ii. la tierra

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S U P E R F I C I E
T I E R R A
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Compilacion y armado Sergio Pellizza
Autor: José Hugo Hubp
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4
La superficie de la tierra
La Tierra
La superficie en movimiento
Los volcanes
GENERALIDADES
EL HOMBRE habita la superficie de la Tierra, en ella realiza su
actividad diaria y obtiene los recursos fundamentales: el agua, los
alimentos, los materiales para la construcción y muchos minerales
útiles. Ha sido siempre motivo de preocupación el origen del
mundo en que vivimos, sus dimensiones, su constitución interna,
etc. Hoy día contamos con una información valiosa sobre estos
temas, en algunos casos definitiva, en otros solamente en proceso
de desarrollo.
Hasta principios de los años sesenta, en los libros de geografía de la
escuela primaria se demostraba la forma esférica de la Tierra con
los ejemplos bien conocidos de los eclipses, del barco que se aleja o
acerca con respecto al horizonte, etc. A mediados de la misma
década el asunto se volvió más simple: las imágenes obtenidas
desde el exterior sustituyeron a las explicaciones antiguas.
El concepto de espacio se hizo más accesible y las distancias
menores. En la pantalla de un televisor se puede observar un
espectáculo que se realiza a miles de kilómetros de distancia, o el
recorrido de hombres o robots en la superficie lunar. En otras
épocas, el tamaño del mundo era el de la superficie que dominaban
los habitantes de una determinada región. Los fenómenos naturales
que los afectaban eran de carácter mundial. Una gran inundación
podía transformarse en la leyenda del diluvio universal, un
terremoto o la erupción de un volcán eran el presagio del fin del
mundo.
Con el descubrimiento de América, en la agonía del siglo XV, el
mundo se hizo más grande, y en la época de los satélites artificiales,
más pequeño. Hoy día la velocidad de las comunicaciones aumenta,
sea por los modernos medios de transporte, por el teléfono, el fax o
el correo electrónico.
De los 510 millones de kilómetros cuadrados de la superficie de la
Tierra, 361(70.8%) están cubiertos por el agua de los océanos; el
resto es tierra firme. El punto más alto es la cima del Everest, 8 848
m, mientras que el más bajo conocido se encuentra en la trinchera
de las Marianas y posee 11 022 m de profundidad con respecto al
nivel del mar. De esta manera, hay aproximadamente 20 km de
diferencia vertical entre puntos extremos.
Si el concepto de espacio ha sido asimilado con dificultad por el
hombre, mucho más difícil lo ha sido el del tiempo. Es natural que
limitemos la vida de la naturaleza a nuestra escala de comprensión.
La vida humana tiene un promedio de 70 años y la historia
difícilmente registra lo sucedido hasta hace sólo 3 000 años. Todos
los pueblos han tratado siempre de explicar el origen del mundo y, a
falta de elementos para ello, lo atribuyeron a la voluntad de
divinidades poderosas. A partir del siglo XVIII surgieron atrevidas
hipótesis sobre el origen, edad de la Tierra y dimensiones del
universo, en una lucha heroica contra el oscurantismo que
dominaba en Europa.
Los primeros conceptos científicos sobre el origen de la Tierra los
expusieron Kant y después Laplace en el siglo XVIII, y a partir de
ellos se desarrolla la astronomía moderna. Buffon propuso en 1759
una edad mínima de 75 000 años para la Tierra, herejía que
escandalizó a la autoridad eclesiástica. Avanzando gradualmente,
con uno que otro tropiezo, la geología actual ha llegado ha
establecer que la Tierra tiene una edad aproximada de 4 500
millones de años.
Otro problema es el origen de las irregularidades de la superficie
terrestre. La ciencia moderna tiene que dar respuesta a interrogantes
como éstas: ¿Cómo se formaron las montañas? ¿Por qué hay fosas
profundas en los océanos?, ¿Por qué existen continentes y
océanos?. La explicación puede hacerse en forma simple: las
deformaciones de la superficie terrestre son una manifestación de
los procesos que ocurren en el interior (endógenos) y en el exterior
de la Tierra (exógenos) y se deben a la propiedad del movimiento
permanente de la materia. La erupción de un volcán, un sismo, la
deformación de las capas de rocas que constituyen las montañas,
son manifestaciones de la actividad interna; la lluvia, el viento, los
cambios de temperatura, las olas marinas, son ejemplos del
movimiento de la materia en el exterior
Los procesos internos se encargan de crear las grandes formas del
relieve terrestre: los continentes, los sistemas montañosos, las
depresiones oceánicas, etc. Los procesos externos, relacionados con
el clima y la fuerza de la gravedad, nivelan este relieve: las
montañas son rebajadas y las depresiones rellenadas con
sedimentos. Ambos fenómenos poseen velocidades determinadas.
El relieve terrestre es el resultado de la lucha de procesos
antagónicos internos y externos.
Si dejara de existir la actividad endógena, la superficie de la Tierra
se volvería homogénea: el proceso de destrucción de las montañas
sería continuo e irreversible. Prácticamente no existe porción
estable. La actividad interna se manifiesta en grandes territorios por
movimientos de ascenso, de hundimiento o de desplazamiento
horizontal. Se producen con una velocidad variable, de milímetros a
metros por siglo; lo mismo los procesos exógenos.
Las altas montañas se han formado por ascensos de mayor
velocidad que la erosión que las destruye; las fosas profundas de los
océanos, y algunas de los continentes, resultaron por un
hundimiento cuya velocidad es superior a la de la acumulación de
sedimentos que se encargan de rellenarla.
Al establecerse la geología, ciencia que estudia la Tierra, a
mediados del siglo XIX, quedó claro para los científicos de la época
que estos procesos endógenos habían actuado con notable
intensidad en determinadas etapas de la vida de nuestro planeta,
pero no se consideró que fueran permanentes y que en la actualidad
se manifestaran en algunas regiones. No se tenían suficientes
elementos para llegar a tales conclusiones.
La geología evoluciona tanto por las observaciones directas que en
la naturaleza hacen los especialistas, como por el avance de otras
ciencias. La física de Newton permitió elaborar nuevas teorías
sobre la estructura interna de la Tierra; la química de Lavoisier
influyó en un mejor conocimiento de las rocas y los minerales; los
conceptos evolucionistas de Darwin fueron aplicados en la
geología.
Para fines del siglo pasado y principios del actual, la física y la
química se transforman con los descubrimientos de la radiactividad,
de los rayos X y de la estructura atómica. La geología aplica
métodos cuantitativos y su alianza con otras disciplinas da origen a
terceras: la geofísica y la geoquímica son las principales; de la
unión de la geología y la geografía física surgió la geomorfología,
ciencia o disciplina del relieve terrestre. El estudio y comprensión
de éste se basa en una trilogía: agente, proceso y forma. El primero
es el sujeto que lleva a cabo una acción (el agua de los ríos, el
viento, el magma, etc.); el proceso es la acción que realizan los
agentes: erosión (destrucción), acumulación, volcanismo, etc.; la
forma es el resultado, el objeto: valles, dunas, deltas, volcanes,
etcétera.
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ALGUNOS DATOS
EVOLUCION
T I E R R A
SOBRE
SU
ESTRUCTURA
Y
LAS ROCAS que constituyen nuestro planeta están dispuestas desde
el centro del globo hasta la superficie, de mayor a menor densidad.
Esto es algo que se ha inferido a partir de las leyes de la física, de la
composición de los meteoritos y del estudio de las ondas que
producen los sismos, mismas que se propagan a través de la Tierra
y cuyo estudio ha permitido a los geofísicos determinar a qué a
profundidades más o menos constantes sufren cambios bruscos en
su velocidad, lo que se relaciona con zonas donde se producen
también bruscas transformaciones en la composición de las rocas,
en su densidad y temperatura. Así, se han definido dos capas
gigantescas, el manto y el núcleo y cada una ellas subdividida en
dos (Figura 1). Por encima del manto se encuentra la capa superior;
comparativamente muy delgada, la corteza terrestre.
Figura 1. Estructura interna de la Tierra.
En la medida en que se desciende al interior de la Tierra, la
temperatura aumenta en un promedio de 3°C por cada 100 metros,
hecho que fue observado desde el siglo pasado en minas profundas.
Pero este incremento gradual, conocido como gradiente
geotérmico, no se mantiene en esa proporción, sino que, a unos
cuantos kilómetros, debe descender; de lo contrario, en la porción
profunda del núcleo las temperaturas serían extraordinarias, del
orden de 150 000°C. Actualmente se considera que deben de ser de
un máximo de 6 000°C. El valor del gradiente geotérmico es muy
variable: en algunas zonas volcánicas alcanza 90°C/km, mientras
que en otras es de 6°C/km. El calor interno que llega a la superficie
terrestre se atribuye fundamentalmente a los elementos radiactivos
—todavía abundantes en la constitución de nuestro planeta— y se
mide por la cantidad del mismo que atraviesa una superficie en un
tiempo determinado: es el flujo térmico o flujo calorífico y se
expresa en calorías por centímetro cuadrado por segundo.
Los sismos producen dos tipos principales de ondas que se
propagan en el interior de la Tierra de distinta manera. Son
conocidas por los múltiples registros que se han hecho en las
estaciones sismológicas en distintos puntos del mundo. Las ondas p
(primarias) más rápidas, se difunden en un ambiente sólido, líquido
o gaseoso; las ondas s (secundarias), sólo aparecen en los sólidos.
