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LA SERIE SISMICA

En concreto, desde el día 2 de diciembre de 2020, hasta la fecha (última semana de febrero),han sido registrados por la red sísmica nacional casi 2000 terremotos (concretamente 1910) en la zona de Atarfe-Santa Fe- Vegas del Genil. siendo 31 de ellos de magnitud superior a 3, destacando los ocurridos los días 23, 26 (3) y 28 de enero con magnitudes en la escala Richter de 4.4, 4.1, 4.2, 4.4 y 4.4 respectivamente e intensidad macrosísmica entre V y VI (escala macrosísmica EMS98). La Intensidad Macrosísmica es un parámetro que representa de forma global el movimiento del suelo debido a un terremoto en una localidad, a partir de los daños producidos y de los efectos en las personas y en los objetos. Intensidad V-VI significa que los terremotos han sido sentidos en el exterior y que han producido daños menores (no estructurales) en edificaciones como caída de objetos, falsos techos o azulejos, fisuras y grietas en la unión de los elementos estructurales (forjados, pilares, etc) con los paramentos interiores (paredes de ladrillo, bloques, muros, etc), grietas en los enlucidos de yeso y pinturas… (yo mismo he sido uno de los damnificados).

La profundidad media de los terremotos ha sido de 5.6 Km, localizándose el más profundo entorno a los 15 Kms y los más superficiales a 1 km, es decir, terremotos muy superficiales, lo que ha provocado que se hayan sentido con más intensidad y hayan producido más daño. A esto debemos añadir la composición de los materiales de relleno dela Vega de Granada y la altura del nivel freático para comprender por qué tantos terremotos de relativa baja magnitud han sido sentidos y han provocado tantos desperfectos en las viviendas de la zona.

¿A QUE SE DEBEN ESTOS TERREMOTOS?

Granada y gran parte de su Área Metropolitana, se encuentran sobre  una de las mayores cuencas intramontañosas del Neógeno y Cuaternario de las Cordilleras Béti­cas (sur de España). La Cuenca de Granada  experimenta una deformación activa a la que se asocia una actividad sísmica bastante superficial, de baja a moderada magnitud, aunque de forma ocasional con intensidad significativa. Todo ello, hacen de  la provincia de Granada una de las regiones con mayor actividad y más peligrosidad sísmica de España, fruto de la convergencia entre la placa Africana y Euroasiática. Desde hace millones de años la placa tectónica africana y la ibérica chocan a una velocidad media de 5 mm/año, y cada cierto tiempo, como consecuencia de esa fricción, la energía acumulada escapa por la parte más frágil de la corteza terrestre. O sea, por las fallas.

El comportamiento de estas fallas viene condicionado por el tipo de material o roca sobre los que se desarrolla, así pues, en materiales que tienen un comportamiento plástico (arcillas, margas, yesos…), la deformación producida por el empuje es continua y no produce terremotos. Por el contrario, si afecta a rocas compactas, más o menos resistentes (calizas, dolomías, esquistos, etc) como las que existen alrededor de la Vega de Granada, las deformaciones producidas por el empuje tienden a acumularse y es cuando se producen los terremotos. A estas fallas las denominamos fallas sismogénicas.

Desde el punto de vista tectónico, las Cordilleras Béticas están actualmente sometidas a esfuerzos compresivos en dirección NO-SE a NNO-SSE junto con extensión en dirección NE-SO a ENE-OSO, ambos acomodados por pliegues y fallas activas. La vega de Granada, epicentro del enjambre sísmico que nos viene afectando desde hace mes y medio, está atravesada por un sistema de  fallas normales paralelas (hasta 10 activas) generadas en el Cuaternario, con orientación NO-SE, y longitud entre 5 y 10 Kms, destacando por su actividad, las fallas de Atarfe (Sierra Elvira), Pinos Puente, Alitaje, Santa Fé, Pedro Ruiz y Alhendín-Belicena (base de datos QAFI del IGME).

