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L O S
C O N T I N E N T E S
Autor José Hugo Hubp
5 Los continentes
6 El piso oceánico
7 Los procesos exógenos
8 Los lagos
LOS CRATONES, NÚCLEOS DE PANGEA
EN LOS CONTINENTES, en especial en Eurasia y América,
destacan los cinturones montañosos de miles de kilómetros de
longitud, con decenas y cientos de kilómetros a lo ancho. Son
notables por las grandes alturas que alcanzan, más de 7 km en el
Asia Central y más de 5 km en una gran extensión de los Andes.
Como regla, son estructuras alineadas. Delimitan con amplias
superficies de un relieve muy distinto: planicies costeras,
superficies de lomeríos, altiplanos: son los territorios que
constituyen la mayor parte de los continentes, las regiones
cratónicas, donde se presentan incluso montañas pero de altitudes
que no superan los 3 000 m de altura sobre el nivel del mar (msnm)
y con longitudes de incluso 1 000 km.
Varios científicos, entre ellos J. B. Murphy y R. D. Nance han
concluido recientemente que cada pocos cientos de millones de
años, los continentes se han unido en una gran masa de tierra que
llaman supercontinente. Este ciclo habría empezado hace unos 1
000 m.a. cuando los continentes se separaban; la desmembración
total se produjo tal vez hace 820 m.a.; 650 m.a. antes, los océanos
interiores se cerraron y los continentes se unieron en uno. El
supercontinente se crea a lo largo de unos 500 m.a. De acuerdo con
los autores mencionados este fenómeno global se produce en la
secuencia siguiente:
1. Fractura del supercontinente durante 40 m.a.
2. Separación y dispersión máxima de bloques continentales en 160
m.a.
3. La reunificación tiene lugar después de otros 160 m.a.
4. El supercontinente perdura 80 m.a.
5. Vuelve el proceso de fractura durante otros 40 m.a.
La ruptura del último supercontinente se produjo entre 575 y 550
m.a. atrás. En apariencia, los ciclos del pasado ocurrieron hace
aproximadamente 2 600 a 2 100, 1 600 y 1 000 m.a.
John Brimhall considera cinco eras tectónicas o de evolución de la
Tierra: Arcaico temprano (3 800-3 000 m.a.), Arcaico tardío (3 0002 500 ma.), Proterozoico temprano (2 500-1 700 ma.), Proterozoico
medio y tardío (1 700-200 m.a.) y Fanerozoico (los últimos 700
m.a.).
Desde hace 1 700 m.a. los continentes deben haber estado unidos.
La tierra firme se disponía esencialmente en el hemisferio norte, de
lo que resultaba una gran superficie ocupada por el Océano
Pacífico. Los continentes no permanecieron estáticos.
Los cratones son las porciones más antiguas de los continentes,
fragmentos de Pangea. Los constituyen rocas de edades de más de 1
400 m.a. Sin embargo, en un periodo tan prolongado, el relieve ha
sufrido transformaciones sustanciales y las rocas antiguas han sido
cubiertas en gran parte por otras más jóvenes.
El relieve original ha sido afectado por invasiones marinas
(transgresiones) lentas, de millones de años, durante las cuales se
depositan sedimentos que dan origen a capas de roca de incluso 4-6
km de espesor. Asimismo, se han producido retrocesos del océano
(regresiones) respecto a la tierra firme, también de duración
prolongada.
En los continentes reconocemos, además de los sistemas
montañosos y los rift las regiones de rocas antiguas (>1 400 m.a.)
cerca de la superficie; aflorando en ésta —son los escudos— y
cubiertas a profundidad de kilómetros por rocas más jóvenes que se
denominan plataformas. En conjunto constituyen un cratón (Figura
14). En sí, todos los continentes, con excepción de sus regiones
montañosas son grandes cratones: Norteamérica, Sudamérica,
Europa central y norte de Asia, sudeste de Asia, Africa, Australia y
la Antártida.
Figura 14. Estructura de un cratón
Los escudos son de dimensiones menores, con excepción del
canadiense que ocupa un vasto territorio de Norteamérica e incluso
Groenlandia de acuerdo con varios autores. El resto de los escudos
aparecen en un mapamundi a manera de manchones, con
superficies de decenas y centenas de miles de kilómetros cuadrados:
uno en Norteamérica, tres en Sudamérica, dos en Europa, uno en
Siberia, cinco principales en Africa, tres en Australia (Figura 15).
Figura 15. Estructuras principales del relieve terrestre: 1)
sistemas montañosos jóvenes; 2) sistemas montañosos antiguos.
Cratones: 3) plataformas, 4) escudos; 5) margen continental
submarina; 6) sistemas montañosos submarinos; 7) dorsales; 8)
planicies abisales; 9) rift en los continentes; 10) trincheras. Los
números en el mapa se refieren a las trincheras de la Lista No. 1
del siguiente capitulo VI: El piso océanico.
La mayor parte de los continentes son plataformas y a éstas
corresponden en general las tierras más bajas, sobre todo cuando los
estratos sedimentarios descansan sobre rocas más jóvenes que las
de los escudos; de edades dominantes de 200-600 m.a. Forman una
extensa planicie a menos de 200 msnm, como en la península de
Yucatán y en la plataforma occidental de Siberia.
Es común que los escudos correspondan a porciones elevadas de los
continentes. Dos ejemplos son el macizo (así se denomina a los
escudos de pequeñas dimensiones) de Ahaggar en la porción
central-septentrional de Africa y el de Guyana en Sudamérica.
Ambos alcanzan una altitud aproximada de 3 000 msnm.
Los cratones se extienden incluso al territorio oceánico;
precisamente, la plataforma continental es la porción submarina de
aquéllos, excepto en algunas márgenes continentales de fuerte
actividad tectónica.
La superficie de los cratones se transforma, de las tierras llanas de
las costas a lomeríos, planicies elevadas a 1 000, 2 000 y más
metros. Cuando el agua de escurrimiento corta los altiplanos,
formando cañones profundos de cientos de metros, surgen
montañas de laderas empinadas, bordeadas por los ríos.
El clima influye también en el paisaje de las regiones cratónicas.
Casquetes de hielo cubren en forma permanente a Groenlandia y la
Antártida. Temporalmente se extiende un manto de nieve en la
mayor parte de Eurasia y Norteamérica. Grandes desiertos se
presentan en Asia, Norteamérica, Africa y Australia y contrastan
con los trópicos húmedos de los países cercanos al ecuador.
La estabilidad de las regiones cratónicas, por su sismicidad y
volcanismo débiles, en comparación con los sistemas montañosos,
ha sido cuestionada por el geógrafo francés J. Tricart quien
considera la posibilidad de actividad en el cratón sudamericano por
movimientos verticales. En Siberia se han determinado velocidades
de hasta 10-15 mm/año para levantamientos y hundimientos.
Ejemplos como estos hay muchos más.
El estudio de los cratones incluye las rocas que los constituyen
(tipo, edad, disposición en sentido vertical, etc.), su relieve y otros
factores. Esto tiene algo más que un puro interés científico, ya que
se presentan ricos yacimientos minerales, como el petróleo en las
plataformas y los diamantes en los cratones antiguos.
LAS MONTAÑAS
Todavía hasta mediados del siglo XVIII las altas montañas de los
Alpes eran motivo de misterio. Era la morada de los dioses que no
debía ser profanada por los humanos. Este es uno de los mitos
universales que encontramos en diversas épocas en todas las
regiones montañosas de la Tierra; lo mismo en el Nepal que en
Hawai o en Sudamérica. El temor y la incomprensión de los
fenómenos naturales como el fuego de los volcanes, los rayos y las
tormentas fue atribuido a las divinidades. La soledad y el obvio
peligro que representaba adentrarse en las montañas alejó al hombre
de ellas por siglos.
Los conquistadores españoles profanaron la montaña sagrada, el
Popocatépetl (5 452 m), cuando ascendieron al cráter en busca de
azufre, aparentemente en la segunda década del siglo XVI. En
Europa, en cambio, la historia registra que el primer ascenso al
punto más alto, la cima del Monte Blanco (4 808 m) se realizó
solamente en 1786 por J. Balmat y M.G. Paccard.
El gran interés que nace en Europa en la segunda mitad del siglo
XVIII por conocer las altas montañas tuvo dos fines principales:
primero, observar algo nuevo a través de la aventura y satisfacer un
deseo de dominio; segundo, la inquietud científica en una época en
que avanzaban las ciencias naturales a partir de las observaciones
directas. Seguramente en los exploradores de entonces se
combinaban ambas motivaciones.
Las montañas presentaban al estudioso de la época una
extraordinaria información, misma que contribuyó al desarrollo
incipiente de la geología. Podían observarse mejor las capas de las
rocas, se medían sus espesores mayores y se reconocían los
cambios en la constitución de una a otra capa. Los fósiles marinos,
antiguos organismos que contienen las rocas, atestiguan que éstas
se formaron en el fondo oceánico y posteriormente fueron
levantadas y deformadas.
El naturalista trataba de explicarse cómo se forman las montañas.
Ya no se conformaba con la explicación mítica de la presencia
eterna e inmutable de los accidentes del relieve terrestre.