La corteza terrestre
La corteza terrestre es la capa superior. Tiene un grosor variable
que alcanza un máximo de 75 km bajo la cordillera del Himalaya y
se reduce a menos de 7 km en la mayor parte de las zonas
profundas de los océanos. En uno y otro caso la corteza es distinta,
lo que permite diferenciarla entre continental y oceánica (Figura 2).
Figura 2. Estructura de la corteza terrestre.
La estructura de la corteza continental es la siguiente:
1) Su capa superficial es un conjunto de rocas sedimentarias, con un
grosor máximo de 20-25 km, que se forma esencialmente en el
fondo del mar por la acumulación de sedimentos (fragmentos
rocosos cuyo tamaño va de fracción de milímetro a metros) en
distintas etapas de la historia geológica. La edad más antigua de
estas rocas es de hasta 3 800 millones de años (m.a.) y hay
porciones de la corteza donde dichas rocas no existen, o son capas
muy delgadas.
2) Por debajo de la capa de rocas sedimentarias existen (en muchas
regiones a partir de la superficie) rocas del tipo del granito,
formadas por enfriamiento de magma y constituidas esencialmente
por cuarzo y feldespatos (minerales en los que predominan los
silicatos de aluminio y potasio, con otros elementos asociados,
principalmente sodio y calcio). Se calcula que, bajo los sistemas
montañosos, el grosor de esta capa es de más de 30 km.
3) La tercera capa rocosa, que subyace a la anterior, se ha inferido
como semejante a los basaltos, rocas magmáticas con menor
cantidad de sílice que los granitos y que debe tener un grosor
general de 15-20 km, con incrementos de hasta 40 km.
A diferencia de la corteza continental, la oceánica es
geológicamente joven en su totalidad, con una edad máxima
determinada hasta ahora de 180 m.a.
La palabra continente se refiere a bloques gigantescos constituidos
esencialmente por rocas del tipo del granito que se extienden bajo
las aguas de los océanos hasta profundidades que varían de los 2
500 a los 4 000 m. La región que emerge por encima del nivel del
mar es la tierra firme.
La arquitectura de la corteza es distinta bajo las zonas profundas de
los océanos, con un grosor de 5 a 8 km y densidad de 3-3.1. Aquí
también encontramos tres capas principales de rocas:
1) Sedimentaria, formada por las acumulaciones constantes de
fragmentos de roca y organismos en los océanos. El grosor es muy
variable, con máximos de 10-15 km en algunas regiones, hasta
menos de 500 m en otras.
2) Subyace una capa de rocas del tipo del basalto de 1.5 a 2 km de
grosor, mezclada con sedimentos y con rocas de la capa inferior.
3) La tercera capa está constituida por rocas del tipo del gabro
(semejante al basalto en composición, pero de origen profundo) y se
calcula que es de unos 5 kilómetros de grosor ( Figura 2).
Parece que la corteza oceánica se debe al enfriamiento de magma
proveniente del manto superior.
El manto
El limite inferior de la corteza terrestre se ha establecido por las
ondas sísmicas que cambian de una velocidad de 7.6 a 8 km/seg.,
valores promedio. Es un fenómeno de carácter global: se reconoce
más o menos a la misma profundidad en toda la Tierra, en una zona
de 3-4 km en sentido vertical conocida como discontinuidad de
Mohorovicic (Moho, para muchos autores). A partir de ésta
continúa el manto, una capa de 2 900 km de grosor, constituida por
rocas más densas, donde predominan las peridotitas, rocas de
silicatos de hierro y magnesio.
Entre los 100 y 1 000 km de profundidad se produce una
aceleración de las ondas sísmicas en varias zonas, pero en especial
a 650-670 km de profundidad, lo que ha permitido definir un límite
entre el manto superior y el inferior. Se infiere como un cambio de
la estructura, de un medio plástico a otro rígido, donde es posible
que se conserve la composición química en general.
La velocidad de las ondas p disminuye bruscamente a 2 900 km de
profundidad de 13 a 8 km/seg. y las ondas s dejan de propagarse. El
paso del manto al núcleo externo, de un medio sólido a otro líquido,
es la discontinuidad de Gutenberg.
La corteza continental creció por una diferenciación química del
manto superior; que se inició tal vez hace unos 3 800 m.a. Algunos
autores, como S. Moorbath, suponen que toda la corteza
continental, exceptuando la capa sedimentaria, tiene su origen en la
diferenciación de la materia proveniente del manto.
En la base del manto superior la densidad es de unos 5.5. En la
porción superior del manto es donde se producen las corrientes de
convección: grandes masas de materia fundida, que provienen de
zonas de temperatura más altas, semejante al agua que hierve en
una olla, desplazándose de la porción más caliente a la más fría.
Ésta es la actividad principal del manto superior; en la que influye
el calor proveniente del núcleo. Las corrientes de convección son el
motor que mueve las placas litosféricas.
El núcleo
El núcleo es una gigantesca esfera metálica que tiene un radio de 3
485 km, semejante por su tamaño al planeta Marte. La densidad
varía, de cerca de 9 en el borde exterior a 12 en la parte interna. Se
ha inferido que su constitución es de hierro y níquel, con agregados
principalmente de cobre, oxígeno y azufre.
El núcleo externo es líquido, con un radio de 2 300 km. La
diferencia con el núcleo interno se manifiesta por un aumento
brusco en la velocidad de las ondas p a una profundidad entre 5 000
y 5 200 km, lo que ha permitido definir el límite entre ambos
núcleos.
El núcleo interno tiene un radio de 1 220 km. Se considera que es
sólido y sus temperaturas son del orden de 4 000 a 5 000° C. Es
posible que el núcleo interno sea resultado de la cristalización de lo
que fue una masa líquida de mayor magnitud y que continúe este
proceso de crecimiento.
Se supone también que la energía calorífica influye en el manto, en
particular en las corrientes de convección. Este concepto, todavía
novedoso, tratado por algunos científicos como R. Jeanloz, hace del
núcleo una pieza activa de la dinámica terrestre. Actualmente se
considera que el núcleo interno posee un movimiento de rotación y
es posible que se encuentre en crecimiento a costa del externo que
se reduce.
Muchos especialistas calculan que hace 4 000 m.a. la Tierra ya
poseía un campo magnético, es decir; un núcleo metálico definido,
lo que representó una nueva etapa de desarrollo del planeta; fue la
frontera entre el proceso de consolidación y el enfriamiento de su
superficie.
Las capas del interior de la Tierra han dejado de ser cuerpos
aislados entre sí para convertirse en partes de un sistema, que como
en la maquinaria de un reloj de poleas —de los antiguos— actúan
en interdependencia.
Litosfera, astenosfera y mesosfera
La clasificación en corteza, manto y núcleo obedece a cambios de
la composición química asociados con otros de temperatura, presión
y densidad. Actualmente se utiliza, además, una clasificación
basada en la actividad o dinámica interna, donde se reconocen la
litosfera, la astenosfera y la mesosfera, a las que se agregan núcleo
exterior e interior.
La litosfera comprende toda la corteza terrestre, más la porción
superior del manto. Es, en sí, una capa rígida que tiene movimiento
sobre otra plástica (astenosfera). El grosor es variable, de 50-150
km bajo los océanos y, hasta 300-400 km bajo los continentes. Está
fragmentada en grandes bloques o placas litosféricas.
La astenosfera fue definida de manera preliminar por B. Gutenberg
en 1926; con mayor precisión, lo fue hasta fines de la década de los
años cincuenta. Su borde superior se encuentra a una profundidad
de 50-400 km bajo la superficie, aunque no se conoce su extensión
total. Las ondas sísmicas disminuyen su velocidad, en especial las s,
al pasar a un medio de menor densidad. Esta capa se destruye de
manera constante, ya que al enfriarse se agrega a la base de la
litosfera.
La porción del manto que se encuentra bajo la astenosfera es la
mesosfera (manto inferior).
EL ORIGEN DE LA CORTEZA
Surge el problema de por qué existen los bloques elevados, que son
los continentes, y las depresiones oceánicas. ¿Qué fue primero, la
corteza continental o la oceánica? ¿Cuándo surgieron? Estas y otras
interrogantes no tienen aún una respuesta definitiva.
Una teoría considera que la corteza granítica existe desde que la
Tierra se enfrió hace 4 000 m.a. El granito es de menor densidad
que el basalto, por lo que se encuentra en la porción superior. Los
elementos más pesados deben constituir el núcleo y los más ligeros
se encuentran en las capas de la atmósfera. Todo esto es muy
lógico, pero actualmente predomina otro punto de vista: la corteza
granítica no existía al inicio de la vida de nuestro planeta.
La Tierra, al igual que el resto de los planetas del sistema solar,
surgió de una nebulosa solar. Hace 4 600 m.a. debe de haber tenido
un tamaño semejante al actual, y se formó por condensación de la
materia de la nebulosa, así como por fragmentos de otros cuerpos
planetarios que se agregaron. Fue una etapa de crecimiento
(acreción) y aumento de la temperatura por efecto,
principalmente,de los elementos radiactivos que entonces eran más
abundantes; asimismo, se producía una contracción del planeta y
los impactos de meteoritos eran frecuentes. Ambos fenómenos
contribuían al calentamiento.
