VI. LOS SEDIMENTOS OCEÁNICOS COMO IMAGEN DEL PASADO
LOS geólogos, además de estudiar los continuos fenómenos que se presentan en la corteza terrestre con el objeto de indagar sus posibles causas, realizan minuciosas investigaciones, algunas de ellas los han llevado a descubrir acontecimientos que ocurrieron en otras épocas y que causaron grandes transformaciones en el planeta. Esos científicos pueden ser considerados como historiadores que se encargan de revisar la información dejada por los sedimentos durante la evolución de la Tierra.
Los sedimentos son restos de materia inorgánica y orgánica que se depositaron sobre la corteza de la Tierra, tanto en los continentes como en el fondo del mar, y constituyen un registro fiel de las condiciones del medio ambiente y de los organismos que han existido a través de la historia del planeta. Como las páginas de un libro, cada capa sedimentaria revela las condiciones y los organismos que vivieron en un momento dado de esa historia. Este interesante estudio ha dado origen a una importante rama de la geología que se denomina estratigrafía.
Los geólogos marinos ponen su empeño en estudiar las capas que forman la corteza oceánica. Dicha corteza está estructurada por rocas ígneas que pasaron por el estado de lava líquida, y por sedimentos que se han ido depositando hasta formar, en su mayoría, las llamadas rocas metamórficas.
En las capas sedimentarias se establecieron los restos de organismos que existieron en otras épocas. Dichos restos reciben el nombre de fósiles, que equivalen para los geólogos lo que los viejos manuscritos estudiados a los historiadores, puesto que en ellos se ha registrado la evolución de la corteza terrestre. El estudio de los fósiles dio origen a otra rama de la ciencia llamada paleontología.
La naturaleza de los materiales que contienen los sedimentos puede variar desde depósitos muy blandos, como el aluvión de los ríos, hasta un material duro, como las piedras formadas por la acumulación continua de sales calcáreas.
Para calcular la edad geológica de una roca metamórfica se toma como base el espesor de los sedimentos que la forman, calculando el índice medio de acumulación de los sedimentos.
El índice de acumulación sedimentaria en los océanos es muy variable, porque es determinado por una serie de factores que lo pueden acelerar o retardar. Por ejemplo, cerca de los márgenes continentales es muy rápido, sobre todo donde los grandes ríos desembocan en el mar. Ríos como el Mississippi o el Amazonas descargan hasta un kilómetro cúbico de sedimentos por año; la mayor parte de ellos se depositan cerca de la base del talud continental. Sin embargo, pueden ir a parar, por grandes cantidades, a miles de kilómetros de la fuente que los produce. Las avalanchas submarinas y las corrientes hacen posible este desplazamiento.
En algunas regiones oceánicas, un centímetro de espesor de sedimentos puede representar la acumulación lograda en un millón de años, como lo muestran las rocas formadas, casi en su totalidad de arcilla y provenientes de un lugar profundo, alejado de los continentes e islas. En otras zonas hay especies que registran la concentración de un solo año, sobre todo cuando la sedimentación se acumula cerca de un continente, en el lugar donde se descarga un río. Dichas especies están formadas, principalmente, por arena y fango.
En la mayor parte de los fondos oceánicos, el índice medio de acumulación de los sedimentos se encuentra entre esos dos extremos, de manera que un centímetro significará, de tal manera, entre 1 000 y 10 000 años de acumulación.
Las fuentes de donde proceden los sedimentos marinos son los continentes, el propio océano y la atmósfera. La mayor parte de ellos se deriva de la erosión de la tierra continental; es decir, del desgaste de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, que finalmente son transportadas hasta el mar por los ríos. Los de origen oceánico están constituidas por los restos de los organismos que viven en él, así como por las partes que se desprenden de los volcanes submarinos a causa de las corrientes y de la desintegración por acción química. De la atmósfera proceden gases como el bióxido de carbono, que contribuyen a estructurar las calizas marinas, las cuales forman a su vez fangos calcáreos en los fondos marinos.
La clasificación de los sedimentos marinos ha sido muy variada; las más aceptadas son las que se basan en la localidad donde se deposita el sedimento y la fuente marina de donde procede.
Y según la fuente de donde provienen, se clasifican, de acuerdo con J. G. Weihaupt
(1964) así:
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| Provincia |
Profundidad |
Tipo de sedimento |
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| Litoral |
De alta a baja mar |
Arena de playa |
| Nerítico |
hasta 200 metros |
Arrecifes coralinos |
| Batial |
de 200 a 3700 metros |
Limo y lodo, fangos calcáreos |
| Abisal |
de 3700 a 6000 metros |
Fangos silíceos, arcilla marrón |
| Hadal |
+ de 6000 metros |
Limo y arcilla marrón |
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Y según la fuente de donde provienen, se clasifican conforme al mismo autor en:
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| Fuente |
Sedimento |
Tipo de sedimento |
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| Continental |
Terrígeno |
Arenas cuarcíticas
y de feldespatos, barros de deltas y de estuarios |
| Oceánica |
Biógeno |
Fangos calcáreos |
| Oceánica |
Fisicoquímico |
Nódulo de manganeso,
glauconita |
| Extraterrestres |
Cosmógenos |
Componentes de arcilla
marina marrón |
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Los sedimentos que se depositan en los fondos oceánicos, forman diferentes capas, llamadas estratos, que se colocan de diversas formas, generalmente paralelos, de acuerdo con el tipo de sedimento y las características del ambiente en donde está ocurriendo el proceso.