En la primera mitad del siglo pasado fue popular la explicación de
la formación de las montañas por el fuego interno de la Tierra, que
provocaba el ascenso de masas continentales dando origen a los
sistemas montañosos. L. Buch, E. de Beaumont y A. Humboldt
fueron los principales defensores de esta teoría.
Mayor éxito tuvo en la segunda mitad del siglo XIX la teoría de la
contracción. Con base en las determinaciones de la física de la
época, la Tierra perdía gradualmente su calor interno, se enfriaba y,
como resultado, se contraía. Así se formaban las arrugas de la
Tierra: los grandes sistemas montañosos.
A fines del siglo pasado surgió la teoría de la isostasia, propuesta
por el geólogo estadounidense K E. Datt. Supone que el relieve
terrestre consiste en zonas de hundimiento y levantamiento,
movimientos que tienden a un equilibrio.
La teoría del origen de las montañas a partir de fosas oceánicas
estrechas y profundas donde se depositan sedimentos de fuerte
espesor que posteriormente son levantados y deformados hasta
convertirse en un sistema montañoso, fue formulada por el
estadounidense J. Hall en 1859, y complementada por su
compatriota J. D. Dana en 1873. Es la teoría del geosinclinal que
habría de evolucionar hasta principios de los años sesenta de
nuestro siglo XX.
Por otro lado, a fines del siglo pasado se descubrió la radiactividad,
con lo que terminó la contracción de la Tierra: no pierde calor, sino
que lo genera por la presencia de elementos radiactivos.
En 1912, A. Wegener expuso la teoría de la deriva de los
continentes: los actuales provienen de la desmembración de Pangea.
A semejanza de los icebergs, los continentes debían flotar en una
masa de mayor densidad, desplazándose. Wegener no pudo explicar
por qué se mueven, sus ideas tuvieron poca aceptación y pasaron a
ser solamente un párrafo de la historia de la geología. El
geosinclinal y los movimientos verticales fueron hasta 1968 los
conceptos más aceptados para explicar la formación de las
montañas.
La última teoría y actualmente de aceptación universal es la de la
tectónica de placas. Surgió de la acumulación de datos sobre el
relieve, en geología y geofísica del fondo oceánico después de la
segunda Guerra Mundial. Entre 1961 y 1969 aparecen publicados
una serie de artículos científicos de distintos especialistas y temas
diversos, pero con un denominador común: aportan muchos
argumentos en favor del movimiento de los continentes, con ideas
revolucionarias sobre el mecanismo de separación o acercamiento
de los mismos.
El choque de las placas provoca la formación de montañas, como el
Himalaya o los Andes. La separación origina las dorsales
oceánicas: montañas en formación por el ascenso de magma a
través de la depresión axial (el valle rift).
Las rocas que constituyen las montañas del Himalaya, hace 70 m.a.
se encontraban a 8 000 km al sur de su posición actual. Los Alpes
se formaron de manera semejante al Himalaya, cuando la placa
africana chocó con la europea. Esto significó el desprendimiento de
material rocoso del borde meridional de Europa, removido
(cabalgamiento) hacia el norte. Si el Himalaya es mucho más alto,
el doble que los Alpes, lo explica Peter Molnar; es porque el grosor
de ambas placas es distinto, el doble en el caso de la placa india. El
mismo autor señala que la porción occidental de los Andes fue en el
pasado geológico un arco volcánico semejante a los actuales de las
zonas de subducción; pero, en el altiplano central y la cordillera
oriental de los Andes, la estructura es de rocas sedimentarias
plegadas. Las altas mesetas del Tíbet y los Andes las explican Paul
Tapponnier y Peter Molnar como resultado de una intensa presión
horizontal; asimismo consideran que puede estar en proceso de
disminuir; lo que conduciría con el tiempo geológico al cese de la
elevación y a su transformación en montañas bajas. O sea,
dependen fundamentalmente de sus raíces. El Himalaya, los Alpes
y las Rocallosas se apoyan en una litosfera gruesa, fría en
comparación con la que subyace al Tíbet. Aquéllas cabalgan sobre
corteza fría, no poseen un soporte horizontal como ocurre con las
mesetas.
Las montañas se forman en los limites de placas litosféricas, en un
caso por la subducción de una placa oceánica bajo otra continental
(tipo Mesoamérica y Sudamérica, en el Pacifico), proceso que
puede conducir; en el segundo caso, a la extinción de la placa
oceánica y continuar con una colisión de otras dos continentales
(India-China)
A fines del siglo pasado predominaba la idea de que las orogenias
son fenómenos del pasado geológico; la última ocurriría a fines del
Eoceno, hace 50 millones de años. Apareció también la teoría de
W. Davis —el ciclo geográfico— sobre la erosión continua de las
montañas hasta convertirlas en casi planicies. Esto parece algo muy
natural, cualquiera puede observar el desgaste de las montañas:
rocas que caen por la acción de la gravedad, fragmentos
transportados por los arroyos. Un volumen determinado de material
es transportado en un año de las elevaciones a las porciones más
bajas; en 1 000 años una montaña habrá perdido algunos milímetros
o centímetros de altitud; en unos millones el proceso culmina.
El fenómeno de la formación y destrucción de las montañas es más
complicado. Una aportación importante resultó del estudio de las
cordilleras del Asia central por los geólogos ex soviéticos S.
Obruchev y S.Shultz quienes en 1948 concluyeron que el proceso
orogénico en esta región es esencialmente del periodo Cuaternario,
de los dos últimos millones de años y activo en la actualidad.
Propusieron entonces el término neotectónica, disciplina que
estudia los procesos endógenos creadores del relieve actual de la
Tierra.
Lo interesante de estos distintos conceptos sobre los procesos de
formación de montañas es su evolución hacia posiciones cada vez
mas radicales, en las que la velocidad de los movimientos
tectónicos han ido aumentando gradualmente.
Se volvieron conservadoras las ideas revolucionarias de hace un
siglo.
El relieve terrestre se explica por las relaciones de velocidades de
los procesos endógenos creadores ( T ) y los externos destructores (
D ): si T es mayor que D ( T>D ) hay un proceso de levantamiento;
si D es mayor que T ( D>T ) hay una nivelación; si T y D son
iguales ( T=D ) el relieve es estable.
Pero el dominio de una velocidad de cualquiera de los dos procesos
no es continua en el tiempo. Se considera que durante una orogenia
los movimientos tectónicos ( T ) predominan en el tiempo que dura
el proceso, alternándose con etapas más breves en que la erosión o
denudación es más intensa.
En la segunda mitad de nuestro siglo se han obtenido velocidades
de ascenso para muchas regiones de la Tierra. Aun cuando pueden
ser de gran precisión persiste el problema que corresponden a
lapsos reducidos, de decenas de años, ni siquiera rebasan el siglo,
por lo que sigue en duda la cuestión de la continuidad.
Velocidades en mm/año que se han establecido son: 1 a 3 para los
Alpes interiores, -1 a +0.7 para los Alpes occidentales; 2 a 4 para
los orientales; 1 a 3 para los Cárpatos-Balcanes; 10 a 13 para el
Gran Cáucaso, de acuerdo con D. Lilinberg. Asimismo, A. Nikonov
ha determinado que en el Nanga Parbat del Himalaya la velocidad
de levantamiento es de 5-9 mm/año. Otros datos pertenecen al
Servicio Geodésico del Nepal, que ha establecido que las montañas
de ese país se levantan con un promedio de l-4 mm/año, pero la
erosión las rebaja hasta 5 mm/año.
Algunos autores suponen que nuevas orogenias se están generando
en Nueva Zelanda y en California. En la primera se han definido
velocidades de ascenso de hasta 11 m/ 1 000 años, y cerca de Los
Angeles de 4 a 6 m/ 1 000 años. Se considera que la formación de
un sistema montañoso se produce con una velocidad promedio de
ascenso de 9 m/ 1 000 años.
La observación de un mapa fisiográfico de la Tierra nos permite
apreciar que las montañas se encuentran alineadas en cinturones de
miles de kilómetros (Anterior Figura 15) y los principales son los
siguientes:
El cinturón montañoso marginal al Pacífico oriental se extiende
desde la península de Alaska hasta el sur de Sudamérica, a través
del occidente del Canadá y Estados Unidos (la Cordillera, México,
Centroamérica y los Andes).
El cinturón montañoso del Pacifico occidental consiste en montañas
submarinas frente a las costas del continente asiático. Se inicia en el
norte (continúa el anterior) con las islas Aleutianas y se extiende
con Kamchatka, las Kuriles, Japón, las Filipinas —las Marianas en
otra dirección— Nueva Guinea, Melanesia, Tonga, Kermadec y
Nueva Zelanda.
Los dos anteriores son considerados un solo cinturón: de Fuego del
Pacífico.
El cinturón montañoso Alpino-Himalayo, que de oeste a este se
inicia con las cordilleras Béticas, en el sur de España y el norte de
Africa (Atlas); continúa con los Pirineos, los Apeninos, los Alpes,
los Cárpatos, los Dináricos y los Balcanes; sigue a través de los
montes de Crimea, el Cáucaso, la mesa de Irán, el Pamir;
Hindukush, Karakorum e Himalaya; una ramificación es la del
Tian-Shan. Este gran cinturón tiene continuación hacia el sureste:
Indochina y las islas de Indonesia.
