Precambrico en El Peru

GEOLOGÍA HISTÓRICA Y DEL PERÚ

PRECÁMBRICO

Introducción

Precámbrico es la más antigua de las divisiones de la escala de tiempos geológicos para las que se reconocen estratos rocosos. La era incluye todo el intervalo comprendido entre la formación de la corteza sólida de la Tierra, hace más de 4.000 millones de años, y el comienzo y rápida evolución de la vida en los mares, hace 570 millones de años. En el transcurso de estos miles de millones de años, la superficie terrestre experimentó multitud de cambios importantes. En alguna fase temprana del precámbrico, la corteza se diferenció en las rocas 'simáticas' (sílice y magnesio), oscuras y pesadas, que revisten las gigantescas fosas en las que comenzaron a formarse los primeros océanos, y las rocas 'siálicas' (sílice y aluminio) que flotan sobre el sima y forman los continentes. Al mismo tiempo, la corteza se dividió en placas tectónicas, y dio lugar a la deriva continental. Los primeros océanos se convirtieron convi rtieron en el hogar de las bacterias y algas aerobias de reciente aparición. Se cree que estas formas tempranas de vida marina fueron las responsables de la generación de oxígeno, vertiendo el gas a la atmósfera primitiva durante millones de años y preparando el camino para la evolución de criaturas marinas dependientes del oxígeno durante el cámbrico, cá mbrico, periodo del paleozoico. Las rocas del precámbrico consisten en general en 1) una extensa serie de estratos ígneos y sedimentarios metamórficos, como gneis, esquistos, pizarras, cuarcitas y calizas cristalinas; 2) rocas ígneas, ligeramente alteradas y 3) rocas sedimentarias que contienenfósiles contienenfósiles de de vida marina primitiva uni y pluricelular, como algas, trazas de vida más primitiva, como bacterias y en las rocas precámbricas más jóvenes la fauna ediacarana, un conjunto de invertebrados marinos complejos de cuerpo blando, que no evolucionaron. Las rocas del precámbrico son ricas en menas y otros minerales: la mena de hierro de la región del lago Superior; oro, níquel y cobre, y canteras de piedra empleadas en la construcción como el granito y el mármol. Otros minerales de importancia económica presentes en las rocas del precámbrico incluyen el grafito, el granate, la apatita, el talco, el esmeril y el feldespato.

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1. Los cambios Geológicos

En este tiempo se produjeron los siguientes acontecimientos: formación de la litosfera, hidrosfera, la atmósfera, el origen y la evolución temprana de la tierra. El material más antiguo que se conoce en el planeta Tierra tiene una edad que oscila entre 4.100 y 4.200 millones de años de antigüedad y corresponde a unos granos de mineral de circón. Pero algunos meteoritos, que se considera se formaron al mismo tiempo que la tierra, permiten asignar a la tierra una edad de 4.550 millones de años. Al calentarse la Tierra, el vulcanismo expulsó vapor de agua y dióxido de carbono a la atmósfera primitiva (protoatmósfera), que estaba además compuesta por gases reductores, como elamoníaco. Sin embargo faltaba totalmente el oxígeno. El vapor de agua se acumuló en la atmósfera hasta que la temperatura terrestre descendió por debajo de los 100 °C, hace unos 3.800 millones de años, y entonces se solidificaron las primeras rocas. De esta misma época hay indicios de una primera cubierta líquida (océano primigenio), al precipitar el vapor de agua a la corteza terrestre y comenzar a acumularse sales. Los primeros núcleos continentales, llamados cratones, se movían sobre un manto caliente y chocaban entre sí. Las colisiones de estos núcleos primitivos plegaron la Tierra y formaron las primeras montañas. Las agrupaciones de todos los cratones en un único continente, Pangea I, o Rodinia, se produjo tres veces durante el Proterozoico. Durante el transcurso del eón Proterozoico ocurrieron dos grandes orogenias, la última de las cuales coincide con una gran glaciación(periodo de enfriamiento global, con nevadas, avance de glaciares en las montañas y engrosamiento de la capa de hielo en los mares fríos). Una vez conseguida una estabilidad tanto cortical (corteza suficientemente espesa, diferenciada y rígida), como atmosférica (desaparición de amoniaco, metano, ácido sulfhídrico, etc., y reemplazo por oxígeno y nitrógeno), desde hace unos 2.500 millones de años, el clima de la tierra se estabilizó y ya estaba preparado el escenario para la proliferación y evolución de la vida. 2. La primera corteza continental

