción de elementos radiactivos (llamados elementos padres o primarios) con relación a los derivados (llamados hijos o radiogénicos). La constante de desintegración (o probabilidad de que un átomo de un elemento padre se transforme en determinado tiempo en uno radiogénico) es constante para cada par de elementos radiactivos. Conociendo esa constante y la mencionada proporción, se puede deducir la edad de la roca.
Algunas precisiones:
Arco magmático:
En las zonas de subducción, donde la corteza oceánica se hundió debajo de la continental, las rocas que se encontraban a temperaturas ambientales en los fondos marinos y estaban saturadas de agua se fueron calentando lentamente a medida que avanzaban hacia el interior de la Tierra, pues cada cien metros la temperatura aumenta unos 2ºC a 3ºC. A los pocos kilómetros superaron los 200ºC, se deshidrataron y liberaron compuestos volátiles, los cuales, al tomar contacto con la astenosfera, parcialmente fundida, incrementaron el grado de fusión de esta y generaron magmas que fueron expelidos hacia la superficie por la presión litostátita. Un fenómeno de este tipo da lugar a que se forme una linea de volcanes encima de las zonas de subducción; como por lo general es curva, se la denomina arco magmatico.
Zonas de deformación:
Las capas sedimentarias de los fondos oceánicos se depositan horizontalmente y constituyen secuencias laminadas carentes de mayores perturbaciones; cuando quedan atrapadas en una zona de colisión, se deforman, se pliegan, se incrementa su temperatura y comienzan a recristalizarse, con lo que se constituyen nuevos minerales, estables en tanto se mantengan las renovadas condiciones de presión y temperatura. Las capas forman pliegues y fallas que se disponen en planos transversales a los esfuerzos dominantes.
Dirección de transporte o vergencia:
Cuando capas sedimentarías estratificadas resultan deformadas y movidas de su posición original, la dirección de transporte arroja luz sobre la cinemática de la deformación. Cuando la placa de Asia chocó con la de la India, los fondos oceánicos de esta se hundieron hacia el norte, dirección determinada por la inclinación previa de la zona de subducción, mientras que la corteza continental asiática fue transportada hacia el sur.
Estudios paleomagnéticos:
Cuando una lava se solidifica, sus partículas ferromagnéticas se orientan hacia el norte magnético de ese momento como si fuesen agujas imantadas; conservan su posición y la imantación que adquirieron (llamada magnetismo remanente) para siempre (salvo si sufren un nuevo calentamiento muy intenso). El campo magnético remanente tendrá una declinación (ángulo que forman el meridiano geografico y el magnético, o ángulo por el cual el Norte magnético difiere del geográfico) y una inclinación (ángulo formado por la dirección de las lineas de fuerza del campo magnético terrestre con el plano horizontal de cada lugar) magnéticas que dependerán de la latitud en la que se formó la roca. Si lavas solidificadas se mueven, podrán preservar en su nueva posición sus condiciones magnéticas originales, que no seran coincidentes con el campo magnético actual del lugar. Si se puede medir el magnetismo remanente de una roca (o paleomagnetísmo), se conocerá la latitud a la que se formó (o paleolatítud); si se mide el Paleomagnetismo de rocas de diferentes edades, se podrán calcular las variaciones de paleolatitudes que sufrieron y, por tanto, la velocidad mínima de deriva de un continente. De esa forma se han estimado los movimientos relativos de América y África que dieron lugar a la formación del Océano Atlántico.
Así, el tiempo que tarda la mitad del isótopo uranio 238 (U238) en convertirse en plomo 206 (Pb206), llamado vida media, es de 4500 millones de años. Otros isótopos radiactivos tienen distintas vidas medias: el potasio 40 (K40), que se transforma en argón 40 (Ar40), 1300 millones; el conocido carbono 14 (C14), que pasa a nitrógeno 14 (N14) y se usa para datar restos de seres vivos, sólo 5730 años. Según esto, para rocas viejas, el estudio se hace usando U238/Pb206; para intermedias, K40IAr40, y para las más recientes C14/N14, cuyo alcance en geología es mucho más limitado, pues, a partir de una edad de 30.000 años, arroja resultados con un margen de error alto y. a partir de los 70.000, resulta casi imperceptible el elemento primario.
Para datar la formación de los océanos se usa generalmente la medición de U238/Pb206, dado que la temperatura de cristalización de las rocas es cercana a la de bloqueo del método (unos 8000C), a partir de la cual los elementos radiactivos desaparecen – o como suele decirse, el reloj vuelve a cero -. En cambio, para calcular la fecha de cierre de aquellos, son más útiles substancias con menor temperatura de bloqueo, como K40/Ar40, que en las micas y según su composición, las alcanzan a los 300-5000C, precisamente a las que llegan los niveles intermedios a superficiales de la corteza durante ese proceso.
El mapa geológico o paleogeográfico de Sudamérica (Fig. 3) indica la ubicación de las mencionadas cicatrices que marcaron el cierre de océanos y señala las fechas en que existieron estos. El estudio de los restos de corteza oceánica permite a los geólogos armar el rompecabezas, identificar las antiguas placas continentales, reconstruir sus movimientos relativos y llegar a entender los procesos que llevaron a la formación de los actuales continentes. Los conceptos que subyacen en su razonamiento son simples; por ejemplo, que un continente sólo puede moverse si se produce un hundimiento de corteza oceánica en alguna zona de subducción; pero cuando ello sucede, dicha corteza se calienta, se deshidratan sus minerales y las substancias volátiles resultantes, al tomar contacto con la astenosfera, la llevan a un mayor grado de fusión y dan lugar a magmas (o masas ígneas fundidas) que salen a la superficie por volcanes y se consolidan al enfriarse. Si se conoce la distribución y edad de los volcanes, se puede saber cuándo existió subducción o, en otros términos, cuándo se movieron las antiguas placas.