Otros sistemas montañosos de menor extensión y altura son los
siguientes: los Montes Escandinavos, a lo largo de Noruega;
Verkhoyan y Chersky en el extremo nororiental del continente
asiático; los Urales, entre Europa y Asia; el sistema MongolOkhotsk, en el Asia Central, extendiéndose hasta el Pacífico en la
región del Japón; los Apalaches en el oriente de Estados Unidos; la
cordillera de Australia oriental.
El esquema puede complementarse con los sistemas montañosos de
los océanos, de dos tipos: las dorsales (que constituyen una unidad),
y los sistemas montañosos submarinos, propiamente (Anterior
Figura 15).
LOS RIFT
Cualquier persona que observe una roca, en especial si ésta es de un
tamaño superior a un metro, encontrará grietas. Son rupturas que
están presentes en todas partes de la superficie terrestre y son muy
variables por sus dimensiones a lo largo, ancho y profundidad; se
reconocen a simple vista, desde las pequeñas de centímetros hasta
las gigantescas de cientos e incluso miles de kilómetros de longitud.
Es verdad que estas mayores sólo se aprecian desde una nave
espacial o en las imágenes de satélite. En la geología, las rupturas
de las rocas reciben distintos nombres, dependiendo de si hay o no
movimientos con respecto al plano de fractura y del tipo de éstos,
de la inclinación del plano, etc. Entre las grietas más importantes
por sus dimensiones, y por la expresión que tienen en el relieve
terrestre, se encuentran los rift, término de uso universal que se
aplica a fracturas de grandes magnitudes longitudinales y
profundidades de decenas de kilómetros, con movimiento de los
bloques alejándose uno de otro.
En este caso y en muchos otros es preferible adoptar un término
extranjero que traducirlo; esto último sólo crea confusión ya que
resultan más de dos versiones. Por ejemplo, en México es
equivalente a falla distensiva, a grieta, a cuarteadura y otros
términos. Pero hay que agregar que también se hacen traducciones
en España y en tres o cuatro países latinoamericanos, para que a fin
de cuentas sólo nos entendamos cuando hablamos del rift.
La corteza terrestre está rota por un conjunto de fracturas (fallas)
profundas. Al observarlas trazadas en un mapamundi, obtenemos la
imagen de un rompecabezas. Los rift son las grandes fallas que se
disponen en todos los océanos y en parte de los continentes. Se trata
de estructuras activas actualmente, lo que significa que los bloques
se encuentran en proceso de separación, provocando el hundimiento
constante de la superficie que se dispone entre ambos. Esto va
acompañado de actividad sísmica y volcánica. El efecto de este
proceso es la formación de grandes depresiones.
Los lagos del oriente de Africa corresponden a estructuras rift:
depresiones formadas por la separación de grandes bloques de la
corteza terrestre rellenadas por agua. El rift africano se inicia en el
norte, en el mar Rojo y el golfo de Adén. El rift se vuelve
continental y queda bien definido por las alineaciones de los lagos:
Eduardo, Kivú, Tanganica, Rukwa y Nyasa. Muchos autores
suponen que en unos pocos millones de años el rift africano será un
nuevo océano por el desprendimiento del bloque oriental que posee
más de 400 km de anchura.
La actividad se manifiesta en esta región por sismos y volcanes. El
lago Tanganica, el más profundo de África y el segundo en el
mundo, con sus 1 435 m, refleja que el hundimiento es un proceso
actual. En general, los lagos profundos son escasos por el depósito
constante de sedimentos que llevan a cabo los ríos. Les ocurre lo
mismo que a las presas que en cuestión de años transforman un
cañón profundo en una planicie.
El lago Baikal en Siberia es el más profundo, con aproximadamente
1 700 m, muy alejado del océano y con su fondo muy por debajo
del nivel del mar (Figura 16). Es otro caso de una depresión del
relieve terrestre en proceso de crecimiento, con una velocidad que
debe ser muy superior a la de acumulación de sedimentos. El
hundimiento total se ha calculado en aproximadamente 5 km, valor
semejante para el rift africano.
Figura 16. Los rift del Baikal y del mar rojo, vistos en perfil (V. Jain, 1980)
En estos casos, la actividad endógena no sólo origina rasgos
espectaculares del relieve, sino que además favorece el desarrollo
de determinados tipos de fauna y vegetación. El sistema ecológico
en casos como éste incluye a la actividad interna de la Tierra.
Un tercer rift corresponde a la depresión que ocupa el río Rin al
correr entre Francia y Alemania, flanqueado por los Vosgos al
occidente y la Selva Negra al oriente. Tiene una longitud superior a
los 300 km y el hundimiento se ha calculado en unos 2.5 km.
En los océanos, los rift son un rasgo dominante, tema que se trata
en el siguiente capítulo.
Los rift son elementos fundamentales en el rompecabezas de la
tectónica de placas. Representan las líneas de unión con respecto a
las cuales se producen los movimientos de separación de bloques.
V I .
E L
P I S O
O C E Á N I C O
LA CARA OCULTA DE LA TIERRA
AL TRATAR el tema del relieve de la Tierra es indispensable
considerar tanto a los continentes como a los océanos. Ambos son
comprendidos cuando se estudian en conjunto, tomando en cuenta
las relaciones existentes entre ellos.
El estudio de la tierra firme es naturalmente más antiguo. A partir
del siglo XVI el hombre empieza a comprender las dimensiones de
la Tierra y la configuración general de los continentes. El concepto
de espacio se amplió considerablemente.
El relieve de los fondos oceánicos fue hasta la primera mitad de
nuestro siglo algo tan enigmático como el relieve de Marte o de
Venus. La exploración del océano no podía realizarse a manera de
hazañas personales como las de los científicos de la antigüedad:
Plinio el Viejo (muerto observando una erupción del Vesuvio),
Copérnico, Galileo, Leonardo da Vinci, Newton, Lamarck, Lyell,
Darwin, Lavoisier, por citar a algunos de los más importantes.
Hazañas en el estudio de los continentes fueron realizadas por W.
Smith y A. Humboldt. El primero elaboró el primer mapa geológico
de un amplio territorio (Inglaterra), recorriendo a pie sus confines;
el segundo viajó por el mundo, llevó los conocimientos entonces
avanzados a otros países y recopiló información abundante para la
elaboración de sus obras clásicas. Ambos autores son de la misma
época, fines del siglo XVIII-principios del XIX.
La exploración de los fondos oceánicos sólo pudo iniciarse cuando
se contó con una tecnología avanzada. Se trata de un trabajo en el
que participan muchos hombres y juegan un papel fundamental los
instrumentos de precisión.
Las cartas o mapas que representan las profundidades del fondo
oceánico son las batimétricas. Un congreso geográfico internacional
celebrado en Mónaco en 1899 recomendó la elaboración de la
primera carta batimétrica mundial, misma que se realizó con base
en 18 400 mediciones. Resultó una información muy general que
permitía inferir un relieve submarino poco accidentado.
La expedición británica del Challenger; de 1872 a 1876, realizó
mediciones en el Atlántico que reflejaron la presencia de una
cordillera montañosa (la dorsal), idea que fue solamente reforzada
por la expedición del barco alemán Meteoro de 1925 a 1927. La
información fue insuficiente para definir la cordillera.
El concepto del relieve submarino poco accidentado fue dominante
hasta la mitad de nuestro siglo. La segunda Guerra Mundial influyó
en el avance de la ciencia. Las investigaciones que realizaron los
países involucrados en el conflicto fueron a marchas forzadas. El
desarrollo de nuevas y más poderosas armas exigía profundizar en
la física, pero también se requerían más recursos minerales:
petróleo, hierro, carbón, etc., por lo que la geología también hizo
progresos. El tendido de cables y el desarrollo de los submarinos
exigió conocer mejor el relieve del fondo del océano.
El fin de la Segunda Guerra permitió a los países victoriosos
dedicar recursos y esfuerzos a la investigación en otras áreas: el
cosmos y el océano. Los resultados no fueron inmediatos, en 1957
fue lanzado el primer satélite artificial y en 1961 se produjo el
primer viaje de un hombre alrededor de la Tierra que realizó Yuri
Gagarin en una nave espacial. En 1959, los oceanólogos
estadounidenses B. C. Heezen, M. Tharp y M. Ewing publicaron el
primer mapa de un gran territorio submarino: el Atlántico Norte. En
los años subsecuentes se va complementando el mapa mundial
conforme se acumula información del resto de los océanos. Fue
muy importante la aportación de H. W. Menard sobre el relieve del
Pacífico en 1959 y 1964.
El mapa de B. C. Heezen y colaboradores se publicó en una de las
revistas científicas de mayor prestigio, pero quien lo observe
apreciará que uno semejante que represente un gran territorio de la
tierra firme, difícilmente lo aceptaría revista científica alguna como
trabajo original. El conocimiento del fondo oceánico en 1959
equivale al de los continentes de principios del siglo XIX. Es obvia
la diferencia entre las investigaciones de 1810 y las de 1950: la
hazaña personal en un caso y la compleja tecnología y participación
de un grupo numeroso de especialistas en el otro.
A fines de la década de los años sesenta ya se contaba con cartas
batimétricas mundiales de mucha calidad. Todavía no tienen la
precisión que las de la tierra firme, ya que para la elaboración de
estas últimas todos los accidentes se reflejan en las fotografías
aéreas, base de la cartografía, de tal manera que el trazo de curvas
topográficas (líneas que unen puntos a una misma altitud) es de
mucha precisión; en cambio, para las cartas de los océanos se
aplican mediciones en líneas continuas, pero sin cubrir 100% de la
superficie del piso del océano. En 1990, K. C. Macdonald y P. J.