Estas fallas, atraviesan la vega en dirección NW-SE y probablemente se enraízan en profundidad en una sola gran falla principal. Son fallas pequeñas, muy próximas entre ellas, lo que podría favorecer la generación de sismicidad de tipo “enjambre” por efecto de la interacción de unas con otras. La mayoría de las fallas activas no emiten sismicidad continuamente, sino en periodos temporales concretos. Las fallas de la Vega de Granada están actualmente en un periodo de alta actividad que puede durar semanas o meses.

Estas fallas ya han sido responsables de importantes terremotos en el pasado, destacando la serie sísmica de 1806- 1807 en Pinos Puente (intensidad de VIII), el terremoto de 1911 en Santa Fé y el terremoto de 1918 en Atarfe (intensidad VII). Más recientemente, el mayor terremoto superficial ha sido de magnitud 5,0 en 1956 en Purchil (intensidad máxima VII-VIII) y los terremotos de Atarfe y Santa Fé de 1986 y 1996 respectivamente, ambos de magnitud próxima a 4,0 e intensidad máxima de V, similares a los sentidos entre el 23 y 28/1/2021.

ACELERACIÓN DE UN TERREMOTO

Durante un terremoto, las ondas sísmicas mueven los edificios en todas las direcciones debido a que éstas se transmiten con diferentes velocidades en función del medio que atraviesen. Este cambio en los movimientos de un edificio mientras dura un terremoto lo conocemos como ACELERACION sísmica básica (A_b), o lo que es igual el empuje horizontal que reciben los edificios en su base. El diseño y construcción de los edificios en áreas sísmicas como la de Granada deberá tener en cuenta la aceleración máxima posible del terreno (0,24 g según mapa de peligrosidad sísmica de España). El terremoto del día 28 de enero alcanzó una aceleración de 0.2 lo que significa que ha estado cerca de poner al límite la mayoría de las construcciones existentes, por lo que sería ésta  la explicación a por que se han producido daños en las construcciones pero sin haberse afectado estructuralmente las mismas.

Para medir esta aceleración disponemos de unos dispositivos o instrumentos denominados “acelerómetros” que registran la aceleración del movimiento del suelo producido por el terremoto. En la provincia de Granada el Instituto Geográfico Nacional (IGN) tiene instaladas de forma permanente tres estaciones sísmicas de velocidad y 22 de aceleración, estando 8 de ellas en torno a la zona epicentral de los terremotos. Todo ello, permite registrar los terremotos con una buena cobertura azimutal y realizar la localización de los epicentros con mayor precisión y fiabilidad.

La obtención de los valores de aceleración del suelo son de sumo interés, pues permiten una adecuada caracterización sismológica del terremoto, además de ser de gran utilidad en arquitectura e ingeniería sísmica para la evaluación de los daños producidos por el terremoto y mejorar el comportamiento de las estructuras de los edificios. Ello permite la confección de “mapas de peligrosidad sísmica” en términos de aceleración horizontal en fracciones de la gravedad (unidades g) para cada municipio de España, correspondiente a un periodo de retorno de 500 años y por otro, la elaboración de una  normativa de construcción sismorresistente de obligado cumplimiento en nuestro país (Norma de Construcción Sismorresistente Española (NCSE-02, del Ministerio de Fomento) y la norma europea Eurocódigo 8 (EC-8)).

En el mapa de peligrosidad sísmica de España del Instituto Geográfico Nacional (IGN), realizado en 2012 y revisado en 2015, la aceleración sísmica máxima esperada, para un periodo de retorno de 475 años y en un suelo tipo roca, en la zona de Atarfe-Santa Fe es de 0.24 g, es decir, una aceleración de 0,24 veces el valor de la gravedad,  siendo este uno de los valores más altos de toda España, junto con la zona de Lorca en Murcia, donde se registró, en mayo de 2011, un terremoto de magnitud 5.1 en la escala Richter, con aceleraciones de 0.36 g, casi el doble a las registradas en la Vega de Granada.