El estudio de los planetas del sistema solar ha sido fundamental
para entender cómo era la superficie original de la Tierra. Es de
aceptación general que los planetas se formaron en una misma
época y, aunque están constituidos por los mismos elementos
químicos, la proporción en la estructura de cada uno debe de ser
distinta. Hay otros factores que los distinguen: su masa y la
distancia del Sol. En función de estos parámetros, la evolución de
cada planeta ha sido diferente en los últimos 4 000 millones de
años.
Se considera que hace 4 000 m.a., la Tierra poseía condiciones
semejantes a las de la Luna en la actualidad: no iguales. Un intenso
bombardeo meteorítico provocaba la formación de cráteres en la
superficie y, en muchos casos, se acompañaba por ascensos de
magma que se derramaban rellenando las depresiones. De esta
forma se originó una corteza basáltica, semejante a la que subyace a
los océanos en sus regiones profundas.
Todavía son pocos los elementos con que se cuenta para apoyar
estas teorías, que se basan en el estado actual de la física y la
química y en lo poco que se conoce de otros planetas.
La teoría de Laplace, del siglo XVIII, se apoyó en las leyes de
Newton. Hoy día la ciencia es distinta; las teorías se perfeccionan o
son sustituidas por otras. Continúan en evolución y no han llegado a
explicar, en su totalidad, los fenómenos del universo: de la materia
y su movimiento, desde las dimensiones cósmicas hasta las
infinitamente pequeñas.
En la reconstrucción de la historia de la Tierra sucede lo mismo que
en la historia de la humanidad: mientras más nos remontamos en el
tiempo, tenemos menos elementos para explicar el pasado. Los
archivos —rocas en un caso, restos de culturas antiguas en otro—
se reducen considerablemente.
Las rocas que se formaron en la etapa más temprana de la vida de la
Tierra, en su corteza original, fueron destruidas, transformadas o
cubiertas a lo largo del tiempo geológico. Cuando se realicen
análisis de las rocas de Marte y Venus tendremos una información
más completa. En la investigación es importante la comparación del
objeto en estudio con otro semejante. En la medida en que
conozcamos mejor el relieve de los planetas, sabremos más del de
la Tierra.
LA EVOLUCIÓN DE LOS CONTINENTES
Para algunas rocas se han determinado edades de hasta 3 800 m.a.,
mismas que se formaron en un medio acuático, lo cual permite
suponer que entre 3 800 y 4 000 m.a. antes se originó la atmósfera.
Puede ser que ésta haya existido desde que se constituyó la
superficie sólida de la Tierra, por la concentración de los elementos
más ligeros durante el proceso de enfriamiento, es la opinión de
algunos especialistas; otros atribuyen una gran importancia al
vulcanismo de la etapa inicial de desarrollo. Las erupciones
volcánicas son ricas en gases, cuya acumulación gradual pudo
formar la atmósfera, con una proporción de elementos químicos
muy distinta de la actual. Al alcanzar determinada composición
surgió el agua, que al precipitarse y escurrir fue rellenando las
depresiones del relieve. Pudo haber sido el inicio de la formación
de los actuales océanos.
El agua en contacto con las rocas provoca reacciones químicas que
van destruyendo lentamente los minerales que las constituyen. Una
masa sólida y compacta se convierte en una sustancia deleznable de
granos pequeños. La acción mecánica del fluido transporta los
fragmentos de roca (sedimentos) hasta los océanos y al depositarlos
origina otras rocas, las sedimentarias. Este proceso, de muchos
millones de años, representó una nueva etapa en la evolución de la
Tierra y, muy en especial, en su relieve.
Algunos investigadores suponen que desde hace 3 500 m.a. se
produjeron fracturas profundas que desmembraron la corteza en
grandes bloques, lo que pudo haber sido el inicio del movimiento
de placas litosféricas.
Los restos de organismos más antiguos que se conocen tienen
edades de hasta 3 400 m.a. La vida surgió en sus formas
elementales en un medio acuático y evolucionó a lo largo de miles
de millones de años, hasta las formas actuales, incluyendo al
hombre; las transformaciones son tan complejas como las que ha
sufrido el relieve terrestre.
Hace 2 500 m.a. no existían grandes masas continentales, sino
menores, y se elevaban sobre el océano; pero fue a partir de esa
época cuando creció la corteza continental, lo que en apariencia fue
una manifestación de pérdida de calor del manto. Las
transformaciones se dieron en la atmósfera y en la vida cuando
dominaban algas, hongos y bacterias, dando lugar a la aparición de
formas más complejas.
Las capas de rocas sedimentarias crecieron en grosor en las cuencas
oceánicas. Procesos internos relacionados con altas temperaturas las
transformaron —en algunas regiones— en otras rocas, las
metamórficas. Cubrieron territorios cada vez más grandes. Así se
fue formando la corteza continental y tuvo un notable desarrollo
hasta hace 1 700 m.a.
La separación de grandes bloques dio origen al mar de Tetis
(Mediterráneo) y al de los Urales-Okhotsk y, posteriormente, al
cerrarse los océanos, se convirtieron en sistemas montañosos.
Doscientos m.a. antes, todos los continentes estaban unidos en
Pangea (Figura 3). Norteamérica y Eurasia, en el norte, formaban
Laurasia; en el sur; Sudamérica, Africa y la Antártida constituían
Gondwana.
Figura 3. Hace 200 millones de años los continentes estaban
unidos en uno solo: pangea ( R. Dietz y J. Holden, 1970).
La formación del Atlántico se inició hace 150 m.a. y separo a
América de Europa.
En los últimos 50 m.a. se definieron los rasgos principales de los
continentes actuales. Aun cuando se conserva mucho de su
configuración original, el relieve de la Tierra tiene su desarrollo
principalmente en el último millón de años, o dos millones, edad
que se atribuye al periodo Cuaternario.
En ese periodo emergieron, sobre el nivel del mar, regiones como
parte de la península de Yucatán y de Centroamérica y, las altas
montañas del Asia Central, se elevan con una velocidad
considerable; se formó el actual Golfo de California, por la
separación de la península; surgieron la inmensa mayoría de
volcanes jóvenes alineados en continentes y océanos. Esta actividad
es simplemente una continuación del movimiento y de la vida en el
planeta durante más de 4 000 m.a. No se presenta con la misma
intensidad en toda la superficie, sino en determinadas regiones,
entre otras, gran parte del territorio mexicano, Centroamérica y el
Caribe.
Para concluir, hay que señalar que la Tierra evolucionó con una
rapidez considerable, lo que la distingue del resto de los planetas
del sistema solar; porque, como considera S. Moorbath, gracias a su
masa pudo retener el calor generado por la desintegración de los
isótopos radiactivos, mientras que en la Luna, Marte y Venus, la
energía calorífica se redujo en un tiempo breve. Todavía hay poca
información sobre otros astros. La Luna posee un relieve de cráteres
meteoríticos y volcánicos. Parece que conserva el mismo tipo de
corteza desde su formación. En su superficie se colocaron
instrumentos que registraron sismos, y aunque lo más probable es
que éstos se hayan producido por impactos de meteoritos, no se ha
descartado el origen profundo de algunos, lo que afirmaría una
actividad interna en el satélite terrestre.
Marte, un planeta considerablemente menor que la Tierra, posee
una montaña de más de 23 km de altura. La máxima vertical del
relieve terrestre es de casi 20 km. Uno de los canales de Marte es
una depresión alargada de 1 500 km de longitud por 200 km de
ancho y 6 km de profundidad. En Venus predominan las planicies,
pero se encuentran también verdaderos sistemas montañosos de
origen volcánico; entre otras elevaciones se encuentra la del Monte
Maxwell, de 11 km de altura.
El relieve de estos cuerpos celestes no es estático. Se ve afectado
por caídas de meteoritos, posible actividad interna e incluso
procesos de erosión y acumulación, causados principalmente por el
viento.
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M O V I M I E N T O
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LAS TRANSFORMACIONES que ocurren constantemente en la
superficie terrestre son, en muchos casos, vividas por el hombre. El
volcán Paricutín, en el estado de Michoacán, pudo ser observado
desde su nacimiento, en febrero de 1943, hasta su aparente
culminación, en 1952. Poderosas corrientes de lodo cubrieron los
poblados de Yungay, Perú, en 1970, y Armero, Colombia, en 1985.
Unas semanas o minutos fueron suficientes para que cambiara una
porción del relieve terrestre.
Pero no todos los fenómenos que contribuyen a la modificación de
la superficie de la Tierra son de esta naturaleza. Hay movimientos
cuyos efectos son apreciables después de decenas de años, de miles
de años, de cientos de miles y de millones de años. Hemos tardado
mucho en entender esto. Las observaciones directas con fines
científicos se comenzaron a realizar hace 200 años, pero con
precisión, con el uso de instrumentos, hace apenas medio siglo.
Para poder verificar muchas hipótesis sobre la dinámica del relieve
terrestre necesitaríamos una información acumulada durante pocos
miles de años; tan sólo de los últimos quince mil ya sería de mucha
utilidad. Este breve retroceso en el tiempo nos conduciría a otros
paisajes: las márgenes de los glaciares actuales se encontraban en
una posición más baja, cubriendo una superficie mayor de Eurasia y
América; una buena cantidad de volcanes, incluso de México, no
existían, otros eran de menor altitud; las líneas de costa, aunque en
general semejantes a las actuales, ocupaban una posición distinta,
hacia el continente o hacia el océano.