La primera corteza continental se formó a partir del manto superior terrestre en un período que oscila entre los 3.800 y los 2.800 millones de años de antigüedad. Se formaron andesitas y basaltos, siendo muy numerosas las intrusiones graníticas. Los científicos creen que esta corteza continental primitiva, rica en silicatos de aluminio, era más fina, más caliente y discontinua que la corteza actual. A las zonas constituidas por esta primera corteza, se les denomina escudos, y forman el núcleo de los actuales continentes. En alguno de ellos llegan a constituir la mayor parte, como en el caso del continente americano en el Tepuy o en las Sierras de Ventania y en el Continente africano. Los escudos más antiguos son los de África y Groenlandia, con una edad que puede llegar hasta los 3.500 millones de años de antigüedad. Es probable que al final del precámbrico se diera una dinámica de placas similar a la actual. 3. La vida en el Precámbrico

Los fósiles precámbricos son muy escasos. Excepcionalmente se conservan restos de algunos de estos organismos, o bien sus impresiones o huellas. La casi carencia de fósiles precámbricos se puede deber a que prácticamente la totalidad de los organismos debían ser de cuerpo blando y desprovistos de partes duras que pudieran fosilizar. Otra de las posibles causas de la escasez de fósiles de este periodo es que las rocas sedimentarias del Precámbrico fueronmetamorfizadas y los restos de organismos que pudieron quedar englobados en ellas, se destruyeron.

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En islas que se encuentran al occidente de Groenlandia se han encontrado rocas de 3.800 millones de años de antigüedad que podrían tener origen orgánico. Se han encontrado en Australia occidental rocas que contienen numerosos microfósiles. Los más antiguos tienen alrededor de 3.460 millones de años y corresponden a primitivas bacterias bien preservadas. Son especialmente abundantes los estromatolitos —capas y masas semiesféricas de carbonato cálcico—, formados por la actividad de cianobacterias, que pueden llegar a tener 1.400 millones de años de antigüedad. Hace unos 670 millones de años, corales blandos, medusas, anélidos y otros animales de cuerpo blando aparecieron en mares poco profundos y en las orillas de los continentes (véase fauna de Ediacara). 4. Los cambios ambientales

En el transcurso del Proterozoico los océanos y la atmósfera fueron sufriendo cambios. Las sales que el agua de lluvia disolvía de la tierra emergida y llevaba hasta los mares hicieron que aumentara su concentración salina. Hace 2.800 millones de años las cianobacterias comenzaron a producir oxígeno que empezó a acumularse en la atmósfera. 300 millones de años después, hace 2.450 ma se produjo un aumento más rápido en la producción de oxígeno, causando lo que se conoce como «Gran Oxidación». La reacción del oxígeno con el hierro presente en los mares produjo la formación de importantes depósitos sedimentarios deóxidos de hierro bandeados, actualmente explotados como principal fuente de dicho elemento. Hace 1.800 millones de años, a partir del oxígeno atmosférico, se formó una capa de ozono que protege a los seres vivos de la letal radiación ultravioleta del Sol. En cuanto al clima, se alternaron periodos de clima desértico con épocas frías y húmedas, e incluso algunos periodos glaciales muy intensos, como los del Período Criogénico. 5. Geología y División del precámbrico

Es la etapa de la Tierra que más se desconoce y que se ha dividido en: Hadeánico, Arcaico y Proterozoico 5.1.