En la serie sísmica que se viene produciendo en la Vega de Granada,  las mayores aceleraciones observadas han sido registradas en una estación de aceleración situada en la localidad de Santa Fe. Cabe destacar las aceleraciones pico alcanzadas durante los terremotos de Mw 4,4, de los días 23, 26 y 28 de enero. En este caso, este acelerómetro, registró valores máximos de aceleración pico (PGA) de 0,151g, 0,165 g y 0,197 g, respectivamente, correspondientes en el primer caso a la componente vertical y en los otros 2 a las componentes E-W.

Actualmente, se está revisando el mapa de peligrosidad y parece que se va a incrementar a 0,25 el valor en Granada y también en zonas de Murcia..

MECANISMOS FOCALES

Cuando se produce un terremoto, los sismólogos crean gráficos de mecanismos focales (MF), coloquialmente denominados como “balones de playa”, para determinar la orientación de los planos de falla y los saltos de falla, en el caso de que el terremoto sea producido por una falla. 

Un mecanismo focal es el resultado del análisis de las formas de ondas generadas por un terremoto y que han sido registradas por un número determinado de sismómetros (hasta 10) siempre que éstos estén bien distribuidos geográficamente alrededor del epicentro. La información obtenida del mecanismo focal y del análisis de las ondas recibidas, nos proporciona datos como la ubicación del epicentro, el tiempo de origen, la profundidad focal, momento sísmico o la magnitud del terremoto.

En el enjambre sísmico de la Vega de Granada, los mecanismos focales de los terremotos de mayor magnitud muestran que se trata de un mecanismo de falla normal con ligera componente de desgarre sinestral y orientación NO-SE, lo que es totalmente compatible con la sismotectónica de la zona.

No es éste un concepto fácil de asimilar, pero vamos a explicar unas pequeñas claves que nos servirán de guía para entender cómo los sismólogos saben qué tipo de movimiento de falla se produjo en el subsuelo.

Los diagramas de mecanismos focales (MF) o balones de playa son proyecciones estereográficas (sistema de representación gráfico en el cual se proyecta la superficie de una esfera sobre un plano mediante un conjunto de rectas que pasan por un punto, o foco) que muestran dos cuadrantes de color y dos cuadrantes blancos separados  por un arco de un gran círculo orientados 90º uno de otro.

El cálculo del denominado Tensor de Momento Sísmico nos proporciona un conocimiento del tipo de mecanismo que ha producido el terremoto en la falla responsable, además de dar un valor a la magnitud, denominada magnitud momento (Mw) . El tensor momento queda definido por 3 ejes ortogonales entre si: P (eje de compresión, T (eje de tensión o dilatación y N ( eje nulo). La orientación de estos ejes es primordial puesto que el plano de falla donde se genera un terremoto está a 45º de los ejes P y T y contiene a N. En cualquier tensor de momento existen dos planos que cumplen con estos requisitos, se denominan planos nodales y están en ángulo recto intersectando a través del eje N. Pues bien, uno de estos planos nodales será el plano de falla. El otro se denomina plano auxiliar y es perpendicular. Conociendo cual es el plano de falla, el mecanismo focal nos indicará su orientación, la dirección del desplazamiento del bloque de techo (ésta será perpendicular a la línea de intersección de ambos planos) y el tipo de falla, que podrá ser transcurrente, normal o inversa u oblicua.

Existe una regla simple para interpretar el sentido del desplazamiento de una falla en un MF y es que éste siempre se produce del cuadrante dilatacional hacia el compresivo, es decir, del cuadrante blanco al de color. Una falla transcurrente podrá ser dextral o sinestral, una falla será normal si el centro del MF es blanco y será inversa si el centro es de color. Una falla oblicua, aquella en la que existe un desplazamiento tanto en el rumbo como en la inclinación de la falla, será de componente normal si el centro del MF es blanco y será oblicua con componente inversa, si su centro es de color.