Hoy día sabemos que el nivel de la tierra firme cambia
constantemente con respecto al nivel del mar. Se han medido
velocidades que no imaginaron los científicos más radicales de
fines del siglo pasado y principios del actual. Sin embargo, el
conocimiento de estos fenómenos no se resuelve con la obtención
de datos precisos de los últimos 30-50 años. No sabemos cómo se
comportan estos movimientos en el transcurso del tiempo.
¿Predominan los de un mismo signo y velocidad durante un lapso
prolongado? ¿Se alternan movimientos de distinto signo (elevación
y descenso) de la superficie terrestre?
La información obtenida en medio siglo no es extrapolable para los
últimos milenios. En otro caso, para poder explicar cómo se
formaron los grande sistemas montañosos (Andes, Himalaya, etc.),
necesitaríamos que las observaciones hubieran durado por lo menos
dos millones de años. Así, sucesivamente, podríamos continuar y
remontarnos a 4 500 millones de años para conocer la historia de
nuestro planeta.
Con el fortalecimiento de la geología moderna, en el último tercio
del siglo XIX, se fue aclarando que la superficie terrestre es
producto de transformaciones sustanciales permanentes, pero no era
entonces posible comprender la magnitud de los movimientos, ni su
duración en el tiempo. Hoy día, esto es mejor conocido y se apoya
fundamentalmente en lo tratado en el capitulo anterior sobre la
actividad en el manto y núcleo terrestres.
LAS PLACAS LITOSFÉRICAS
Hacia la mitad del siglo XX ya se tenía la concepción de que la
superficie terrestre es muy activa, incluso con procesos actuales de
formación de montañas en algunas regiones del planeta. Esto se
reforzó al surgir, a fines de la década de los años sesenta,la nueva
teoría de la tectónica global o de las placas litosféricas.
Hoy día sabemos que los movimientos que modifican la superficie
terrestre son de varios tipos: los horizontales, que incluyen los
desplazamientos permanentes de los continentes y, en estrecha
relación, los movimientos verticales de levantamiento y
hundimiento.
La litosfera —capa rígida— está dividida en seis fragmentos
mayores, de tal manera que un mapamundi se asemeja a un
rompecabezas, donde las piezas están en movimiento, separadas por
líneas que son las zonas de mayor actividad sísmica y, en ocasiones,
volcánica.
Fue a principios de los años sesenta del siglo XX cuando los
estudios del fondo oceánico empezaron a aportar nuevos datos que
renovaron la vieja hipótesis conocida en español como la deriva de
los continentes (Kontinentverschiebungen), elaborada por el
germano Alfred Wegener en 1912.
La teoría de la tectónica de placas representa una de las
revoluciones más importantes en la historia de la geología. Durante
más de 100 años predominó la teoría del geosinclinal; dio
explicación al origen de los continentes y océanos a partir de
movimientos principalmente verticales. Se basa en el hecho de que
en determinadas porciones de los fondos oceánicos se produce
acumulación de sedimentos a lo largo de muchos millones de años,
acompañada de un hundimiento, lo que permite que el proceso
tenga continuidad. Así, se alcanzan grosores del orden de 5-20 km.
Posteriormente cesa el hundimiento, el fondo marino se transforma
en tierra firme y la masa gigantesca de sedimentos puede
convertirse en un sistema montañoso, es decir, la orogénesis u
orogenia.
A lo largo del tiempo geológico, el proceso de movimiento de los
continentes se produce en forma cíclica: se unen en una gran masa
—el supercontinente—, misma que se fractura; bloques gigantescos
—los continentes— se separan y desplazan alejándose uno de otro
para después volver a unirse: es el ciclo de Wilson, llamado así en
honor del científico estadounidense que hizo grandes aportes a la
nueva concepción de la Tierra.
La teoría del geosinclinal, elaborada originalmente por J. Hall en
1859, constituyó los cimientos de la geología. Supone una fosa
oceánica en hundimiento que se acompaña de sedimentación; J. D.
Dana enriqueció el concepto y fue quien propuso el término
geosinclinal en 1873. La teoría —a manera de un proceso continuo
de acumulación de sedimentos— fue creciendo durante más de 100
años, producto de los nuevos conocimientos que aportaban los
estudios geológicos en todo el mundo y, por lo mismo, fue de
enorme utilidad para el desarrollo de la nueva teoría de la tectónica
global. A diferencia de ésta, aquélla es una explicación más
compleja y, aunque está basada en principios bien fundamentados,
no era posible su comprobación.
En la década de los años sesenta hubo descubrimientos notables en
diversas disciplinas de las geociencias; por ejemplo, los primeros
mapas del relieve del fondo oceánico, el cambio del polo magnético
terrestre a través del tiempo, un mejor conocimiento de los tipos de
rocas, sus grosores y edades de las zonas más profundas de los
océanos, así como nueva información sobre el interior de la Tierra.
Todo esto entró en contradicción con los conceptos de la posición
fija de los continentes y las cuencas oceánicas. Los especialistas
propusieron otros mecanismos de la formación de los sistemas
montañosos y las cuencas oceánicas: fue la formulación de la teoría
de las placas litosféricas la que convirtió al planeta Tierra, en todo
su interior y en su superficie, en un elemento mucho más vigoroso y
activo —tendencia general a lo largo de los últimos 500 años—.
Además, representa una explicación mucho más accesible y lógica.
Las razones de que en un momento determinado cesa un proceso de
hundimiento, o se produce una inversión del fondo oceánico u
ocurre una orogenia, es algo que no tuvo una explicación suficiente
en la teoría del geosinclinal, pero fue aceptado porque en más de un
siglo no hubo otra explicación alternativa más convincente —
algunas tuvieron corta duración.
Un principio fundamental para entender los movimientos
horizontales es el de los límites de placas de tres tipos: divergente,
convergente y transformante (Figura 4). En los divergentes, dos
placas se separan a lo largo de una gran zona de fractura que
permite el ascenso de magma hasta la superficie y se crea corteza
oceánica; en los transformantes, se produce un desplazamiento
lateral sin creación de nueva corteza, y en los convergentes,
sistemas más complejos que originan corteza continental, una de las
placas se sumerge en el manto, es decir; que una placa de corteza
oceánica se hunde bajo otra continental. En este proceso, materiales
del lecho oceánico (sedimentos y rocas magmáticas) son
transportados hacia el manto y el material fundido se eleva
intrusionando las rocas superiores, formando masas de rocas
intrusivas o dando lugar a erupciones volcánicas. Los materiales se
hunden a centenares de kilómetros de profundidad en las zonas de
subducción.
Figura 4. Tipos de límites de las placas litosféricas.
La teoría de la tectónica de placas se inició con la publicación de
resultados de investigaciones, de R. S. Dietz en 1961 y Harry Hess
en 1962, de las dorsales oceánicas (límites divergentes). En 1963,
F. Vine y D. H. Matthews reforzaron esta idea al analizar el
paleomagnetismo del fondo oceánico. A. R. Ringwood y D. H.
Green, en 1966, relacionaron los procesos de diferenciación de la
sustancia del manto terrestre con la expansión del fondo oceánico.
El término tectónica global fue utilizado originalmente por B.
Isacks, J. E. Oliver y L. R. Sykes en 1968. En el mismo año, el
francés Xavier Le Pichon propuso que la corteza terrestre consiste
en seis placas principales (Figura 5) y, junto con Jason Morgan y
Dan McKenzie, aplicaron el término tectónica de placas, mismo
que se popularizó y fue aceptado en todo el mundo.
Figura 5. Las placas litosféricas principales.
John Tuzo Wilson elaboró la teoría de las fallas transformantes y
los puntos calientes. Esta última fue desarrollada posteriormente
por J. Morgan.* Los estadounidenses B. Isacks, J. Oliver y J. Sykes
consideraron el movimiento de las placas en todo el globo, con
creación y destrucción de corteza terrestre. En los años posteriores,
este concepto se ha enriquecido: J. Dewey reconoció 28 placas. En
realidad, las seis placas originales se subdividieron en otras y se
identificaron algunas comparativamente muy pequeñas, como la de
Rivera en el territorio oceánico mexicano.
No dejamos aquí el tema de la tectónica de placas, sino que
volveremos a tratarlo en varias ocasiones más.
LA INFLUENCIA DE LOS SISMOS
Se ha reconocido que en muchas regiones de actividad sísmica
después de un terremoto se producen cambios en el nivel de la
superficie, generalmente de ascenso. En México se han hecho
escasos estudios sobre este tema, pero hay algunos datos
interesantes. En 1971 los investigadores Grivel Piña y Arce Ugarte
reportaron una disminución del nivel medio del mar en Puerto
Angel, Oax., después de un sismo de 5.2 grados en la escala
Richter; ocurrido en enero de 1966. Hasta 1970 se había detectado
un ascenso de la tierra firme de 14 cm; también registraron un
levantamiento brusco de 23 cm en Acapulco después de dos sismos
ocurridos en mayo de 1962.