Hadeánico: 4.600 – 3.960 Ma.

Es la etapa de la Tierra sin registro, desde los 4.600 a los 3.960 Ma., pues hace 3.960 Ma. Hubo una etapa termal importantísima que ocasionó que todos los “relojes” se comportaran como sistemas abiertos: se eliminó todo registro anterior. 5.2.

 Arcaico: 3.960 – 2.500 Ma.

Comprende desde los 3.960 a los 2.500 Ma. En este Eón aparecen dos tipos de registros sincrónicos: I.

Grandes masas graníticas : son meta-granodioritas (gneises con una relación K/Na

baja; magmatismo sódico) que afloran en forma de domo y están afectadas por metamorfismo en facies granulitas, con xenolitos de ortocuarcitas, mármoles y cuarcitas con formaciones de hierro bandeado (BIF - Banded Iron Formation). También se han encontrado pillow lavas asociadas, así como lentejones de rocas básicas y ultrabásicas volcánicas metamorfizadas a anfibolitas. El conjunto aparece encajado en los cinturones de rocas verdes. II.

Cinturones de rocas verdes o greenstone: son sucesiones de rocas volcánicas (en

el grupo inferior) y sedimentos (en el grupo superior) afectados por un metamorfismo de bajo grado y que aparecen en estructura sinclinal sin que medien estructuras anticlinales. Estas estructuras son alargadas apareciendo entre una y otra los domos

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graníticos. Son áreas muy subsidentes, presentando espesores de entre 6.000 y 20.000 m y parece que hubo dos etapas principales de formación de estos cinturones verdes: en África hace más de 3.000 Ma. y en los demás cratones entre los 2.700 - 2.600 Ma., existiendo siempre una evolución común para todos ellos: a. Grupo inferior: en orden de edad decreciente (de abajo a arriba) tenemos: peridotitas y una serie calcoalcalina por encima, compuesta por basaltos, anfibolitas y vulcanismo félsico. b. Grupo superior: compuesto por una parte arcillosa en la base, de pelitas y grauwacas turbidíticas, y una parte superior arenosa somera con un conglomerado basal seguido de areniscas y cuarcitas, carbonatos y finalmente BIF. A partir de estos dos tipos de afloramientos se ha interpretado una evolución de la corteza terrestre durante este periodo, donde los cinturones verdes serían los depósitos volcanosedimentarios de cuencas tras-arco y los domos granodioríticos como la raíz del arco volcánico. Si esto es así, indicaría que ya en el Arcaico había actividad de placas y que la estructura interna de la Tierra era similar a la actual, pero seguramente con más calor.

Se considera que la velocidad con que se produce litosfera es proporcional a la velocidad con que se produce calor radiogénico en el manto, por lo que cabría esperar que en esta época hubiera una mayor producción de litosfera, que implica mayor actividad en las dorsales y mayor número de ellas, lo que a su vez sería indicador de más zonas de subducción, más placas tectónicas y más pequeñas. Por otra parte, se cree que la corteza continental era mucho más delgada y más dúctil, predominando un régimen tectónico horizontal exotérmico importante (permóvil), con poca cratonización y sedimentos inmaduros (grauwacas) con cinturones subsidentes (verdes). En esta etapa se localiza la Orogenia Kenósica, en la que muchas placas pequeñas colisionan entre sí dando lugar a un número menor de placas y más grandes. Estas colisiones ocasionan deformaciones que afectan a toda la microplaca, algo que no volverá a suceder al ser las placas de mayor tamaño en el Proterozoico. El fin de la Orogenia Kenósica marca el fin del Arcaico. 5.3.

Proterozoico: 2.500 – 545 Ma.