Fox señalan que sólo menos del 5% del piso oceánico había sido
cartografiado. Esto se refiere al conocimiento detallado.
La explicación sobre el origen de las depresiones profundas de
grandes dimensiones (del tipo del Baikal y las trincheras oceánicas)
y de las montañas marginales a los continentes (tipo Andes) se hizo
más simple: unas se forman por la separación de bloques
gigantescos de la corteza terrestre, las placas, y otras por el choque
entre las mismas. Con la particularidad de que estos procesos
ocurren hoy día con velocidades de cm/año.
EL RELIEVE SUBMARINO
Es necesario mencionar a quienes han hecho contribuciones
importantes al conocimiento del relieve submarino para grandes
territorios. Además de B. C. Heezen y H. W. Menard, tres
oceanólogos ex soviéticos han escrito obras fundamentales sobre el
tema: G. Udintsev (el Pacífico), A. Ilin (el Atlántico) y V. Kanaev
(el Índico).
Para entender el relieve submarino es necesario recordar los dos
tipos de corteza terrestre: continental o granítica y oceánica o
basáltica (Figura 2). Una parte del continente está cubierta por
agua: la zona continental submarina; la porción correspondiente a la
corteza oceánica es la zona del lecho oceánico y otra, donde se
conjugan ambos tipos de corteza, es la zona transicional del
continente al océano.
LA ZONA CONTINENTAL SUBMARINA
La plataforma continental
Desde la costa hacia el interior del océano se extiende una planicie
de una suave inclinación, de anchura variable: es la plataforma
continental, una extensión del relieve de la tierra firme hacia el
océano. Cuando la margen de tierra firme es montañosa (la Sierra
Madre del Sur o los Andes), la plataforma continental es estrecha,
menor de 15 km y llega a ser incluso de 2 a 5km.
La plataforma continental es más ancha frente a las planicies
costeras, de 15-30 km, aunque en algunos casos es mayor: al
occidente de Yucatán alcanza hasta 180 km y en algunas regiones
del planeta, 400 km y más. En cambio, frente a la margen oriental
de la misma península, en el Caribe, es de unos dos kilómetros, y el
relieve submarino pasa en una corta distancia a una profundidad de
4 000 m (Figura 17).
Figura 17. Perfil del relieve submarino del Golfo de México y del Mar Caribe.
La plataforma continental es una superficie que en el tiempo
geológico y tan sólo en el último millón de años, se ha encontrado
en condiciones subaéreas y subacuáticas. Varios científicos
calculan que hace 30 000 años el nivel del mar era en promedio 100
m más bajo que el actual.
Es una estructura de carácter global, o sea, se extiende en todos los
océanos, aunque en algunas regiones está ausente. Su límite hacia el
interior es una zona donde cambia la pendiente de unos 30 minutos
a 2-4 grados y ocurre a una profundidad promedio de 200 m,
aunque algunos autores consideran un valor de 130-140 m. Hay
plataformas continentales que alcanzan 400 m de profundidad y las
hay también de 40 m.
El talud continental
Se trata de una ladera también de carácter global que se extiende
hasta profundidades de 2 500 a 4 000 m, con una pendiente
promedio de 4 a 7°, en ocasiones de 30 grados y más y una anchura
de 8 a 260 km (Figura 18). Es la porción mayor del continente
cubierta por los océanos. Los rasgos del relieve del talud
continental son complejos, lo único que hay en común en esta gran
estructura, además de su disposición global, es el declive general de
más de 1 000 m. En su superficie se reconocen escarpes (porciones
de fuerte inclinación), mesas, montes submarinos (de varios cientos
de metros), cañones submarinos, etcétera.
Figura 18. Relieve submarino en el golfo de México y Caribe
(territorio mexicano). 1-6, tipos de talud continental: 1, planicie
de inclinación débil, 2, cortado por numerosos valles
submarinos, 3, con lomeríos y cañones; 4, de pendiente muy
fuerte (escarpes); 5, de pendiente fuerte; 6, planicies inclinadas
y lomas, 7, cañones submarinos, 8, bancos coralinos.
Entre los rasgos más interesantes se encuentran los cañones
submarinos, semejantes a los valles profundos que cortan las
montañas. Nacen en la plataforma continental y muchas veces son
una continuación de los cauces de los ríos de la tierra firme. Poseen
afluentes pequeños, de unos 1 000 m de longitud y corte vertical de
hasta 20 m. Por los fondos de los cañones escurren corrientes
esporádicas a manera de ríos submarinos con una alta saturación de
sedimentos, son las corrientes de turbiedad.
El oceanólogo estadounidense F. Shepard hizo valiosos estudios
sobre el origen de los cañones submarinos. Una antigua hipótesis
considera que se formaron en la tierra firme, posteriormente
cubierta por las aguas marinas. Esto es aceptado para las
condiciones de la plataforma continental, pero no para el talud
continental: su profundidad es considerable y por lo menos en el
tiempo geológico moderno el nivel del mar no se encontraba en
niveles tan bajos.
Una segunda hipótesis explica que los cañones submarinos
corresponden a fallas, o sea, rupturas profundas de la corteza que
originan depresiones.
Una tercera hipótesis propone a las corrientes de turbiedad como
agente formador de los cañones submarinos: el escurrimiento
socava, diseca el fondo oceánico.
Así como diversos oceanólogos apoyan una hipótesis determinada,
otros, como el ruso O. Leontiev, consideran que los cañones
submarinos se forman por varios factores, en especial las fallas que
constituyen una depresión, socavada gradualmente por las
corrientes de turbiedad. Es muy posible que muchos cañones
submarinos actuales hayan sido en el pasado subaéreos que seguían
la traza de una falla que se prolonga hasta el talud continental, es el
caso del río Hudson en Estados Unidos.
El pie del continente
Al talud continental sigue a profundidad el pie del continente
(Figura 19), término equivalente a la traducción que se ha hecho al
alemán y ruso de continental rise, reflejando con precisión lo que es
esta estructura. Se trata de una superficie de una pendiente de hasta
2.5° en la porción superior, pero se reduce gradualmente hacia su
base donde llega a ser de 10 minutos en su unión con la planicie
abisal. Generalmente se extiende hasta los 3 500-4 500 m de
profundidad. Se origina por acumulación de sedimentos que se
depositan en la base del talud continental, removidos de las zonas
más altas a las más bajas.
Figura 19. Perfil general del océano (k. Bogolepov y V. Chikov,
1976). A, tipo Atlántico, b, Pacífico. 1, plataforma continental,
2, talud continental, 3, pie del continente; 4, planicie abisal; 5,
montañas submarinas; 6, dorsal (a, cresta; b, laderas); 7,
cuenca del mar marginal, 8, arco insular, 9, trinchera.
Las desembocaduras de los cañones submarinos son semejantes a
las de los grandes ríos de la tierra firme, que constituyen depósitos
de material arenoso en avance gradual hacia el mar; como en el
Nilo o el Misisipi. Los ríos que no alcanzan el océano, como los
que desembocan en las planicies de zonas áridas, forman depósitos
del tipo de abanicos al llegar a una planicie por la que el agua no
puede continuar su escurrimiento lineal; el material acarreado en
suspensión se deposita expandiéndose. Estas formas son conocidas
como conos de eyecciones; son semejantes al delta, sólo que el
primero se observa completo en el relieve y el segundo
parcialmente, ya que se encuentra en gran parte cubierto por el mar.
Existen acumulaciones que cubren la plataforma y talud
continentales originando un cono submarino gigantesco. Un
ejemplo se encuentra en el golfo de Bengala, cuyo fondo consiste
en un cono de depósitos de los ríos Ganges y Bramaputra,
extendiéndose desde el litoral hacia el interior más de 1 300 km y
hasta los 4 000 m de profundidad. No es un fenómeno aislado, sino
en relación estrecha con la cordillera del Himalaya, donde nacen los
ríos que lo alimentan. El Amazonas forma en su desembocadura un
cono de eyecciones de más de 700 km de longitud con un espesor
de sedimentos de 10 km; en él tienen desarrollo dos cañones de
hasta 1 000 m de profundidad (ésta se mide a partir del borde de los
mismos).
Los mapamundi escolares modernos ya presentan la configuración
de las montañas y depresiones oceánicas de mayores dimensiones.
La toponimia geográfica ya no se limita a los océanos, mares e
islas, sino que ya incluye también la rica variedad de los rasgos
submarinos. La geografía básica rebasa el campo puramente
descriptivo para considerar el origen y dinámica de los grandes
accidentes del relieve terrestre.
Frente a las costas de California, E.U.A. y del occidente de Baja
California, el relieve submarino presenta otras características: una
plataforma continental, en general estrecha, en partes ausente, a la
que sigue en vez de un talud continental, una topografía montañosa
consistente en elevaciones de cientos de metros, mesas, depresiones
y laderas de pendiente fuerte. A esta estructura F. Shepard y K. O.
Emery la llamaron Borderland.