Una vez que ocurrió el terremoto de septiembre de 1985 en
territorio mexicano, investigadores del Instituto de Geología de la
UNAM se desplazaron a las costas del Pacífico más afectadas,
donde reconocieron a partir de simples observaciones que desde
Zihuatanejo, Gro. y hasta 33 km al occidente se produjo un
levantamiento de 50-60 cm.
Un terremoto en Chile en 1746 provocó un levantamiento de la
tierra firme de aproximadamente 7m, cerca de la ciudad de
Concepción; se registraron posteriormente ascensos de uno a tres
metros en 1822, y hasta tres metros en 1835. Entonces se observó
que los cambios de nivel provocados por un sismo son variables en
una misma región.
El terremoto de 8.5 grados que afectó a Chile en 1960 permitió
reconocer movimientos, en una superficie de 130 000 km2, de
hundimiento y levantamiento que alcanzaron una diferencia vertical
de hasta 5.7 m.
En Alaska, un sismo en 1964 de 8.4-8.6 grados, provocó un ascenso
de más de dos metros y hundimientos de hasta 1.6 m en una
superficie de aproximadamente 300 000 km2. De un sismo anterior
en Alaska en 1899 el terreno se elevó 14 m y se calcula que en los
últimos 4-5 mil años en la porción central de Alaska este valor
alcanza hasta 40 m.
En la región de la falla San Andrés, los estudios de detalle que ahí
se realizan están proporcionando una rica información. En el sector
El Cajón, en el sur de California, se detectaron desplazamientos
debidos a una falla, con una velocidad media para los últimos 14
000 años, de 24.5 mm/año y se estableció un periodo de 150-200
años para los terremotos.
En la isla Kiuroko de Japón, el científico Yamashina Kenichiro y
colaboradores, después de un terremoto de 7.7 grados en 1983
reconocieron un hundimiento de la costa de 32 cm. Lo interesante
es que desde 1964 no se habían apreciado cambios de altitud y
tampoco en el año posterior al sismo.
Las observaciones continuas que se realizan en las regiones de
fuerte actividad sísmica han revelado cambios en la velocidad de
los movimientos verticales antes y después de un sismo; por
ejemplo, los registrados en la ciudad de Toshkent (antes Tashkent),
capital de Uzbekistán, de acuerdo con el científico A. A. Nikonov,
demostraron lo siguiente:
Entre 1930 y 1940 la diferencia vertical máxima de movimientos
verticales fue de 32 mm; de 1940 a 1965 fue de 52 mm; durante
1965 y hasta mediados de 1966 se registraron diferencias máximas
de 65 mm (el terremoto fue en abril de 1966). En 1967 los valores
descendieron a 31 mm. Los movimientos verticales se
incrementaron años antes del sismo y disminuyeron brúscamente
después de éste para volver a la misma intensidad.
El conocimiento de estos movimientos en los continentes y en las
cuencas oceánicas ha modificado los conceptos geológicos. La
evolución de la superficie terrestre se produce con una velocidad
mucho mayor de lo que siempre se había considerado. Por otro
lado, las nivelaciones precisas periódicas son uno de los medios que
se están aplicando para tratar de predecir sismos.
Hacia la mitad del siglo pasado los científicos radicales sostenían
que la Tierra sufría una lenta evolución, los cambios eran
imperceptibles al hombre y duraban millones de años. Los
conservadores trataban de conciliar ciencia y dogma religioso: la
Tierra, en apego a la Biblia, no podía tener más de 6 000 años y la
transformación de su relieve se había producido en periodos
catastróficos de corta duración. Las eras geológicas se reducían de
millones de años a días.
Si consideramos que los sismos de gran intensidad en una misma
región se producen en periodos de 50-200 años y cada uno modifica
la altitud original en centímetros, obtenemos para un millón de
años, velocidades equivalentes a las que dan origen a los sistemas
montañosos. Éstos se forman no sólo por movimientos
imperceptibles o débiles que sólo registran los sismógrafos, sino
también bruscos, violentos, aunque ocurran una vez en un siglo.
El conocimiento sobre los movimientos verticales y horizontales
que afectan el relieve terrestre se enriquece constantemente. Las
observaciones precisas son de pocos años a la fecha y se realizan,
cada vez en mayor cantidad, con diversos métodos, desde las
nivelaciones geodésicas hasta las mediciones precisas por medio de
satélites artificiales.
En sí, cada uno de los movimientos telúricos no es un agente
importante en la transformación del relieve. Sin embargo, si
consideramos su continuidad en una región dada, por cientos de
miles de años e incluso millones de años, su influencia debe ser
sustancial.
Alta y Baja California se alejan
Una de las características del conjunto de placas litosféricas es que
los límites de éstas son zonas de alta actividad sísmica. Esa
característica se reconoce en Sudamérica frente a las costas de
Chile y Perú; después, hacia el norte, marginal a Centroamérica,
hasta la zona de los estados de Colima y Jalisco; vuelve a aparecer
en el Golfo de California, con sismos menos frecuentes, pero con
aumento hacia la zona limítrofe con Estados Unidos, donde esta
franja se extiende por el interior de California, zona en la cual los
temblores son muy frecuentes.
Anualmente se registran en el mundo algunos miles de temblores de
tierra; los hay todos los días del año. Pocos son captados por los
humanos; la inmensa mayoría son de poca intensidad y sólo quedan
registrados en las estaciones sismológicas. Algunos de fuerza
excepcional han dejado huella en el relieve, hecho de especial
interés en las ciencias de la Tierra.
El sismo que destruyó la ciudad de San Francisco en 1906 produjo
desplazamientos verticales de menos de un metro en la superficie,
pero horizontales de hasta 6.4 m. Esto se reconoció con claridad ya
que diversas construcciones como casas, bardas y vías de
comunicación que se disponían sobre la falla San Andrés, causante
del terremoto, fueron partidas y desplazadas. La tragedia tuvo
también algún buen efecto posterior: proporcionó a los científicos
una gran información y fue además, una motivación para apoyar, en
todos sentidos, investigaciones relacionadas con el problema,
mismas que continúan a la fecha con muy buenos resultados.
La falla San Andrés es una ruptura de la corteza terrestre que se
extiende a lo largo del estado de California, de San Francisco a Los
Ángeles, y continúa hacia el sudeste en lo que es la fosa del Golfo
de California. A esta falla se asocian muchas más, aunque, en
general, de dimensiones menores.
Se considera que el Golfo de California se formó por el
desplazamiento de un bloque continental, que es la península, en un
proceso todavía activo, con una velocidad promedio de 6 cm/año.
Se supone también que se desplaza al noroccidente junto con la
porción occidental de California, de tal manera que Los Angeles, en
el bloque en movimiento, se acerca a San Francisco, en el bloque
fijo (Figura 6). Aunque esto no es apreciable a simple vista, las
huellas del movimiento son claras: destrucción de obras de
ingeniería (incluso edificios), tuberías, carreteras, acueductos y
otras.
Figura 6. Las fallas principales de California. Las flechas
representan la dirección del desplazamiento (en: A. Nikonov,
1979).
Los estudios actuales permiten registrar movimientos pequeños no
reconocibles a simple vista; así, por ejemplo, a raíz de un par de
sismos en junio de 1992, con epicentro cercano a Los Angeles, el
Instituto Tecnológico de Pasadena y los laboratorios LawrenceLivermare determinaron que la ciudad se desplazó al noroccidente
13 mm.
Mediciones geodésicas recientes permitieron a Luc Ortlieb y sus
colaboradores determinar que en cuatro años la costa de Sonora se
desplazó lateralmente 23 cm, con respecto a las islas vecinas del
Golfo de California.
A los lados de la falla San Andrés, en una distancia de 110 km se
reconocen más de 130 cauces fluviales desplazados, de algunos
metros hasta más de un kilómetro. Esto ha ocurrido en las últimas
decenas de miles de años.
Respecto a velocidades de movimientos provocados por fallas, L.
Lubetkin, M. Clarck y H. Keneth han determinado desplazamientos
horizontales de incluso 3.5 cm año. Por otro lado, J. Perkins, J.
Sims y S. Sturgen definieron que en los últimos 800 años la
velocidad media de desplazamientos en la falla San Andrés es
mayor en el sur; de 29 a 41 mm/año, mientras que en el norte es de
12 mm/año.
En la zona de Ventura se han establecido velocidades de
levantamiento vertical de 14 a 2 mm/año para los últimos 200 000
años, variando en intensidad y se calcula que, actualmente es de 55
mm/año en promedio.
En 1956 se estableció que los movimientos de la falla San Andrés
no son continuos y regulares, sino que se producen por impulsos
que ocurren en lapsos días y semanas, en alternancia con meses de
tranquilidad. Desde entonces se pudo definir su periodicidad y
predecir los impulsos con mucha precisión, con error de una a tres
semanas. Sin embargo de 1985 a 1995 han ocurrido varios
temblores en California sin que haya habido siquiera una predicción
aproximada: año, trimestre, mes o semana de ocurrencia, lo que
tampoco significa que en el futuro no se llegue a esto.
LA INFLUENCIA DE LOS HIELOS
Escandinavia se levanta
Hace 18 000 años, y aproximadamente hasta 60 000 años antes, la
península escandinava, al igual que la tierras más septentrionales,
estaba cubierta por el casquete de hielo del polo norte, con un
grosor que alcanzó más de 2km en algunas zonas. Esa masa
gigantesca de hielo debe de haber provocado un hundimiento de la
superficie, de incluso cientos de metros.