Hay que entender que en el entorno de una falla se acumulan tensiones que, en un estadio inicial se resuelven mediante una deformación elástica cerca del plano de falla. Al superarse un cierto umbral, éstas tensiones pueden vencer la resistencia a la fricción en una determinada zona de la falla, produciéndose un desplazamiento local, en cuyos extremos la tensión aumenta todavía más, propagándose el desplazamiento por toda la falla.

En el momento del seísmo, si se produce por un súbito desplazamiento de cizalla sobre un punto del plano de falla, desde dicho punto o FOCO, irradiarán ondas elásticas en todas las direcciones, aunque éstas tendrán diferentes características en las distintas direcciones. Así, se pueden definir perpendicularmente al plano de falla cuatro cuadrantes de los que 2 están sometidos a compresión (los de color en un MF o balón de playa) y los otros 2 a dilatación o tensión (los de color blanco en un MF). Las zonas compresivas y tensionales de un MF se pueden obtener en un sismógrafo estudiando las primeras llegadas de las ONDAS P. Si la primera llegada de ondas se corresponde con un registro máximo o “Up” nos indicará que ese cuadrante es compresivo, mientras que, si la primera llegada es de tipo mínimo o “Down” nos indicará que ese cuadrante es de dilatación. También puede ocurrir que la primera llegada sea sin señal aparente en el tiempo.

Para representar estos datos utilizamos una red estereográfica de Schmidt (no vamos a explicar cómo se proyectan los puntos). Cada dato del sismograma se representará por puntos blancos (llegada tipo down), puntos negros (llegada tipo Up) o un aspa (sin señal aparente).

Una vez que se han representado todos los puntos de las diferentes estaciones sísmicas, trazamos los arcos de los 2 grandes círculos en una red estereográfica que representarán a los 2 planos nodales, perpendiculares entre sí, de los que uno será el plano de falla que origina el terremoto. Para acabar rellenamos los cuadrantes (compresivos y dilatacionales) formándose un Mecanismo Focal con ese aspecto de “Balón de Playa”.

En ocasiones la indeterminación en la interpretación del Mecanismo focal (MF) se debe resolver con el conocimiento de la geología de la zona o región donde se ha originado el terremoto.

RESUMEN

Desde el día 2 de diciembre de 2020, hasta la fecha, han sido registrados por la red sísmica nacional cerca de 2000 terremotos en el Área Metropolitana de Granada (ENJAMBRE SISMICO), la gran mayoría de ellos superficiales,  con epicentros ubicados entre Atarfe- Santa Fe- Vegas del Genil. Han sido terremotos de una magnitud moderada salvo los ocurridos los días 23, 26 (3) y 28 de enero que alcanzaron magnitudes en la escala Richter de 4.4, 4.1, 4.2, 4.4 y 4.4 respectivamente e intensidades entre V y VI (escala macrosísmica EMS98).

Consecuencia de la convergencia entre la placa Africana y Euroasiática, se estima que colisionan a razón de 5 mm/año, las Cordilleras Béticas, donde se ubica Granada y Sierra Nevada,  están actualmente sometidas a esfuerzos compresivos en dirección NO-SE a NNO-SSE junto con extensión en dirección NE-SO a ENE-OSO y cada cierto tiempo, como consecuencia de esa fricción, la energía acumulada escapa por un sistema de fallas activas de tipo normal, paralelas entre si, generadas en el Cuaternario, con orientación NO-SE, y longitud entre 5 y 10 Kms. Destacan las fallas de Atarfe (Sierra Elvira), Pinos Puente, Alitaje, Santa Fé, Pedro Ruiz y Alhendín-Belicena (base de datos QAFI del IGME).