En el estudio de la historia geológica de los fondos marinos juegan un papel muy significativo los sedimentos formados por restos de plantas y animales que vivieron y murieron en el mar. La concentración de los mismos cambia debido a la circulación casi constante de las masas de aguas oceánicas.
Los restos de esqueletos y caparazones, compuestos principalmente por carbonato de calcio y sílice, son elementos comunes de los sedimentos que se depositan en el fondo marino; reciben el nombre de pelágicos, están constituidos por fangos silicosos, calcáreos y arcillas, y cubren las tres cuartas partes del fondo oceánico.
Entre los vegetales que aportan sílice a los sedimentos marinos destacan las
diatomeas, que cuando se acumulan y sedimentan reciben el nombre de fango
de diatomeas, y los animales que proporcionan este sílice son los radiolarios
formando el fango de radiolarios. Las diatomeas se localizan a profundidades
promedio de 3 900 metros, mientras los radiolarios llegan hasta los 5 500 metros.
Los sedimentos ricos en carbonato de calcio están formados por restos de foraminíferos,
cocolitofóridos y pterópodos. Entre los foraminíferos, los más abundantes son
las globigerinas, pequeños animales que tienen una concha que mide medio milímetro,
y está constituida por cámaras globulares. A estos sedimentos se les conoce
como fango de forarniníferos o globigerinas.
La segunda fuente productora de sedimentos calcáreos son los cocolitofóridos, organismos microscópicos protegidos por una concha formada de carbonato de calcio; éstos abundan en los fangos de cocolitos.
Los fangos de pterópodos están estructurados por conchas de estos pequeños moluscos, que se localizan en aguas someras a profundidades promedio de 2 000 metros. Estos fangos son pocos abundantes, pues el material calcáreo de sus conchas es soluble.
Comúnmente, en lugar de un sedimento de origen puramente biológico, se encuentra a los esqueletos mezclados con arena o arcilla en diversas proporciones. Muchas muestras del fondo no contienen ningún material biogénico y consisten, totalmente, de arena o arcilla. Cubren más o menos 100 millones de kilómetros cuadrados de los fondos profundos del océano.
Por lo general, en extensas zonas del Océano Pacífico, sobre todo en las latitudes medias, sólo se halla arcilla y material volcánico; en cambio, en las latitudes altas son abundantes los sedimentos con restos orgánicos, debido a que el ritmo de sedimentación es rápido y permite que el carbonato de calcio y el sílice queden sepultados antes de que se disuelvan.
La descripción estratigráfica de la corteza terrestre elaborada a través del tiempo ha permitido establecer la historia del planeta, para lo cual se han tenido que unir también los conocimientos aportados por la estratigrafía y la paleontología.
En la actualidad, fósil significa cualquier evidencia de la vida que existió en eras geológicas pasadas. Se convierten en fósiles los esqueletos o conchas que se hayan recristalizado a causa del calor y de la presión y rellenado con depósitos de sales procedentes de las rocas vecinas. Puede tratarse de huellas petrificadas o de restos de animales que quedaron presos en el hielo ártico, en ámbar, arena movediza, depósitos de grava, pozos de brea o pantanos. O bien, pueden ser moldes de carbón dejados en la roca a raíz de la combustión y vaporización de las partes blandas de un animal.
Generalmente, los fósiles se depositan en rocas sedimentarias, como en las formadas por lodo (o lutitas), pero también pueden constituir todo el volumen de ciertas rocas llamadas coquinas y calizas; asimismo, pueden encontrarse en rocas de origen ígneo.
El ingeniero inglés William Smith (1769-1839) descubrió que una misma roca contenía generalmente el mismo tipo de fósiles, mientras que las rocas que se encontraban arriba o abajo tenían fósiles diferentes. Más tarde, dos científicos franceses, Georges Cuvier (1769-1832) y Alexandre Brongniart (1770-1847) establecieron la edad de los fósiles y observaron que los organismos fósiles encontrados en las capas superiores tenían mayor parecido con los seres vivos actuales que aquellos que se encontraban en las rocas más profundas.
A principios del presente siglo se desarrollaron técnicas para calcular la edad de las rocas con métodos radiactivos. Este recurso se basaba en el hecho de que algunos elementos químicos, como el uranio238, pueden presentar una descomposición radiactiva transformándose en otros elementos, como el helio y el plomo, en un tiempo determinado llamado "vida media" que para el uranio es de 4 mil millones de años. Al conocer este tiempo se puede calcular la edad de la roca donde se encuentra el elemento.
Esos métodos han proliferado y se emplean con diferentes elementos. En las rocas ígneas se usa el uranio y el torio, y en las rocas sedimentarias el potasio radiactivo.
Comparando las observaciones sobre la edad radiactiva con los fósiles encontrados en las rocas, se ha podido establecer la existencia de ciertos fósiles que caracterizan a un determinado tiempo geológico. A éstos se les llama fósiles indicadores o índices.
Por lo anterior, los fósiles ayudan a calcular la edad de una capa rocosa. Si dicha capa contiene un fósil indicador o índice, entonces toda la capa tendrá la misma edad, igual que todos los fósiles que se encuentran en ella, los cuales sirven a su vez como indicadores cuando se localizan aislados.
Los datos aportados por la oceanografía geológica a la historia del planeta han sido fundamentales; sin embargo, el conocimiento no está completo. Por esta razón se deben seguir estudiando los sedimentos oceánicos, implantar nuevas técnicas de investigación y construir nuevas herramientas que permitan establecer la antigñedad y las etapas de formación del fondo oceánico. De la misma manera se debe estudiar la historia y el desarrollo de las cuencas oceánicas, con el fin de entender mejor la historia de la Tierra.