Entre 18 000 y 10 000 años atrás se produjo un cambio climático:
aumentó la temperatura con el consecuente retroceso de los
glaciares en una franja de hasta cientos de kilómetros, lo que debió
de tener por lo menos dos efectos importantes: ascendió el nivel del
mar inundando grandes planicies costeras y las zonas liberadas de
la carga de hielo iniciaron un ascenso.O sea, un regreso al nivel
anterior a la glaciación.
Ya los pobladores de las costas del Báltico habían reconocido en el
siglo XVII que el mar se alejaba gradualmente. Antiguas obras
ribereñas se encontraban cientos de metros tierra adentro. En el
siglo XVIII se inician observaciones sobre las oscilaciones del nivel
del mar en las costas de Suecia. El científico del mismo país, A.
Celsius, calculó entonces el ascenso del oriente de la península y de
Finlandia, en un metro por siglo, velocidad que fue confirmada por
investigaciones posteriores. Asimismo, se ha precisado que ésta es
variable en el territorio escandinavo y que llega a presentarse
incluso de signo contrario, de hundimiento.
Actualmente se han establecido velocidades de emersión de la tierra
firme, incluso de más de 10 mm/año en las costas suecas, aunque
variables a lo largo de las mismas.
El ascenso de Escandinavia se produce con mayor intensidad en su
porción central (Figura 7), la que se considera soportó el mayor
grosor de hielo durante la última glaciación. Se han inferido
también velocidades del pasado y así, por ejemplo, se calculan las
mayores de 13 a 8 cm/año hace 7 000-6 000 años y de 1 cm/año
para la actualidad.
Figura 7. Velocidades actuales de levantamiento de
Escandinavia y regiones contiguas (A. Nikonov, 1979). Las
isolíneas representan velocidades de movimientos verticales en
mm/año.
En la vecina República de Estonia, L. Vallner; H. Siddvee y A.
Torim definieron que una parte del territorio se levanta con
velocidad de hasta 2.5 mm/año y otra se hunde 0.3 mm/año.
Las glaciaciones son un fenómeno de enfriamiento global y se ha
establecido que ocurrieron en el pasado geológico, por lo menos en
el precámbrico, hace más de 1 000 m.a., a principios y fines del
paleozoico (500 y 280 m.a.). Mejor conocidas son las de los últimos
2.5 m.a, del pleistoceno. Se considera que en el último millón de
años han ocurrido ocho avances de los hielos, en alternancia con
retrocesos.
Movimientos en otras regiones
Después de la glaciación también se produjeron hundimientos que
continúan hoy día. Éste es un fenómeno común en algunas planicies
costeras, inundadas por el aumento del nivel del mar que provocó el
deshielo. Aun cuando en éstas hubiera la tendencia al ascenso, el
peso de la masa de agua, con un tirante de 100-200 m, frena la
emersión e incluso invierte el proceso a hundimiento.
En la región de San Lorenzo, Canadá, los hielos alcanzaron unos 3
000 m de grosor a fines del Pleistoceno. En los últimos 12 000
años, como resultado del deshielo, la superficie se elevó por lo
menos 400 m; pero ya que la velocidad no es constante, se calcula
que hace unos 7 000 años fue de hasta 8 cm/año y se redujo a unos
mm hace 2 000-3 000 años.
En las costas del noroccidente del Golfo de México se produce
actualmente un hundimiento con velocidad de 1 mm/año.
Aparentemente se debe a un incremento brusco del nivel del mar al
final de la última glaciación, de por lo menos 50 m. En Nueva
Escocia, Canadá, los hundimientos tienen una velocidad de 5
mm/año y de 5.3 mm/año en la cuenca de los Cárpatos occidentales.
El máximo hundimiento provocado por el peso de los casquetes de
hielo se calcula en hasta 700-900 m.
No hay duda acerca de la influencia de los hielos de las altas
latitudes sobre los movimientos actuales de levantamiento y
hundimiento. Pero no es la única causa de éstos, ya que se
reconocen en muchas regiones de la Tierra.
En general, los movimientos de levantamiento más intensos se
producen en lo que fueron las zonas centrales de los glaciares,
donde se presentaba el grosor mayor; los movimientos más débiles
y de transición a hundimiento tienen lugar en lo que fueron las
márgenes glaciáricas.
El fenómeno de Escandinavia despertó el interés del hombre por
conocer con más precisión la extensión territorial de los
movimientos actuales. Las observaciones realizadas en los últimos
30-50 años han permitido elaborar mapas de velocidades de éstas
para Europa y Norteamérica. Resulta que regiones que no fueron
afectadas por capas potentes de hielo también se encuentran en
actividad.
Un levantamiento de un metro por siglo equivale a 100 metros en
10 000 años, a 1 000 en 100 000 años. Esto es una velocidad
extraordinaria para la escala geológica, que conduciría a
transformar las grandes planicies de Escandinavia y del occidente
de la ex Unión Soviética en altas montañas en menos de un millón
de años. Es poco probable que se trate de un fenómeno de esta
naturaleza. Seguramente, una vez que la superficie alcance la altitud
que tenía antes de la glaciación, los movimientos serán mucho más
débiles o nulos.
NOTAS
* La tectónica de placas es el tema de un libro de Alejandro Nava,
el número 113 de La Ciencia desde México.
I V .
L O S
V O L C A N E S
EL NACIMIENTO de volcanes y la actividad de muchos de los
existentes también es un fenómeno que contribuye a la
transformación del relieve terrestre. Es sin duda el proceso que
origina mayores modificaciones en menor tiempo. Sucede en forma
tan rápida que a la fecha es uno de los procesos geológicos mejor
conocidos por el hombre. Numerosas erupciones han ocurrido en la
Tierra en el transcurso del siglo y cada vez se estudian con mayor
detalle.
No sucede lo mismo con un sistema montañoso originado por otros
procesos, como la Sierra Madre Oriental: necesitaríamos por lo
menos la información de observaciones realizadas a lo largo de un
millón de años para conocer parcialmente la secuencia de su
evolución.
Si los volcanes en el principio del tiempo geológico pudieron
presentarse en toda la superficie terrestre, hoy día se asientan en
algunas zonas bien definidas, generalmente alineados.
La actividad volcánica que se manifiesta en la superficie terrestre se
debe al ascenso de magma —una masa de roca fundida del interior
de la Tierra— a través de grietas. No es como se pensaba en el siglo
pasado, que los volcanes son alimentados por el supuesto fuego
interno del centro de la Tierra.
El magma es rico en elementos químicos, que incluyen gases que se
desprenden en forma tranquila o violenta. Una propiedad
importante del magma es su viscosidad, que aumenta con la
cantidad de sílice contenido. El enfriamiento y solidificación
pueden producirse lo mismo en el interior de la Tierra, antes de
alcanzar la superficie, que al derramarse en ésta, o después de haber
escurrido más de 20 km.
Tipos de erupciones
Las erupciones volcánicas expulsan lava a la superficie de tres
maneras distintas: escurrimiento, lluvias de piroclastos y coladas de
piroclastos.
Al escurrir la lava en la superficie terrestre, se originan los
derrames o coladas de lava. Es bien conocida la del volcán Xictli (o
Xitle), sobre la cual se asientan la Ciudad Universitaria, la colonia
del Pedregal de San Ángel y muchas otras zonas urbanas del sur de
la ciudad de México. Derrames como éste pasan del centenar en la
República Mexicana, en especial en la región del paralelo 19.
Algunos los observamos porque son muy jóvenes, seguramente de
menos de 100 000 años.
En ocasiones, la lava ascendente se enfría en el subsuelo, cerca de
la superficie o derramándose sobre las laderas del edificio, en cortas
distancias. Es el proceso de formación de los domos volcánicos.
Las lluvias de piroclastos resultan del desprendimiento de lava
incandescente que asciende hacia la superficie y es arrojada con una
gran fuerza hacia arriba por los gases que forman parte de la lava.
En el aire se disgrega y enfría, precipitándose con partículas de
diversos tamaños.
Las coladas o flujos de piroclastos son masas de material lávico que
es arrojado también desde el cráter de un volcán, en grandes
cantidades, altas temperaturas y contenido gaseoso, pero
desplazándose a gran velocidad por las laderas. Se depositan a lo
largo en distancias incluso de más de 20 km.
La emanación de lava forma volcanes en el centro de erupción,
mismos que en general, son amplios, de varios kilómetros de
diámetro y laderas de poca inclinación. Estos reciben el nombre de
volcanes escudo, característicos de las islas Hawai, donde son
también comunes los lagos de lava, que consisten en la
acumulación del magma en un cráter, con formación de una costra
sólida en la superficie, ocultando la masa viscosa.
El material piroclástico arrojado en grandes cantidades a través de
un cráter origina los volcanes de forma cónica con laderas
empinadas: son los conos de tefra, de escoria o cineríticos,
ampliamente expuestos en el territorio mexicano, en su mayoría
apagados. Los productos más finos, las cenizas, son depositados
incluso a decenas de kilómetros en capas delgadas de algunos
centímetros. La erupción del Chichón se distinguió porque envió
cenizas y gases a más de 25 km de altura y, de acuerdo con M.