LA ZONA
OCÉANO
TRANSICIONAL
DEL
CONTINENTE
AL
Un conjunto de estructuras con los mayores contrastes altitudinales
integra esta zona. Se conoce también como margen activa, ya que
constituye franjas limítrofes de los continentes y se caracteriza
precisamente por una intensa actividad sobre todo sísmica, y en
muchos casos volcánica. Existen dos tipos principales de zona
transicional y son los siguientes:
El primero consiste en una trinchera marginal al continente.
presenta en el sur del Pacifico oriental, frente a las costas
México, a partir de Cabo Corrientes y hasta Panamá.
Sudamérica, otra trinchera se extiende frente a la cordillera de
Andes, paralela a las costas de Perú y Chile (Figura 20).
Se
de
En
los
Figura 20. El relieve submarino del sur de México.
Un segundo tipo de zona transicional es el que presenta tres
estructuras: cuenca de mar marginal, arco insular y trinchera.
La cuenca de mar marginal
Se trata de depresiones amplias, de forma más aproximada al
círculo y a la elipse. Alcanzan profundidades de 2 a 5 km y limitan
con montañas submarinas que constituyen islas dispuestas en forma
de arco (Figura 21). Las encontramos frente a Alaska, en la cuenca
del Mar de Bering (3 900 m); sigue al occidente la del mar de
Okhotsk (3 374 m), y hacia el sur: del Japón (4 224 m), China
oriental (22 717 m), Mar de Banda (5 912 m), Nueva Guinea (2 600
m), Mar de Salomón, Mar del Sur de China (>5 000 m), Mar del
Coral (4 842 m).
Figura 21. Estructuras de una zona de transición del continente al océano.
La cuenca de mar marginal está constituida por una plataforma
continental, un talud continental, un pie del continente (en general
estrecho) y una planicie abisal. En ocasiones se levantan montañas
submarinas sobre su fondo.
Arcos insulares y trincheras
Los límites de las cuencas de mar marginal son auténticos sistemas
montañosos submarinos con cimas de volcanes alineados en forma
de arco. Son volcanes jóvenes y, una gran cantidad de ellos, activos
en tiempos históricos. Se encuentran, además del Cinturón de
Fuego del Pacifico, en el Índico (en la Sonda) y en el Atlántico, en
el Caribe y al oriente de la Patagonia. Llaman la atención los grupos
de islas de Tonga y Kermadec, al norte de Nueva Zelanda por su
carácter rectilíneo, con una longitud aproximada de 2 500 km.
Paralelamente se extiende una trinchera (Figura 22).
Figura 22. Trincheras principales del mundo.
La trinchera es una fosa profunda de hasta 11 km.
Longitudinalmente mide cientos y hasta algunos miles de
kilómetros. En su fondo tiene un ancho de 5-6 km y en la porción
superior de 100-200 km.
Frente a las costas del Pacífico del sur de México, Centroamérica y
Sudamérica, la plataforma y talud continentales son estrechos;
ambos llegan a ser de menos de 20 km de ancho. El talud
continental pasa a una pendiente mayor; en general va aumentando
de 4 a15 grados, en lo que es la ladera empinada de las trincheras;
en el lado opuesto es de menor pendiente y altura.
Las trincheras son paralelas a sistemas montañosos: la Sierra Madre
del Sur, la Sierra de Chiapas, los Andes, por lo que el desnivel
vertical se puede considerar, no con respecto al nivel del mar, sino a
las cimas de las montañas. Esto proporciona valores mayores de 9
km frente a las costas de Oaxaca en México y más de 14 km frente
a las de Sudamérica. La explicación del porqué existen las
trincheras la ha dado y muy racionalmente, la tectónica de placas.
Se forman en la zona donde una placa oceánica se hunde por abajo
de otra continental, la subdicción que se realiza con una velocidad
de algunos centímetros por año. Los movimientos provocan sismos
que varían en intensidad según la magnitud del movimiento y la
profundidad a que ocurre.
Las grandes profundidades de las trincheras se explican por una
velocidad de hundimiento mayor que la de depósito de sedimentos
en su fondo.
Estas regiones de arco insular y trinchera son de una gran actividad,
sísmica y volcánica, donde el relieve terrestre se está creando. Se
reconocen por lo menos 35 trincheras en el mundo, las principales
están en la siguiente lista.
Trinchera
1. Marianas
2. Tonga
3. Filipinas
4. Kermadec
5. Izu-Bonin
6. Kuriles
7. Santa Cruz
8. Volcano
9. Buganvilia
10. Amirante
11. Yap
12. Puerto Rico
13. Japón
14. Perú-Chile
15. Sandwich
16. Aleutianas
17. Caimán
18. La Sonda
19. Mesoamericana
Océano
Pacífico
Pacífico
Pacífico
Pacífico
Pacífico
Pacífico
Pacífico
Pacífico
Pacífico
Índico
Pacífico
Atlántico
Pacífico
Pacífico
Atlántico
Pacífico
Atlántico
Índico
Pacífico
Profundidad (m)
11022
10882
10265
10047
9810
9717
9174
9156
9103
9074
8850
8742
8720
8069
8428
7822
7491
7209
6489
Algunas trincheras son de grandes dimensiones longitudinales,
rebasan los 2 000 km la Mesoamericana, la de Perú-Chile, la de
Tonga (y su extensión a Kermadec), la de la Sonda. Otras,
profundas, contrastan con su escasa longitud de algunos cientos de
kilómetros, como: Santa Cruz, Volcano, Buganvilia, Amirante y
Yap.
En el fondo marino del prearco de las Marianas fueron reconocidos,
en 1987 en una expedición del Alvin, por Patricia Fryer y otros
investigadores, montes de suave inclinación y altura de 1-2 km por
15-30 km de diámetro en su base. Su constitución no era de lava,
sino de un lodo blanco. El origen de estas elevaciones se atribuyó al
proceso de subducción de una placa oceánica bajo otra continental,
pero el proceso en sí, requirió de estudios más amplios. En 1992 la
misma autora consideró que dos grandes montes submarinos se
habían formado por medios distintos, resultado de ascenso al lecho
oceánico de rocas del manto. En un caso podría tratarse de un
bloque que fue levantado, algo semejante a un gran diapiro de
serpentina. El origen de otro monte se explicó por un ascenso de
flujos de lodo de serpentina a través de un conducto. El proceso se
explica como un movimiento de bloques a lo largo de fallas, que
provoca la trituración de la roca y convierte la peridotita en polvo,
mismo que es transportado a la superficie por los fluidos
provenientes de la profundidad, aprovechando la misma falla.
Resultó así, el descubrimiento de un tipo de volcanes de lodo y
montañas submarinas de serpentina. Estas estructuras pueden estar
presentes en muchas regiones del océano.
La cuenca del Caribe, por su estructura, es seguramente la región
más compleja del planeta. Es prácticamente la única región de
transición en el Atlántico, a excepción de las islas Georgias del Sur;
con las que se asocia la trinchera de Sandwich, al oriente de la
Patagonia.
En el Caribe se reconoce un arco insular: el de las Antillas; y dos
trincheras: Puerto Rico y Caimán. No guardan ningún paralelismo.
El relieve de la cuenca del Caribe consiste en varias depresiones y
montañas submarinas, que en conjunto constituyen un relieve poco
común visto en el plano del Océano Atlántico y el mundo.
EL LECHO OCEÁNICO
El relieve del fondo oceánico que corresponde esencialmente a la
corteza basáltica, representa la mayor parte del mismo, 68.6% del
total. Se han diferenciado, al igual que en las dos zonas ya tratadas,
tres tipos de estructuras: la planicie abisal, las montañas submarinas
y las dorsales (Figura 23).
Figura 23. Perfil del océano Atlántico entre Norteamérica y África.
Las planicies abisales
Las planicies abisales se presentan, en general, a profundidad de
4000 a 6000 m; hacia el lado del continente limitan con la margen
continental submarina o con una trinchera. Su extensión no es
continua, ya que las delimitan montañas submarinas y las dorsales.
Así, resulta desmembrada en varias menores rodeadas por
elevaciones, de ahí el nombre más apropiado de cuenca abisal.
Hay planicies abisales que son verdaderos planos horizontales o de
una inclinación insignificante, de algunos minutos que son más
comunes en el Atlántico; otras presentan un relieve de lomeríos,
consistente en elevaciones de 200-500 m de altura sobre su base y
con montañas aisladas de más de 500 y 1 000 m de altura; son
características del Pacífico y del Indico, aunque también las hay en
el Atlántico.
Otro rasgo de las planicies abisales son las fracturas profundas, más
o menos paralelas, que las cortan. Constituyen depresiones
profundas, incluso de más de 1 000 m con respecto a la planicie
abisal y de decenas de kilómetros de ancho. Para los mexicanos es
bien conocida la fractura Clarión, una fosa alargada y profunda, con
montañas volcánicas jóvenes en sus márgenes, las islas
Revillagigedo: Clarión, Roca Partida, Socorro y San Benedicto. La
dorsal del Pacífico oriental está fragmentada por nueve grandes
fallas transformantes y numerosas menores que la desmembran en
segmentos de 10 a 200 km de longitud.
Al norte de la fractura Clarión se presentan paralelamente y en
secuencia las fracturas: Molokai, Murray, Pionero y Mendocino; al
sur, Clipperton, Galápagos y Markis (Figura 24).