Es así como se ha establecido que la cadena del Himalaya se formó por el cierre de un antiguo océano, el Tethys (nombrado así por la diosa del Mediterráneo, hermana y esposa de Okeanos), que separaba el centro del actual continente asiático de lo que hoy es la India (Fig. 4).
Sabemos que, en ese caso, la corteza oceánica se hundió hacia el norte, por debajo del Asia central, dado que las rocas del antiguo arco volcánico se han preservado exclusivamente al norte del Himalaya. Cuando la corteza oceánica termina de desaparecer por debajo de un bloque continental, este – en el que se encuentra el arco magmático – siempre acaba montándose o cabalgando, mediante fallas y pliegues, sobre el otro que se le yuxtapone. De esta forma, se puede establecer la dirección y el sentido del movimiento de las placas. Las flechas en el mapa geológico de Sudamérica indican el movimiento relativo de transporte o vergencia de las zonas de deformación producidas por la colisión de diferentes placas (véase recuadro “Algunas precisiones”).
En las figuras 5 y figura 6 muestran la hipotética evolución de las placas que se reconocen en el sur de Sudamérica, en el precámbrico, entre unos novecientos y unos quinientos treinta millones de años atrás, y en el paleozoico, entre unos quinientos treinta y unos trescientos cincuenta millones de años, respectivamente. Se reconocen en los esquemas tres grandes océanos: el de Adamastor (así llamado por el gigante de las tormentas de la antigua literatura portuguesa, que se irguió ante las naves de Vasco da Gama cuando quisieron trasponer el cabo de Buena Esperanza), que separó las masas continentales o cratones del Kalahari y del río de la Plata y existió, por lo menos, entre 750 y 530 millones de años atrás; el océano de Brasllides, que separó los cratones de Pampia y del Plata y existió entre 640 y 530 millones de años atrás; y el océano de Iapetus, que separaba el Gondwana de los terrenos de Laurentia, entre 540 y 350 millones de años atrás.
Las hipótesis que expresan las figuras pueden ser verificadas por medio de estudios paleomagnéticos, que indican las latitudes en las que estuvieron ubicados los bloques continentales en el pasado. También se pueden confrontar con análisis petrológicos y geoquimicos, que brindan información sobre los procesos, ambientes y condiciones de formación de las rocas, y con datos paleontológicos, que permiten distinguir las diversas provincias florísticas y faunisticas, sus afinidades y sus diferencias. Por ejemplo, las direcciones relativas de los paleopolos eran distintas para la Puna y Gondwana, indicio de que, en cierto momento, hace más de 460 millones de años, parte del noroeste argentino no perteneció a Gondwana. Los estudios isotópicos del basamento de la precordillera muestran, también, que las rocas son allí diferentes de las del resto de Gondwana, pero similares a las de los Apalaches. A su vez, los fósiles cámbricos de la precordíllera de San Juan y Mendoza son semejantes a los de la parte del actual continente norteamericano llamada Laurentia, pero enteramente diferentes de los gondwánicos de edades similares hallados en la sierra de Famatina o en otras áreas del noroeste del país. Esta clase de estudios, muchos de los cuales se hallan actualmente en curso en esta región meridional de Sudamérica, han atraído la atención de numerosos grupos científicos, tanto locales como de universidades extranjeras, que ven en la región un laboratorio natural donde conocer los procesos que llevaron a formar este y otros continentes.
Comprender los fenómenos descriptos no sólo tiene importancia académica. El reconocimiento de antiguas zonas de colisión de masas continentales, o suturas, ha permitido localizar yacimientos minerales con valor económico, como los de oro en la faja de rocas verdes de San José, en el Uruguay, o los de cromita, en las sierras de Córdoba. Extensos yacimientos de oro ubicados en la región de Candelaria, en el oeste de Córdoba, explotados desde tiempos jesuíticos, están asociados con procesos tectónicos ocurridos hace aproximadamente 540 millones de años. En la precordillera de San Juan y Mendoza hay yacimientos de plomo y de cinc que tienen su contrapartida en los Apalaches norteamericanos, los cuales fueron parte de Laurentia y actualmente están a miles de kilómetros de distancia de ambas provincias argentinas.
Lo anterior sucede porque la fragmentación de un continente ocasiona que se separen fracciones de yacimientos minerales, que se formaron en aquel en determinadas condiciones de presión y temperatura, que los distinguen. Los de plomo y cinc de la precordillera de la Rioja -más importantes que los de San Juan y Mendoza- se formaron en una masa continental que, según algunas teorías, incluía a lo que hoy es la parte laurentiana de Norteamérica; se habrían fragmentado en el paleozoico, al formarse el océano lapetus: una parte se encuentra hoy en las cercanías de Guandacol, en la primera de estas tres provincias, y otra en Mississipi, en los Estados Unidos. Es así como el estudio de fenómenos ocurridos en el pasado geológico permite reconstruir la historia de los continentes y su cinemática, lo cual conduce a determinar el potencial minero de vastos territorios.
El autor expreso su reconocimiento a Romolino Fragoso Cesar, del lnstituto de Geociencias de Sao Paulo, por los interesantes discusiones sobre lo evolución inicial de nuestro continente; o GracielaVujovich, de la UBA, cuya ayuda le permitió entender mejor los procesos del sector occidental de Sudamerica, y a numerosos colegas por sus críticas y comentarios.