Hay que entender que en el entorno de una falla se acumulan tensiones que, en un estadio inicial se resuelven mediante una deformación elástica cerca del plano de falla. Al superarse un cierto umbral, éstas tensiones pueden vencer la resistencia a la fricción en una determinada zona de la falla, produciéndose un desplazamiento local, en cuyos extremos la tensión aumenta todavía más, propagándose el desplazamiento por toda la falla.

Datos como la ubicación del epicentro, el tiempo de origen, la profundidad focal, momento sísmico o la magnitud del terremoto, así como la orientación de los planos de falla generadores de un terremoto y los saltos de falla, etc se obtienen de la confección de gráficos de mecanismos focales (MF), coloquialmente denominados como “balones de playa”, que son el resultado del análisis de las formas de ondas generadas por un terremoto y que han sido registradas por un número determinado de sismómetros (hasta 10) siempre que éstos estén bien distribuidos geográficamente alrededor del epicentro.

La liberación brusca de la energía acumulada en estas fallas origina unas ondas sísmicas que se transmiten a diferentes velocidades y que provocan movimientos en los edificios en todas las direcciones. Es lo que conocemos como ACELERACION sísmica básica (A_b), o  empuje horizontal que reciben los edificios en su base. La determinación de la aceleración sísmica nos ha permitido elaborar Planos de peligrosidad sísmica para cada municipio de España y confeccionar una  normativa de construcción sismorresistente de obligado cumplimiento en nuestro país (Norma de Construcción Sismorresistente Española (NCSE-02, del Ministerio de Fomento) y la norma europea Eurocódigo 8 (EC-8)).

 INTRODUCCION

En la actualidad, bajo el término FÓSIL se agrupan gran cantidad de evidencias materiales de la vida en el pasado que van desde restos de pequeños organismos unicelulares, hasta enormes esqueletos de animales, como los dinosaurios. Además, se considera fósil tanto al organismo entero como a cada una de las partes en que pueda encontrarse por separado.  Además de los restos orgánicos conservados en mayor o menor grado, también son fósiles cualquier manifestación de la actividad orgánica (icnofósiles), como pueden ser las marcas o huellas dejadas por los organismos en el sedimento, rocas o restos orgánicos, o incluso, los huevos, polen, semillas, excrementos (coprolitos), restos de construcciones orgánicas, etc… También se consideran fósiles determinadas sustancias químicas diseminadas por el sedimento que revelan la presencia de los organismos que las produjeron. A estas sustancias se les denomina fósiles químicos.

¿QUE ES UN FÓSIL?

Leemos con frecuencia que los fósiles son restos petrificados de animales y plantas que vivieron hace millones de años. Y con ser ésta una definición descriptiva y clara, no es exacta e incluso desorienta sobre la verdadera naturaleza de los fósiles.

En general, se tiene asumido que un fósil es aquel resto o rastro de un organismo en el cual la materia orgánica ha desaparecido (excepcionalmente se puede conservar la materia orgánica, como por ejemplo los restos hallados en ámbar o en el permafrost) y que ha sufrido un proceso físico-químico de fosilización.

Además, para que un resto o rastro de organismo se pueda considerar como “fósil”, es necesario que haya transcurrido determinado tiempo desde la producción del resto y considerarlo fósil. Así pues, aquellas evidencias con antigüedad superior a 13.000 años (finales de la última glaciación) se las denominará fósil mientras que a los restos más modernos se les pueden considerar como subfósiles.

No todos los restos orgánicos tienen las mismas posibilidades de fosilización, dependiendo de una serie de factores entre los que hay que destacar:

- La presencia de partes duras o esqueléticas aumentan dichas posibilidades ya que son más resistentes a la destrucción física, química o biológica.

- El ambiente donde se halla el resto orgánico, siendo los ambientes acuáticos más favorables a la conservación que los ambientes terrestres.

- Un enterramiento rápido limita la acción de los agentes destructivos, favoreciendo la conservación de los restos.