Figura 24. Las fracturas mayores del Pacífico oriental
Se reconocen numerosas cuencas abisales en los océanos, de muy
diversas dimensiones, son 15 en el Pacífico, 18 en el Atlántico y 18
en el Índico.
Las planicies abisales son más jóvenes que las superficies de los
cratones, ya que en las primeras no se han reconocido rocas más
antiguas de los 200 m.a. Representan una superficie considerable de
una placa oceánica; están en constante transformación, en unas
zonas por actividad volcánica y en otras, hundiéndose en el manto
por la subducción. También se ha encontrado que la profundidad de
las planicies abisales aumenta con la edad del fondo y con su
distancia al eje de las dorsales.
Los procesos exógenos que influyen en el fondo oceánico no
acaban de estudiarse. Los franceses J. Borusseau y J. Vannez
reconocieron en la planicie abisal de la margen de la Antártida
corrientes del fondo originadas por la fusión de bloques de hielo en
las profundidades, y alcanzan velocidades de hasta 2.5m/seg.,
aunque la media es de 0.1 m/seg. Realizan un trabajo de erosión y
acumulación.
Montañas submarinas
A este tipo de relieve pertenecen verdaderos sistemas montañosos,
semejantes a los de los continentes por sus dimensiones de cientos e
incluso de algunos miles de kilómetros de longitud.
Las islas Hawai son grandes volcanes que forman parte de un
sistema montañoso de más de 2 000 km de longitud orientado al
noroeste. En Hawai se encuentran las montañas más altas del
planeta, el Mauna Loa y el Mauna Kea que superan la altura del
Everest: si medimos desde la base en la planicie abisal, a unos 5
000 m bajo el nivel del mar; hasta la cima en condiciones
subaéreas, a 4 170 m la del primer volcán y 4 210 la del segundo,
obtenemos un poco más de los nueve kilómetros.
Los sistemas montañosos mayores se localizan en el Pacífico y el
Índico, en el primero son 17 principales, en el segundo son 15, e
igual número en el Atlántico. La actividad volcánica actual no se
presenta en todos, en algunos la hay en una región determinada
pero no en toda la extensión del sistema montañoso. Son
elevaciones distintas de las que constituyen los arcos insulares o las
dorsales. En los primeros, la actividad volcánica joven se presenta
prácticamente en toda la estructura y es lo que permite a los
volcanes submarinos asomar y levantarse por encima del nivel del
océano.
Además del ejemplo clásico de las islas Hawai para las montañas
submarinas, hay otras (Figura 25), como las islas Tuamotu,
Eauripik, Bellinghausen, Tahití, Marcus, Wake, Carolinas,
Marshall, Gilbert, Ellice, en el Pacifico; las Bermudas y Canarias en
el Atlántico; Seychelles, Reunión, Amirante, Gran Comoro,
Laquedivas, Maldivas y Kerguelen en el Índico, por citar algunos
ejemplos.
Figura 25. Los principales sistemas montañosos submarinos del Pacífico.
Muchas de estas islas son bien conocidas, en especial las mayores,
siempre consideradas en los textos de geografía. Otras, muy
pequeñas, se volvieron importantes porque su nombre se extendió
al del sistema montañoso a que corresponden, como sucedió con
Eauripik, Marshall, Gilbert, etc. Ocurrió lo que en los años
posteriores a la segunda Guerra Mundial cuando los
estadounidenses realizaron una explosión atómica en la isla Bikini
del Pacífico, un atolón de pequeñas dimensiones del sistema
montañoso Marshall. La isla apareció entonces en la geografía
mundial y dio su nombre incluso a productos comerciales.
En la actualidad se explica el origen de estos sistemas montañosos
submarinos por una actividad interna de la Tierra, pero concentrada
en una zona determinada: el punto caliente. La actividad volcánica
migra, se desplaza en una dirección fija. Ahora bien, no es el punto
caliente el que se mueve, sino la placa litosférica, a manera de una
losa que se desplaza sobre un soplete que arroja fuego concentrado
en un punto por abajo de la misma; al moverse la losa, el fuego la
habrá afectado en un franja alargada y estrecha. Los geofísicos
suponen la existencia de por lo menos 100 puntos calientes en todo
el globo, pero el de Hawai es el más enérgico y el mejor conocido.
Cada volcán de la cadena de Hawai se extingue aproximadamente
un millón de años después de su nacimiento. La placa se mueve
sobre el punto caliente de Hawai con una velocidad promedio de
4.5 cm/año.
Los puntos calientes pueden ser el inicio de una serie de procesos
globales, como la formación de un rift, a lo que seguiría un océano.
Por ejemplo, la formación del Atlántico parece haberse iniciado en
el extremo sur, donde se unían Sudamérica y Africa, con un rift que
fue creciendo al norte. Dicen Vink, Morgan y Vogt en 1985: "Al
igual que el modelo de la tectónica de placas, la noción de punto
caliente es un concepto sencillo y profundo". Los puntos calientes
son expresión de calor proveniente del manto, donde surge una
masa ascendente de materia, conocida como pluma.
Las islas Hawai son parte de un gran sistema montañoso submarino,
que incluye los que llevan los nombres de Emperador, Tuamotu,
Line, Austral, Gilbert y Marshall. Jason Morgan propuso, en 1970,
que se formaron por el movimiento de la placa del Pacífico sobre
tres puntos calientes, mismos que forman zonas elevadas con
diámetro promedio de 1 200 km, un porcentaje considerable en
conjunto, de la superficie terrestre.
Las dorsales
Éste es un tercer tipo de sistemas montañosos submarinos, pero
muy distinto de los anteriores. Se trata de una estructura global,
presente en los océanos Atlántico, Pacífico e Índico (Figura 11). La
primera cartografía detallada de las dorsales se realizó para el
Atlántico y fue un elemento fundamental para la elaboración de la
nueva teoría de la tectónica global o tectónica de placas.
Este gran sistema montañoso se presenta aproximadamente en el
centro del océano, con una configuración casi paralela a la de los
continentes. En la porción superior del sistema montañoso, en la
zona axial, se encuentra una depresión profunda. La dorsal está
constituida por rocas volcánicas del tipo del basalto, cubiertas por
sedimentos que se depositan en los océanos y poseen mayor espesor
en la base de la dorsal que en la cresta. Estos y otros elementos
permitieron a varios científicos considerar que la dorsal se forma
por una expansión del piso oceánico a partir de una ruptura por la
que asciende material magmático y se derrama sobre las laderas.
La dorsal como unidad posee una longitud total de más de 60 000
km. En el Atlántico ocupa la porción central del fondo oceánico; se
extiende al Índico penetrando hasta el Mar Rojo y con una
ramificación pasa al Pacífico, para atravesarlo desde el sur hasta la
región mexicana de Cabo Corrientes en el Golfo de California. Este
último es el equivalente del valle rift, cuya apertura provoca el
alejamiento de la península respecto al continente.
En un perfil transversal una dorsal consiste en laderas de suave
inclinación. La altura de la cima (cresta) con respecto a la base es
de 3-4 km, aunque en localidades son mucho más bajas o más altas,
de más de 6 km. A lo ancho presentan 1000- 2000 km. En la zona
de la cima el valle rift tiene profundidades de 1-3 km. Naturalmente
se trata de zonas activas con sismicidad y volcanismo.
A las dorsales corresponden algunas islas como Islandia, zona de un
extraordinario volcanismo en tiempos históricos, las Azores,
Ascensión, Santa Elena y Martín Vaz, en el Atlántico; para el
Pacifico: Pascua y Galápagos (aunque asociadas a otro sistema
montañoso) y, Príncipe Eduardo, Amsterdam y Sâo Paolo en el
Índico.
El fondo oceánico, fundamento de la nueva teoría de las placas
litosféricas
En 1965 T. Wilson reconoció un nuevo tipo de fallas (fracturas o
rupturas en la superficie terrestre con extensión a profundidad), a
las que llamó fallas transformantes. Cortan transversalmente a las
dorsales, con movimientos laterales en direcciones opuestas y
originan en el relieve submarino depresiones profundas. Son del
tipo de las del Pacífico ya mencionadas, Clarión y otras. Es notable
su expresión en la dorsal del Atlántico, en la fractura Romanche y,
en el Índico, en Vema, Diamantina y otras.
El estudio del fondo oceánico permitió así, a partir del inicio de la
década de los años sesenta, algo más que un conocimiento de la
cara oculta de la Tierra. De la cantidad se pasó a la calidad. Se
completó el rompecabezas novedoso y resultó que sus piezas no
están fijas, sino en movimiento constante.
Los manantiales hidrotermales
En 1977 se observaron por primera vez manantiales hidrotermales,
al descender la pequeña nave Alvin hacia la cresta de la dorsal del
Pacífico en las islas Galápagos, frente a la costa de Ecuador. En
1978 se realizó una segunda expedición en territorio mexicano, en
la boca del Golfo de California, donde el sumergible Cyana*
descendió al piso oceánico con 12 tripulantes, franceses,
estadounidenses y mexicanos. En 1979 continuó la exploración con
el Alvin, en esa ocasión se pudieron observar con nitidez los
manantiales (o ventilas ) hidrotermales en plena actividad de
emanación de "fluidos extremadamente calientes, ennegrecidos por
precipitados de sulfuros, eran arrojados hacia arriba a través de
orificios con aspecto de chimenea de hasta 10 m de altura por 40
cm de anchura", como los describieron K. Macdonald y B.P.