El registro rocoso del Proterozoico es muy diferente de la época Arcaica, y aparece siempre sobre aquél. En esta etapa disminuye el calor procedente del manto y se caracteriza por una intensa

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cratonización con corteza continental mucho más estable que en el Arcaico, produciéndose los primeros orógenos claros con cinturones de plegamiento asimétricos y las primeras cuencas de tipos aulacógeno, geosinclinal y geoclina. Además, la relación K/Na del magmatismo se presenta alta (magmatismo potásico) y ya aparecen sedimentos maduros. En este Eón aparece la vida, supuestamente a partir de los aminoácidos y moléculas orgánicas formadas durante el Arcaico, donde la carencia de atmósfera propició que los rayos UV bombardearan la Tierra para dar lugar a estas complejas moléculas. La vida comienza con células heterótrofas procariotas y sufre importantísimos cambios en este periodo (los primeros metazoos de cuerpo blando aparecen hacia los 680 Ma.). Esta evolución de la vida ocasiona un cambio en la atmósfera e hidrosfera hacia las condiciones actuales que queda reflejado en el registro rocoso: la atmósfera se torna oxidante antes del fin del Proterozoico. Hacia los 1.900 Ma. ya hay organismos quimio- y foto-autótrofos y comienzan a aparecer las rocas que constituyen los principales yacimientos de hierro del mundo: las BIF (Banded Iron Formation), que nunca más han vuelto a producirse. Estas formaciones, son el resultado de la exorbitante liberación de O2 a la atmósfera por las cianobacterias, que primero se usa en oxidar todo el Fe2+ a Fe3+ (en forma de magnetita y hematites2) hasta que por fin se agota y queda oxígeno libre en la atmósfera. Además, durante el Proterozoico ya hay indicadores climáticos y se cree que en esta época hubo variaciones climáticas muy similares a las del Fanerozoico: I.

Proterozoico inferior (2.500 – 1.700 Ma.) : aparecen tillitas en el Escudo

Canadiense, dentro del grupo Cobalto y en el Escudo Sudafricano, en ambos con edad 2.300 Ma. Y paleolatitudes de unos 60º (N para el Escudo Canadiense y S para el Escudo Sudafricano). Esto indica que hubo una glaciación que alcanzó esas latitudes. Dentro del grupo cobalto y por encima de las tillitas aparecen carbonatos potentes y costras lateríticas (clima tropical) en el resto de continentes, con paleolatitudes inferiores a 40º (próximos al ecuador: cinturón árido). Todo esto indica que durante el Proterozoico inferior los continentes migran de altas latitudes hacia bajas latitudes, penetrando incluso el cinturón árido. II.

Proterozoico medio (1.700 – 1.000 Ma.): Abundan los estromatolitos en el Escudo

Canadiense (clima tropical o ecuatorial), y por encima evaporitas (clima árido), con paleolatitudes menores a 30º. III.

Proterozoico superior (1.000 – 545 Ma.): Aparecen 2 ó 3 niveles de diamictitas en

todos los continentes, con paleolatitudes en torno a 40º y que se han interpretado como depósitos por gravedad (tipo debris flow). 6. Evolución de placas

Se desconoce el número de placas que había en el Arcaico, pero en el Proterozoico parece ser que llegó a haber 5 placas de gran tamaño a parte de otro montón de microplacas3. Las cinco grandes son: I.

Antiguo continente de Norteamérica: Escudo Canadiense, NW de las islas británicas,

Groenlandia, W de Noruega, y NE de Siberia. No estaría incluido el E de Terranova, ni la costa E y S de EE.UU. ni México, ni la costa W de EE.UU. al W de las Rocosas. II.

Antigua Europa: Escudo Báltico y Ucraniano, N y centro de Europa al N del Frente

Alpino, costa atlántica de Canadá y EE.UU. y costa E de Terranova.

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III.

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Antigua Siberia: los tres escudos siberianos y parte de Mongolia, salvo el SE, SW y NE

de la actual Siberia. IV.

Antigua China: cratones de China, Mongolia, SE Asiático, Corea, Japón, SE y SW de

Siberia, Afganistán y parte de India y Pakistán. V.