PARA QUE SIRVEN LOS FÓSILES

Al margen del coleccionismo, que mueve muchos millones de euros en todo el mundo, los fósiles son el carnet de identidad de nuestro planeta. Las principales utilidades de los fósiles afectan a las siguientes áreas científicas:

·         Paleontología evolutiva: Un primer interés de los fósiles es que permiten conocer cómo han evolucionado las especies hasta llegar a las formas actuales, incluido el hombre.

·         Paleoecologia: Otra utilidad derivada del estudio del conjunto de todas las especies fósiles encontradas en un mismo yacimiento es que permite determinar las relaciones entre las diferentes especies (cadenas tróficas etc.).

·         Paleoclimatología: El hecho de que muchos grupos de especies solo puedan vivir en unas condiciones climáticas determinadas, hace que la sucesión en el tiempo de fósiles distintos refleje la variación del clima.

·         Paleoambiente: Los fósiles también nos dan información sobre las condiciones ambientales del lugar donde vivían y por tanto, del medio de formación de unas rocas sedimentarias (sedimentología).

·         Reconstrucciones paleogeográficas: es decir, reconstruir la extensión que ocupaban los antiguos mares, playas, lagos, etc.

·         Datación: Quizá la utilidad más importante de los fósiles es que pueden ser usados para conocer la edad de las rocas que los contienen puesto que cada intervalo de tiempo geológico tiene unos fósiles característicos. Además, un fósil lo podemos comparar con la misma especie encontrada en otro lugar dónde ha sido posible determinar la edad con un criterio geocronológico (dataciones absolutas).

·         Bioestratigrafía: Establece cuales son los fósiles (o asociaciones de ellos) que resultan útiles para datar. El conocer la edad a partir de los fósiles no sólo es importante para establecer la historia de la Tierra, también es de gran aplicación en la prospección de petróleo, carbón, etc…

PROCESO DE FOSILIZACIÓN

La fosilización es el conjunto de procesos biológicos y geológicos que hacen que un organismo, resto orgánico o rastro de su actividad, pase a formar parte del “registro fósil” y abarca desde el momento en que muere o se desprende del organismo productor hasta su completa fosilización. Todo ello es estudiado por una rama de la paleontología que denominamos tafonomía.

En primer lugar, hay que evitar que cuando un organismo muere sus restos se descompongan, disgreguen o putrefacten rápidamente por la acción bacteriana o erosiva, por lo que si queda enterrado o cubierto rápidamente  de sedimentos existirán muchas posibilidades de que fosilice.

A partir de la desaparición de las partes blandas y del relleno de los huecos por los sedimentos, comienzan a originarse una serie de transformaciones químicas que van a ir sustituyendo de forma lenta y gradual, los compuestos orgánicos de esos restos por distintos minerales.

Esta transformación dependerá de la composición química de los restos enterrados y de la del sedimento que los envuelve, realizándose la sustitución molécula a molécula durante unos cuantos miles o millones de años, hasta que el organismo quede completamente mineralizado.

Posteriormente, los distintos procesos tectónicos harán que las rocas que contiene fósiles queden expuestas en la superficie, donde los diferentes agentes erosivos (viento, lluvia, agua, etc) y la acción del hombre, nos permitirán contemplar los restos petrificados de esos organismos.

FIG: En el proceso de fosilización se puede dar un enterramiento del organismo con sedimento dentro de su cavidad interna o, un enterramiento sin que su cavidad interna quede rellena pudiendo ésta quedar rellena posteriormente por material secundario. Según el caso podremos obtener un reemplazamiento de la concha original, un molde interno o externo o incluso una replica del organismo original.

MECANISMOS DE FOSILIZACIÓN

Los mecanismos de fosilización más habituales y que actúan generalmente sobre los restos esqueléticos mineralizados aunque algunos también lo hacen sobre  restos no mineralizados son:

1-   Conservación de la materia mineral original y su estructura. Es el caso más simple, ya que no hay cambios ni químicos ni físicos, presentando el fósil un aspecto “reciente”. Este mecanismo implica muy poca circulación de fluidos entre los poros del sedimento que envuelve el fósil. Evidentemente, la conservación sin cambios mineralógicos de un resto orgánico, es menos probable cuanto más tiempo pasa dentro del sedimento, por tanto será más frecuente en fósiles geológicamente recientes.