Rampino y S. Self, fue la nube más densa observada en el
hemisferio norte desde la erupción del Krakatoa en Indonesia en
1883.
En la actividad volcánica es más común la conjugación de procesos
distintos. En el Paricutín la lava se derramó por bocas en la base del
volcán y en sus proximidades, hecho común para cientos de
volcanes semejantes. Otros grandes volcanes como el Fuego de
Colima han tenido una actividad más compleja: expulsión de
material piroclástico, derrames de lava y formación de domos.
La erupción del Santa Elena, en mayo de 1980, mostró con claridad
un proceso que no había sido antes observado con detalle: el
colapso del cono volcánico y una consiguiente avalancha de gran
magnitud. A partir de entonces, diversos estudios permitieron
precisar que este fenómeno catastrófico se ha producido en el
pasado, prácticamente en todos los grandes volcanes mexicanos y,
en algunos, más de una vez.
El científico francés A. Lacroix propuso en los primeros años de
este siglo una clasificación de volcanes basada en la observación de
diversas erupciones. Reconoció cuatro tipos principales y los llamó
hawaiano, estromboliano (de Sicilia), vulcaniano (de Sicilia) y
peleano (de la Martinica). Con el tiempo, como normalmente ha
sucedido en la geología, la clasificación de Lacroix resultó
insuficiente: se reconocieron tipos distintos de actividad, como la
de los volcanes de Islandia y el Vesubio (pliniana) (Figura 8),
además de las submarinas. Por otro lado, se observó también que un
volcán puede tener un tipo de actividad en una época y cambiar en
otra.
Figura 8. Los tipos principales de volcanes: 1) islandés, derrame
de lava por una fisura; 2) hawaiano, erupción de lava por un
cráter; 3) estromboliano, erupciones explosivas discontinuas; 4)
vulcaniano, erupciones explosivas violentas; 5) pliniano
(Vesuvio), expulsión de grandes cantidades de material
volcánico en grandes cantidades y a altura considerable; 6)
peleano, formación de nubes ardientes.
Hoy día se aplican varias clasificaciones para los volcanes,
considerando factores como: el tipo de magma que los produce, los
procesos que los originan, la duración de la actividad, su estado
actual, rasgos superficiales, etc. Los volcanes en sí, se clasifican,
por su forma y origen, en: escudos, compuestos, conos de tefra y
domos. Sin embargo, por comodidad y costumbre se sigue
utilizando la terminología de Lacroix, ya enriquecida.
En ocasiones, la acumulación de lava rellena una depresión o
escurre sobre una superficie plana formando una meseta. También
llega a cubrir grandes territorios y da lugar a formas como la mesa
de Columbia, E.U.A., de aproximadamente 240,000 km2 de rocas
basálticas de 16 millones de años. Estructuras semejantes son casos
excepcionales; se forman en tiempos prolongados por erupciones
repetidas de ascenso de magma a la superficie a través de fracturas;
el grosor de los depósitos llega a ser de más de 1 000 m. La historia
de la Tierra registra la formación de mesetas de este tipo en Siberia
(250 m.a.), Sudáfrica, Sudamérica (Paraná), la India (65 m.a.) y
otros. Algunos autores como Millard Coffin y Olav Eldholm,
quienes con buenas evidencias, incluyendo dataciones precisas,
consideran que las grandes erupciones que formaron estos relieves
se produjeron en lapsos geológicos muy breves, del orden de 1-1.5
millones de años y, además pudieron coincidir con algún fenómeno
catastrófico, como la colisión de un gran meteorito. Sin embargo,
también existe la explicación de que los fenómenos volcánicos
debieron ser de mayor magnitud debido a condiciones distintas de
las actuales, donde una temperatura del manto, superior a la actual,
pudo favorecer un volcanismo mucho más intenso.
Efectos del volcanismo
El nacimiento de un volcán o la reactivación de otro ya existente
puede provocar, en cuestión de semanas, un incremento de altitud
con respecto al nivel del mar, de algunos centímetros a unos metros,
sin considerar la zona central de la erupción donde puede ser de 200
a 400 metros. El Paricutín, un año después de su nacimiento, había
alcanzado una altura de 275 m con respecto a la superficie original
(Figura 9).
Figura 9. El Paricutín en 1970.
Se puede apreciar que la velocidad con que se incrementa la altura
de la superficie terrestre por volcanismo es extraordinaria en
comparación con la de movimientos tectónicos.
En las proximidades del volcán las depresiones del terreno son
rellenadas, la erosión fluvial se interrumpe, surgen planicies
semejantes a las de los desiertos de arena, mientras vuelve a
iniciarse el proceso de formación del suelo.
Gracias a una intensa actividad volcánica en por lo menos los
últimos 100 000 años en la actual cuenca de México, se dieron
condiciones ideales para la vida humana: clima, suelos, vegetación,
agua, fauna, etc. El hombre se ha encargado de secar los lagos,
provocar la extinción de flora y fauna en grandes extensiones
territoriales, convertir los suelos fértiles en planchas de asfalto,
explotar y contaminar las aguas superficiales y subterráneas,
transformar las condiciones atmosféricas, etc. Ruptura del
equilibrio de la naturaleza que conduce a una catástrofe.1
En las regiones volcánicas más activas, los procesos de la erosión
no han tenido oportunidad de evolucionar. Para no ir muy lejos, en
la zona de Uruapan, Mich., o el sur de la cuenca de México, entre el
Ajusco y el Popocatépetl, las montañas muestran rasgos
insignificantes de erosión, el agua de lluvia no llega a escurrir en la
superficie lo suficiente como para formar una red de arroyos, y esto
se debe principalmente a la juventud de las erupciones que han
definido este paisaje. La acumulación continua de lavas y material
piroclástico cubre en cuestión de meses lo que la erosión ha hecho
en cientos o miles de años. También sucede que los cauces de los
arroyos son obstruidos, acción que permite la acumulación del
agua, en ocasiones en pequeñas dimensiones, formando lagos como
los de Zempoala, Mor., o mayores como los de la cuenca de
México, Pátzcuaro, Cuitzeo y otros más. Vivimos en una época de
intensa actividad volcánica, aunque restringida a zonas bien
definidas de la Tierra. La principal de ellas es el Cinturón de Fuego
del Pacífico, desde las islas Aleutianas en Alaska, hasta Nueva
Zelanda; la Cordillera de Norteamérica, México, Centroamérica y
Los Andes.
Volcanismo vivo
La actividad actual se presenta en el cinturón montañoso
euroasiático, sobre todo en la región del Mediterráneo. Un rosario
de volcanes se extiende del norte de África hacia el sur a través del
Mar Rojo, Etiopía, Kenia, Nyasa-Tanganica.
Los volcanes están presentes en todos los océanos; no menos de 7
000 están ocultos bajo las aguas, pero los hay que por su intensa
actividad sobrepasan el nivel del mar formando islas como Hawai,
las Revillagigedo y muchas más. La tierra firme mexicana se
enriqueció con el nacimiento del volcán Bárcena en 1952 en la isla
San Benedicto, precisamente en el grupo de las Revillagigedo;
actividad submarina cercana al Everman se reconoció en febrero de
1993.
En México hay ocho volcanes potencialmente activos: Citlaltépetl,
Popocatépetl, Fuego de Colima, Tacaná, Ceboruco, Las Tres
Vírgenes (Baja California Sur), San Martín Tuxtla y Chichón. A
éstos se pueden agregar los de las islas Revillagigedo, Jorullo,
Xitle, Paricutín y aún podría especularse sobre muchos otros. Los
vulcanólogos han encontrado que volcanes apagados por algunos
miles de años volvieron a manifestar actividad. Esto ya es tema de
especulación, pero se puede mencionar el Nevado de Toluca y más
de una decena de volcanes que nacieron en los últimos 10 000 años.
Se han establecido edades de volcanes de menos de 5 000 años que
no pueden considerarse muertos.
También hay que considerar las zonas activas donde es posible
predecir, con base en una estadística muy burda, el nacimiento de
un nuevo volcán en los próximos 3 000 años.
Algunos datos sobre las zonas de alta concentración de volcanes
activos en la Tierra son los siguientes: en las islas japonesas
Hokkaido, Honsiú, Kiusiú y Riukiú hay 55; en el país más pequeño
de Centroamérica, El Salvador, hay 11; en la isla de Java, 35; en
Islandia 40. El 80% de los volcanes activos se encuentra en el
Cinturón de Fuego del Pacífico. Las erupciones volcánicas
generalmente se anuncian con tiempo, con sismos frecuentes. El
relieve también puede ser un índice: se ha observado que antes de
una erupción se producen deformaciones en el suelo:
levantamientos, hundimientos, cambios pequeños en la pendiente
del volcán.
Tan sólo para los continentes se han registrado poco más de 1 000
volcanes activos en tiempos históricos. Los procesos efusivos y
explosivos se presentaron entre 1950 y 1959 en por lo menos 22
volcanes distintos; entre 1960 y 1969 en 21 volcanes y entre 1970 y
1975 en aproximadamente 30. Prácticamente todos los años hay
más de una erupción, aunque la gran mayoría son expulsiones
débiles de lavas y piroclastos.