Gondwana: África, Sudamérica, Antártica, Australia, India, Asia al S de Zagros (Arabia

Saudita...), S de Europa y S de Norteamérica con América Central. Parece ser, según las curvas de divagación polar4, que antes de acabar el Arcaico Norteamérica y Gondwana ya estaban unidas. Tendríamos un ciclo de Wilson que comenzaría con un rifting a los 2.400 Ma. y culminaría con una colisión continental a los 1.800 Ma. en la que participa Europa (finales del Proterozoico inferior), y un nuevo ciclo de Wilson da comienzo de nuevo para terminar con una colisión a los 1.150 Ma. (Proterozoico medio), donde Norteamérica, Gondwana y Europa vuelven a estar unidas. A los 1.100 Ma. se une también Siberia: nos encontramos ante una Protopangea. Así tenemos que durante el Proterozoico hay varios ciclos de Wilson completos según las curvas de divagación polar, lo que se ve corroborado por datos geológicos: dique básicos en época de estiramiento y metamorfismo con intrusiones graníticas y plegamientos en épocas de colisión continental. 7. PRECAMBRICO EN EL PERU

Los estudios de Steinmann (1930), mencionan dos episodios orogénicos: el primero de ellos, relacionado al metamorfismo regional e intrusiones tonalíticas, granodioríticas (Batolito de Quiparacra-Huagoruncho), y el segundo al que llama plegamiento Marañón con un metamorfismo regional de bajo grado, el que podría haber ocurrido en el Precámbrico tardío o en el Paleozoico. Los estudios más recientes en las rocas Precámbricas de la Cordillera de la Costa y de la Cordillera Oriental, realizados por Dalmayrac, Laubacher, Marocco (1988) reportan en base al análisis microtectónico y al estudio microscópico de sus rocas, cuatro fases de deformación, las mismas que habrían dado lugar a un metamorfismo intenso acompañado de macro y microplegamiento, con una foliación importante a la que se sobreponen después las deformaciones Caledoniana, Herciniana y Andina. En la Cordillera Oriental, donde las rocas originalmente fueron sedimentarias de composición sílico -aluminosa, se infiere una cuenca marina y una zona positiva granítica, cuya posición se desconoce. Igualmente, la presencia de metavolcánicos indica que conjuntamente con la sedimentación hubieron episodios volcánicos. Debido al metamorfismo no hay registro ni huellas de fósiles que nos puedan dar evidencias de vida, pero es indudable por la presencia del carbonato de calcio en las rocas del Precámbrico superior, así como por las estructuras de algas (estromatolitos) que la vida primitiva estaba ya presente.

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Fases Tectónicas en el Precambriano.

Los geólogos franceses Dalmayrac B., Laubacher G., Marocco R. (1977) y Megard F. (1979) en sus estudios microtectónicos en la Cordillera Oriental han determinado una tectónica polifásica con estructuras planares de hasta 4 fases a nivel regional. Fase I.- La más antigua, contemporánea con el metamorfismo principal, se encuentra enmascarada por las otras fases, y ha sido determinada por estudios petromineralógicos en secciones delgadas; en los cuales se observa una esquistosidad interna de los porfidoblastos. Fase II.- Se evidencia por micropliegues isoclinales de simétricos, cuyos ejes tienen dirección E-O con planos axiales horizontales. La esquistosidad es de flujo subhorizontal y de dirección N70o y N120o. Fase III.- Está caracterizada por el replegamiento de la esquistosidad II. Sus pliegues son disimétricos a métricos, acompañados de una esquistosidad de plano axial. El estudio estadístico indica una lineación de micropliegues cuyos ejes son en promedio N-S, siendo la esquistosidad ligeramente inclinada a sub-horizontal. Fase IV.- Evidenciada a través de las estructuras en las que se puede observar un ensamblaje netamente postmetamórfico, con pliegues tipo chevrón cuya dirección preferencial de sus ejes es N-S, siendo mayormente simétricos y plano axial subvertical

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