Luyendyk en 1984.
Este fenómeno endógeno relacionado con actividad volcánica que
forma las dorsales pudo ser observado. Uno de los descubrimientos
notables asociados con esto fue reconocer que en las localidades de
manantiales hidrotermales se formaban colonias de organismos
concentrados no por el calor de los fluidos sino por los alimentos
que se generan. La vida de los manantiales hidrotermales es muy
breve, se calcula de algunos años.
La velocidad de acumulación de sedimentos en los fondos
oceánicos se mide en mm/1 000 años. Actualmente existe una
información abundante al respecto. Las velocidades mayores se
presentan en las márgenes continentales y las más débiles en las
dorsales. El mapa correspondiente del oceanólogo ex soviético A.
Lisitsin (Figura 26) muestra el tema en cuestión.
Figura 26. Velocidades de sedimentación en el océano en mm/1
000 años: 1) menor de uno; 2) 1 a 10; 3) 10 a 30; 4) 30 a 100; 5)
> 100; 6) no determinadas (esquema de A. P. Lisitsin, 1974, en:
Leontiev, 1982).
Como complemento se agrega un mapa global, del mismo autor, de
espesores de sedimentos (Figura 27).
Figura 27. Espesores de sedimentos en el océano. Valores en
metros: 1) < 100; 2) 100-300; 3) 300-500; 4) 500-1000; 5) > 1000
(esquema de A. P. Lisitsin, 1974, en: O. Leontiev, 1982).
NOTAS
* El tema es objeto del libro de J. Francheteau y
varios autores más, El nacimiento de
publicado en México por Conacyt en 1984.
V I I .
un
océano,
L O S
P R O C E S O S
E X Ó G E N O S
AL VIAJAR algunos cientos de kilómetros por carreteras de nuestro
país, encontramos cambios bruscos en el paisaje. Hay costas a partir
de las cuales se extienden amplias planicies hacia el interior del
continente, o bien se levantan, inmediatamente, montañas. El
paisaje de las selvas tropicales de Chiapas es muy distinto del de los
grandes volcanes del paralelo 19, tres de ellos con nieve
permanente; diferentes son las altiplanicies de las regiones áridas
del norte de México y los desiertos de Sonora y de Baja California.
Los mismos sistemas montañosos mexicanos se distinguen entre sí
por el tipo de rocas que los constituyen, por el tiempo en que se
formaron y por su relieve. Hay enormes diferencias entre las
montañas de la península de Baja California y las de las sierras
Madre Oriental, Occidental y del Sur.
A algunas personas les viene a la mente, al observar estos paisajes:
¿De dónde salieron?, ¿Cómo se formaron? Por siglos esto tuvo una
respuesta simple: la superficie terrestre es tal como la hizo el
Creador. A partir del Renacimiento se cuestionan los dogmas
establecidos. La construcción de caminos y canales y las obras
mineras aportaban una rica información a los naturalistas como
Leonardo da Vinci y "Agricola". Observaron las capas de roca, su
sobreposición, deformaciones y rupturas, los fósiles que contienen,
etc. Todo conducía a que la historia de la Tierra era mucho más
compleja que los relatos bíblicos, sucesos que ocurrían en una
región aislada del planeta, para cuyos moradores eso era "el mundo
entero". La concepción del tiempo y el espacio era en extremo
reducida, como lo ha sido para todos los grupos humanos antiguos.
Cuando aparecen Adán y Eva el continente americano ya estaba
poblado.
Aunque los conceptos científicos sobre el relieve terrestre tienen un
amplio desarrollo en el siglo XVIII con Buffon, Lomonosov y
Hutton, sólo en el siglo XIX se fortalecen lo suficiente para dar vida
a la ciencia de la geología, con Lyell en primer lugar.
La idea del cambio constante de la superficie terrestre es muy
antigua, en apariencia surgió con los filósofos griegos de los siglos
VI a IV a.C. Se observa en los ríos que transportan fragmentos de
roca desde las montañas al océano. A simple vista los cambios son
insignificantes, pero si este proceso dura cientos y miles de años y,
si ha existido en el pasado, incluso por millones de años, resulta que
hay montañas que han desaparecido y otras que deben de estar en
proceso de destrucción total. Pero se ha mencionado en otros temas
que la actividad interna de la Tierra se manifiesta en grandes
territorios. La destrucción de un sistema montañoso por la erosión,
en general, no es ininterrumpida ni irreversible.
EL INTEMPERISMO
La Tierra está constituida por rocas y minerales. En la superficie o
cerca de ella están expuestos a la destrucción. La radiación solar,
los cambios de temperatura, el agua, los organismos y otros factores
contribuyen a la transformación de las rocas por el proceso del
intemperismo o meteorización. El primer término se usa mucho en
México y es muy apropiado. Sabemos que lo que está a la
intemperie se destruye: la pintura de las fachadas, los monumentos,
la superficie de los automóviles, etcétera.
Intemperismo significa destrucción de las rocas sin remoción de
partículas. Se lleva a cabo por fenómenos físicos, químicos y
bioquímicos.
Procesos físicos
En las regiones frías y húmedas el agua escurre —normalmente por
las grietas de la roca— durante el día y se congela por la noche, de
lo que resulta un incremento del volumen del agua y la
fragmentación de las rocas.
Los cambios bruscos de temperatura en las regiones desérticas y la
presencia, aunque escasa, del agua, debilitan la superficie rocosa.
La evaporación del agua en los poros y en las grietas del subsuelo
provoca la precipitación de las sales en solución y su cristalización,
lo que contribuye también al desarrollo de la fractura.
Las raíces de las plantas rompen las rocas durante su crecimiento,
de la misma manera que lo hacen con las banquetas.
Procesos químicos
Estos son más intensos en las zonas húmedas tropicales que en las
áridas. El agua es un agente corrosivo; en presencia de bióxido de
carbono y de oxigeno reacciona con los minerales de las rocas. El
hierro es afectado por oxidación, las sales y carbonatos por
disolución, los silicatos, muy abundantes, por la hidrólisis (ruptura
de la estructura molecular del agua por efecto de algunos elementos
químicos).
Una roca dura y compacta, como un granito, difícil de romper con
un martillo, se convierte en un aglomerado de granos de arena que
se pueden desprender con la mano. No existe roca que no sea
susceptible de ser convertida en polvo en la superficie terrestre por
la acción del intemperismo. Cuando sus fragmentos son
desplazados ya se trata de otro proceso: la erosión que realizan
diversos agentes: hielo, agua superficial y subterránea, viento y
oleaje. Finalmente, toda partícula transportada se deposita en algún
lugar; es el tercero y último de los procesos exógenos principales: la
acumulación.
En los últimos 25 años el hombre ha conocido un intemperismo
químico en las rocas que constituyen los monumentos centenarios
de varios países de Europa, de una intensidad muy superior a la del
proceso normal. El agua de lluvia contiene elementos y compuestos
químicos que aceleran las reacciones con los minerales de las rocas,
con la consecuente destrucción de las obras de arte, palacios y
catedrales expuestos a la intemperie. Quinientos, ochocientos años
resistieron las construcciones medievales y bastaron los últimos 25
para que la industrialización pusiera en peligro su existencia.
Procesos bioquímicos
Algunos organismos contribuyen a la destrucción de las rocas. Las
raíces de las plantas, al igual que las bacterias que viven en la
superficie de las rocas, toman de éstas las sustancias que requieren,
provocando reacciones químicas.
LA ACCIÓN DE LOS HIELOS
Las masas de hielo cubren actualmente cerca de 16.2 millones de
kilómetros cuadrados de la superficie terrestre, de los cuales 13.2
pertenecen a la Antártida y 2.1 al polo norte, donde el grosor llega a
ser superior a los 2 km. El relieve original queda oculto, aunque en
regiones, sobre todo de la Antártida, asoman montañas y sus
glaciares se extienden al océano descansando sobre la plataforma
continental. El peso de millones de toneladas de los hielos ha
provocado el hundimiento de la superficie de tierra firme contigua
al océano, de lo que resulta una plataforma continental
considerablemente profunda, de incluso 400-500 m bajo el nivel del
mar.
El resto de los glaciares, propios de las montañas, representan sólo
menos del 3% de la superficie helada de la Tierra. El glaciar de
montaña, a semejanza de un río, ocupa un cauce definido y se
desplaza permanentemente laderas abajo.
La capacidad de destrucción de las montañas por los glaciares es
enorme. El hielo arrastra en su contacto con la superficie rocosa
fragmentos de diversos tamaños, mismos que se encuentran
permanentemente en desgaste por el roce y el choque con el fondo.
El hielo excava un valle ancho, de incluso cientos de metros y una
longitud variable, de menos de un kilómetro a 145 km el mayor:
Malaspina en Alaska.
La velocidad de destrucción del relieve por los glaciares se ha
calculado en 5mm/l00 años en la Antártida, 5 a 20 mm/l00 años en
la Tierra de Baffin, en Alaska es en promedio de 90 cm/l00 años.
Conforme descienden, los glaciares encuentran temperaturas más
altas, hasta una zona donde ya no pueden continuar su
escurrimiento: la magnitud del deshielo supera a la congelación. El
glaciar marca en su frente un limite de desarrollo al depositar rocas
que transporta en el fondo, el interior y en la superficie (Figura 28)
formando una cresta transversal llamada morrena frontal.