Daños y beneficios
Las erupciones catastróficas que han provocado cientos y miles de
muertos son casos aislados en la historia. Algunos datos compilados
por el volcanólogo ex soviético V. I. Vlodavets son los siguientes:
El Vesubio en el año 79 cubrió Pompeya con rocas de un espesor de
7-8 m; el Estado de Mataran en Java, fue destruido física y
políticamente por la actividad del volcán Merapi en el año 1006;
otra vez el Vesubio en 1 631 produjo la muerte de unas 3 000
personas; en 1669 el Etna, en Sicilia, provocó grandes daños a 18
poblados y a la ciudad de Catania. En 1783, por la erupción de
volcán Laki de Islandia, murió 50% del ganado ovino y entre 76 y
79% del equino y bovino; la población humana se redujo de 49 000
habitantes a 10 500. El volcán Unzen en Japón causó la muerte de
10 000 personas en 1792. Trágicas fueron las erupciones del
Tambora en la isla Sumatra (Indonesia) en 1815; el Halunggung en
Java en 1822, el Krakatoa en Java en 1883; el Pelé en la Martinica
en 1902; el Kelud en Java en 1919; el Lamington en Nueva Guinea,
el Katarman en las Filipinas en 1951 y el Agung en Indonesia en
1963.
El Pinatubo en Filipinas tuvo grandes erupciones de piroclastos a
partir de junio de 1991, a las que siguieron poderosas corrientes de
lodo (lahares).
Los daños que pueden causar las erupciones volcánicas están
relacionados con varios fenómenos:
1. Los derrames de lava, las lluvias de material piroclástico
(principalmente ceniza) y las nubes ardientes o flujos piroclásticos.
2. Las corrientes de lodo (lahares)
volcánico suelto y agua en grandes
desbordes de lagos, derretimiento de
producen con velocidades promedio de
distancias aproximadas de 14 km.
provocadas por material
cantidades (por lluvias,
la nieve y el hielo), se
40 a 77 km/h y alcanzan
3. Por sismos relacionados con la actividad volcánica.
4. Por tsunamis (olas gigantes).
Las tragedias mayores han sido por la expulsión de gases tóxicos,
acompañados de precipitación de nubes ardientes como sucedió en
el Pelé a principios de siglo. Los fenómenos no volcánicos, pero
asociados a este proceso, como los sismos y en especial los
tsunamis han causado tragedias. Durante la erupción del Krakatoa
en 1883 murieron más de 36 000 personas en las islas vecinas,
invadidas por olas de 20 a 35 m de altura, con velocidad de hasta
566 km/h.
Una débil actividad del Nevado de Ruiz en Colombia (1985)
provocó un violento deshielo que dio origen a una gigantesca
corriente de lodo que cubrió toda una población, sepultando a más
de 10 000 personas.
Mucho se habla y escribe en cada ocasión que los volcanes entran
en actividad. Generalmente a estos sucesos se les da un tono
sensacionalista, donde influyen más los mitos que la verdad
objetiva. Poco razonamos en cuanto a la influencia positiva del
volcanismo de los últimos 100 000 años, o el más joven de los
últimos 5 000 años.
Las tierras fértiles del Bajío mexicano y las del norte de Michoacán
son resultado de la alteración de material volcánico joven. La zona
volcánica que se extiende desde Colima y Nayarit hasta Veracruz, a
través del paralelo 19, es la región más poblada del país, con una
fuerte actividad económica. El volcanismo moderno ha creado las
condiciones favorables para el desarrollo de centros de población en
las altas planicies, vigiladas por los volcanes mayores: Citlaltépetl,
Naucamtépetl, Matlacuéyatl, Iztaccíhuatl, Popocatépetl, Ajusco,
Xinantécatl, Tancítaro y los volcanes de Colima, región en la que
hay más de 3 000 edificios volcánicos menores. Al margen del
tema: ¿será posible que rescatemos los nombres originales de
muchos elementos del relieve mexicano?
Hay un dato interesante que proporciona el volcanólogo ex
soviético V.I. Vlodovets, comparando las islas de Borneo y Java
que poseen condiciones climáticas muy semejantes; la densidad de
población es 600 veces mayor en Java donde la actividad volcánica
es extraordinaria: unos 20 volcanes vivos. Resulta que mientras en
Java los suelos están en constante regeneración y son de alta
fertilidad, en Borneo se empobrecen y erosionan.
En los últimos años ha tenido un gran desarrollo el
aprovechamiento de la energía interna de la Tierra para generar
electricidad: la geotermia, presente en las zonas de volcanismo
activo. México cuenta por lo menos con tres zonas bien estudiadas:
en el extremo noroeste de Baja California, en Michoacán y en los
límites de Puebla y Veracruz.2
Los productos de las erupciones son útiles como material para la
construcción y algunos para la industria química. Hay también
minerales metálicos relacionados con el volcanismo, y si pensamos
en los grandes volcanes de las regiones tropicales como el
Popocatépetl, el Pico de Orizaba y el Kilimanjaro, la gran altura
alcanzada favoreció la presencia en ellos de una capa permanente
de nieve y hielo, lo que se traduce en agua abundante en la base del
volcán y suelos fértiles en sus laderas inferiores y zonas contiguas.
El volcanismo forma parte de un sistema que mantiene un
equilibrio en la naturaleza. Con toda seguridad, cada año
seguiremos enterándonos de erupciones, en algunos casos trágicas.
El daño que el hombre ha causado a la naturaleza en los últimos 30
años es muy superior a cualquiera de las catástrofes provocadas por
fenómenos naturales.
MAARES Y CALDERAS
A raíz de la descripción de un cráter de grandes dimensiones, de
más de 5 km de diámetro en las Canarias, que lleva el nombre de La
Caldera, el término se extendió a las formas semejantes.
Originalmente, la diferencia entre una caldera y un cráter fue sólo
por el tamaño: el cráter volcánico pocas veces alcanza los 2 km de
diámetro; de mayores dimensiones se consideraba la caldera. Hoy
día se define a ésta como una depresión, más o menos circular que
se origina por hundimientos con dos posibles explicaciones:
1. Las erupciones explosivas que arrojan una gran cantidad de
material magmático pueden provocar un vacío en la chimenea por
donde asciende, a loque sigue un hundimiento de la superficie
(Figura 10), con lo que el cráter se amplía.
2. El cráter sufre rupturas concéntricas y posterior hundimiento en
bloques. A esto puede seguir la actividad volcánica.
Figura 10. Formación de una caldera.
Las calderas se reconocen en todas las regiones volcánicas activas
de la Tierra, aunque son mucho menos comunes que los cráteres. El
Mauna Loa, en Hawai, posee una de 6 por 3 km de diámetro. En
México hay buenos ejemplos de calderas, algunas antiguas como
La Primavera, de una edad aproximada de 120 000 años, contigua a
Guadalajara, otras mas en Huichapan, Hgo. (Figura 11) y, de
grandes dimensiones, es la de Los Humeros, de unos 16 km de
diámetro, al occidente de Perote, Ver.
Figura 11. La caldera de Huichapan, Hgo.
Nunca se ha observado en México la formación de una caldera, a
pesar de que las erupciones volcánicas han sido frecuentes a través
de la historia. Las calderas son expresión de una actividad violenta
y peligrosa de erupciones y sismos. En el país hay varias calderas
bien definidas, formadas en los últimos dos millones de años; los
estudios geológicos están demostrando que en el Cinturón
Volcánico Mexicano el número puede incrementarse notablemente
con calderas antiguas y, como tales, no bien conservadas, pero
sepueden reconocer por algunos vestigios en el relieve y la
composición petrológica.
Con estructuras de este tipo se relacionan también masas
magmáticas ascendentes que crean elevaciones en el relieve. En
Long Valley, California, se detectó un levantamiento de 10 cm en
diez años, de forma dómica, asociado a una caldera.
Los maares son cráteres (Figura 12) que surgen por una explosión
provocada por un calentamiento de las aguas del subsuelo cercanas
a la superficie, por presencia de magma a poca profundidad. Esto
es, se forman en regiones volcánicas activas. El término proviene
del distrito de Eifel en Alemania donde son comunes; generalmente
se presentan en grupos.
Figura 12. Maar (lago cráter) en Valle de Santiago, Gto.
En México hay dos regiones principales de estos maares, una en
Valle de Santiago, Gto., y otra en la cuenca de Oriental, entre los
volcanes La Malinche, Pico de Orizaba y Cofre de Perote. En esta
última son conocidos como axalapazcos (con un lago en su fondo) y
xalapazcos (sin agua). Cerca del poblado de Chalco, Edo. de Méx.,
se encuentra el Xico, un cráter de este tipo. Son característicos de
las planicies que poseían una rica alimentación hídrica subterránea,
e incluso había lagos presentes. Por esto es que con frecuencia
tienen un lago permanente. El cráter-lago de Alchichica, Ver. se
puede apreciar en la margen de la carretera México-Jalapa, unos
kilómetros antes de Perote.
Sobre este tema del relieve originado por volcanismo se han
señalado las cuestiones fundamentales. Se podría escribir mucho
más y con diversos enfoques, lo que es importante en México,
donde los volcanes son elementos fundamentales de su geografía y
geología; tal como lo reafirmó el Popocatépetl en diciembre de
1994, cuando entró en actividad después de casi 70 años de
permanecer tranquilo (Figura 13).
Figura 13. El Popocatépetl en erupción en enero de 1995.