2-    Sustitución del material original por una materia mineral distinta. Este mecanismo de fosilización implica que la composición del material originario se ve sustituida por otra muy distinta. Si la sustitución es molécula a molécula se puede conservar la estructura interna de del material reemplazado (vegetales silicificados, donde es posible reconocer la estructura celular original de celulosa sustituida por sílice). Sin embargo, es más frecuente que durante el proceso de sustitución quede destruida la estructura interna del resto orgánico, mostrando únicamente la morfología externa como en el caso de la silicificación o sustitución del carbonato cálcico por sílice.

Otros materiales que pueden sustituir al material original son el sulfuro de hierro en forma de pirita o marcasita (piritización), fosfato cálcico (fosfatización), yeso, etc…

Ejemplar de spirifer (braquipodo) piritizado: El organismo se ha descompuesto en condiciones anaeróbicas, produciendo  ácido sulfídrico que reacciona con las sales de hierro presentes en el agua de mar, dando como resultado sulfuros de hierro tipo marcasita o pirita que reemplazan a la materia orgánica.

3-   Reemplazamiento de la materia original por enriquecimiento relativo en unos elementos por la pérdida en otros. Un ejemplo es la carbonización de compuestos orgánicos más o menos complejos (celulosa, lignina, quitina, etc…) en donde se produce una pérdida de hidrógeno y oxígeno y por tanto una ganancia relativa en carbono, mucho más estable y que formar una película carbonosa más resistente que permite la fosilización. En la carbonización la estructura interna puede quedar total o parcialmente conservada. (algunos fósiles de hojas, artrópodos, etc).

Otro tipo de reemplazamiento es debido a la reorganización o recristalización de los materiales originales en otras formas cristalinas. Este es el caso de los esqueletos de carbonato cálcico en forma de aragonito (algunos moluscos y corales escleractinios) que recristalizan a calcita, mucho más estable.

Otro ejemplo de recristalización son los esqueletos formados originariamente por ópalo, que recristalizan a calcedonia.

4-    Impregnación: consiste en el relleno de la porosidad de las partes esqueléticas por un precipitado mineral, generalmente calcita o sílice. La impregnación da una mayor solidez a las partes esqueléticas disminuyendo las posibilidades de destrucción. Este es uno de los procesos más frecuentes en la fosilización debido a que la mayoría de esqueletos son más o menos porosos, y puede actuar independientemente de los otros procesos de fosilización. Un ejemplo  de impregnación por carbonato cálcico lo encontramos en la fosilización de los huesos de los vertebrados, o en el esqueleto de las esponjas silíceas formado por un frágil entramado de finas espículas.

  5-   Incrustación: consiste en la precipitación química o bioquímica de un mineral, generalmente calcita, alrededor de un organismo. A pesar de la posterior descomposición del organismo, su impresión   en el material precipitado propicia su fosilización. Es de destacar que en este caso únicamente tendremos la información de la morfología externa del organismo y nunca de su estructura interna. Un ejemplo   muy frecuente lo tenemos en las formaciones travertínicas. éstas se forma por la precipitación de carbonato cálcico alrededor de materia orgánica, generalmente tallos y hojas, que se hallan sumergidos en   aguas ricas en este compuesto.

 También podemos considerar que el recubrimiento de las partes esqueléticas de un organismo por otro organismo incrustante (algas calcáreas, esponjas coralinas, corales, bivalvos, etc…) un caso de   incrustación. En este caso, el organismo incrustado puede desaparecer por disolución y quedar su impresión en el organismo incrustante.

  Fig: Travertino. Ejemplo de incrustación de carbonato cálcico a través de restos vegetales

6-   Disolución de los restos orgánicos en un sedimento mínimamente consolidado, se pueden formar:

·         moldes internos: formados por el sedimento o por un relleno mineral precipitado en el interior (cavidad interna) de conchas muy cerradas. En este caso, el fósil muestra únicamente la morfología interna del organismo.

·         moldes externos: es la marca dejada por la superficie externa del organismo en el sedimento que lo contenía.

·         Réplicas: se forman por la precipitación de un mineral dentro de la cavidad resultante de la disolución del organismo.

YACIMIENTOS PALEONTOLÓGICOS:

El término yacimiento de fósiles o yacimiento paleontológico es algo ambiguo y su uso es más práctico que científico. Se suele emplear en el sentido de referirse a una localidad o localidades en cuyas rocas (capas fosilíferas) se acumula de forma natural, una cantidad significativa de fósiles (conchas, huesos, huellas, restos de actividad orgánica, etc) de diferentes edades.

Un concepto más científico de yacimiento paleontológico es el dado por Seilacher et al., 1985, en el que establece que son cuerpos rocosos del registro geológico que contienen una inusitada calidad o cantidad de fósiles.

Con estas definiciones nos debemos plantear como se originan estas acumulaciones de fósiles, cuál ha sido el origen de los sedimentos que los portan, qué antigüedad tienen y cómo se da la integración y la selección de organismos vivos que fueron fosilizados. El potencial de fosilización de una región o de un ambiente sedimentario respecto a un grupo taxonómico concreto, y la probabilidad de que se forme un yacimiento de fósiles, será directamente proporcional a la cantidad y calidad de los elementos que se produzcan o importen e inversamente proporcional a la cantidad y calidad de los elementos que se destruyan o exporten. Por tanto, habrá  que tener en cuenta para que se favorezca la acumulación de fósiles:

·         El conjunto de restos de organismos que vivieron juntos, es decir, la Tanatocenosis,

·         El conjunto de restos de organismos que fueron enterrados juntos, es decir, la Tafocenosis,  y

·         El conjunto de fósiles que están o han sido registrados juntos, es decir, la Orictocenosis.

Por su parte, en lo que se refiere al origen de los sedimentos donde se han registrado las evidencias fósiles, pueden ser muy diversos pero, principalmente se asocian a procesos sedimentarios. En ocasiones también pueden tener un origen volcánico (cenizas o coladas de lava), kárstico, etc.

Los yacimientos de origen sedimentario suelen presentar características muy diferentes dependiendo del medio de sedimentación (marino, continental (fluvial o lacustre o de transición). En los medios marinos los fósiles tienden a distribuirse de forma más o menos dispersa por grandes extensiones, mientras que en los sedimentos de origen continental, suelen ser más irregulares y discontinuos, con los fósiles concentrados solo en algunas pocas fácies, normalmente de relleno de cauce o dispersos en las de llanuras de inundación.

Como conclusión, podemos decir que, los yacimientos paleontológicos forman parte de nuestro Patrimonio Natural y muestran la biodiversidad existente en periodos geológicos pasados, ya que suelen ser los únicos vestigios que han quedado del paso por nuestro planeta de muchos organismos. Además son la clave para conocer y comprender la evolución de la vida en el Planeta Tierra. Por ello, poseen un enorme interés, valor científico y patrimonial, y se hacen merecedores de que sean protegidos y conservados de manera especial. En España los yacimientos paleontológicos están protegidos como Patrimonio Paleontológico y reconocidos como parte del Patrimonio Histórico desde el año 1985 (Ley 16/1985, de 25 de Junio, del Patrimonio Histórico Español) y  comprende tanto los yacimientos como los hallazgos fósiles que de ellos se extraen, siendo éste un material natural muy rico cuya función cultural está dirigida al estudio científico, a su divulgación y puesta en valor.

1.   INTRODUCCIÓN
   
2.    DIVISIÓN DE LAS ZONAS EXTERNAS
   

INTRODUCCIÓN

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