Figura 28. Un valle glaciárico visto en perfil (a) y en plano (b).
Tipos de morrenas. L, lateral, C, central, I, interna, F, de fondo
o basal; Fr, frontal. Dibujo de Lorenzo Vázquez Selem
El movimiento de los glaciares se produce con velocidades
diversas. En los Alpes son de 10 a 40 cm/día, en el Cáucaso de
hasta 1 m/día; en el Himalaya hay glaciares que se desplazan 4 a 10
m/día y algunos, en la época del año que tienen una masa mayor;
hasta 20 m/día.
El que los glaciares se muevan a semejanza de los ríos es algo que
ya se suponía en 1820. Fue L. Agassiz quien en 1841hizo las
primeras observaciones al respecto, colocando varias estacas en un
glaciar, donde obtuvo velocidades de menos de 4 m a un poco más
de 8 m en un año, variaciones que se deben a un movimiento más
rápido en la porción central del río de hielo.
Un caso sorprendente sucedió en septiembre de 1991 cuando en un
glaciar del Tirol austriaco fue encontrado el cuerpo de un hombre,
sepultado en el hielo hace aproximadamente 5 200 años, hecho que
ha sido bien aprovechado por científicos de muy diversas
disciplinas para conocer más de la vida humana y su entorno en esa
época.
Al retroceder el frente de un glaciar por cambios climáticos
(aumento de la temperatura media anual), queda en el fondo un
cúmulo de rocas dispuesto paralelamente a la dirección del hielo, es
la morrena basal o de fondo.
Además del interés que presentan los glaciares como agentes
modeladores de la superficie terrestre, sus depósitos —las
morrenas— son indicios de antiguos avances del hielo, de la
dirección que siguieron, del límite de su extensión, e incluso de la
magnitud de la masa de hielo.
Desde principios del siglo XIX varios naturalistas observaban en la
región alpina que los depósitos de los frentes son semejantes a otros
que se observan en niveles más bajos, muy lejos de los hielos
actuales.
Fue el suizo H. de Saussure, en 1870, quien estableció que los
glaciares depositan un tipo determinado de sedimentos y buscó los
mismos en las zonas que actualmente no son afectadas por los
hielos permanentes. Su compatriota L. Agassiz encontró los
depósitos en la planicie suiza y en Nueva York, de lo que concluyó
en 1846 que, en el pasado, buena parte de Europa y Norteamérica
estuvieron cubiertas por el hielo. Los alemanes A. Penck y E.
Bruckner se dieron a la tarea de estudiar estas acumulaciones
rocosas que generalmente se presentan en zonas pequeñas; también,
mientras más antiguas son, están peor conservadas. Encontraron
que aproximadamente a la misma altitud había un depósito
semejante. Llegaron a establecer en 1909, cuatro niveles de
antiguas acumulaciones por los glaciares. Esto llevó a la conclusión
de que en el pasado los hielos habían tenido etapas de avance y
retroceso, cuatro glaciaciones principales en un poco más de un
millón de años. Así se definió el periodo Cuaternario.
Niveles semejantes de glaciación se reconocieron en Europa central
y Norteamérica. Hace unos 100 000-70 000 años se inició un
enfriamiento del clima; gradualmente, en pocos miles de años, los
hielos cubrieron el Canadá, parte de Escocia e Inglaterra, la
península escandinava, el norte de Europa y de Asia y las altas
montañas del planeta. Aproximadamente, 18 000 años antes se
inició un ascenso gradual de la temperatura, provocando el
retroceso de los hielos. Este fenómeno no fue uniforme en toda la
Tierra, en unas regiones la retirada de los hielos fue primero que en
otras.
Un rasgo que llamó la atención de los estudiosos de la naturaleza
fueron los bloques rocosos de incluso más de un metro que se
presentaban aislados en las planicies europeas; curioso porque en la
proximidad no había elevaciones de las cuales se pudieran haber
desprendido. El escocés J. Playfair, en el siglo XVIII supuso que
estos bloques habían sido transportados en otros tiempos por
glaciares; se les conoce como bloques erráticos y "viajan" a manera
de polizones en la superficie y en el interior del hielo, al que se
agregan al desprenderse de una ladera montañosa, lo que
demostraron los suizos I. Venetz y L. Agassiz en 1821. Este
ejemplo nos muestra lo importante que es aplicar correctamente el
análisis para la explicación de un fenómeno natural. De acuerdo con
algunas tendencias modernas, más apegadas a la fantasía que a la
ciencia, los bloques erráticos se deberían a la intervención de seres
extraterrestres en épocas pasadas.
Nada es estable en la superficie de la Tierra, mucho menos los
climas. Las oscilaciones de temperaturas se producen en etapas que
varían desde las 24 horas a las estaciones anuales, décadas, siglos y
milenios. Hoy día, uno de los principales temas de actualidad
científica es el posible cambio climático en el transcurso del siglo
XXI, debido fundamentalmente a las bruscas transformaciones que
está sufriendo la biosfera por la deforestación en gran escala y la
contaminación de la atmósfera1 Es posible que esto sea la causa
principal de que los glaciares montañosos hayan retrocedido en los
últimos 40 años en muchas partes del mundo, aunque los ascensos y
descensos del hielo en lapsos breves es algo normal.
En los hielos de los polos, grupos de científicos de varios países
realizan estudios consistentes en obtener muestras de hielo a
profundidad, desde unos metros y hasta más de 2 500 m. Análisis
complejos del hielo permiten establecer las condiciones climáticas
de otras épocas, incluso corresponden a más de 300 000 años para
las porciones más profundas; asimismo, se han interpretado
fenómenos volcánicos poderosos del pasado.
Se considera como un valor convencional 10 000 años para la
terminación de la última glaciación, a partir de la cual se inicia la
etapa holocénica. Pero en este breve lapso, insignificante en el
periodo Cuaternario, hubo etapas de enfriamiento y calentamiento,
humedad y aridez en distintas regiones del planeta.
LA ACCIÓN DE LOS RÍOS
El agua de deshielo es una fuente de alimentación de los ríos y
varios de los principales del planeta tienen su nacimiento en las
altas montañas cubiertas de nieve, como el Yukon en Alaska, el
Missouri en Norteamérica, el Amazonas en Sudamérica, el Rin y el
Danubio en Europa; el Indo, Ganges, Bramaputra, Mecong,
Yangtse y Huang en Asia.
Los ríos desempeñan un papel fundamental en la remoción de las
rocas, las desprenden del lecho por el que escurren; en el transporte
de los fragmentos rocosos, estos chocan, se entallan y gradualmente
se van reduciendo; de formas irregulares y angulosas se
transforman en redondeadas bien pulidas y los bloques de algunos
metros de diámetro acaban convertidos en partículas de fracciones
de milímetro. Al escurrir en las regiones montañosas predomina la
socavación o erosión vertical. En las zonas planas el proceso se
invierte, disminuye la disección vertical y aumenta la depositación
de los sedimentos.
La actividad humana ha estado siempre relacionada con los ríos.
Las grandes ciudades actuales y las culturas más antiguas surgieron
en las márgenes de ríos importantes. No sólo proporcionan el
líquido para las necesidades humanas, sino también generan energía
eléctrica, los hay navegables, de muchos cauces fluviales se extrae
material útil para la construcción y, de algunos, minerales útiles
como oro, platino y diamantes. —placeres bien conocidos por los
gambusinos. Con los ríos se relacionan problemas como las
inundaciones de ciudades, durante las crecidas extraordinarias, y la
construcción de presas, canales y puentes.
El proceso de escurrimiento en una dirección fija se observa lo
mismo en un canal natural de algunos centímetros de profundidad
que en un valle montañoso de algunos cientos de metros, como la
Barranca del Cobre en Chihuahua o el Cañón del Sumidero en
Chiapas. Distintos son los valles de la margen costera del Golfo de
México:
Bravo,
Pánuco,
Papaloapan,
Usumacinta.
Independientemente de la longitud y volumen de la corriente
fluvial, todos pertenecen a la misma familia: el barranco pequeño
en crecimiento con escurrimiento de temporada y el valle mayor,
sea el Amazonas, el Nilo o el Congo.
Los valles mayores han tenido una evolución prolongada favorecida
por diversos factores. Son esencialmente del periodo Cuaternario;
algunos pueden haber existido antes, pero las condiciones
fisiográficas eran muy distintas a las actuales.
Cualquier barranco, por pequeño que sea, es en potencia un futuro
valle fluvial, pero se transforma en tal sólo aquel que encuentra las
condiciones favorables. El río Balsas constituye una cuenca de
grandes dimensiones; los límites se obtienen trazando todos los
afluentes del mismo (Figura 29), desde su desembocadura en el
Pacífico, entre los estados de Guerrero y Michoacán, hasta las
regiones más alejadas, en los estados de Oaxaca, Puebla y México.
Figura 29. El río Balsas con todos sus afluentes constituye una gran cuenca fluvial.
La superficie de la cuenca no es constante por el trabajo de erosión
de sus afluentes. Precisamente, los más pequeños crecen con mayor
velocidad laderas arriba. Las cabeceras evolucionan por derrumbes
en las mismas.
La erosión se produce con mayor intensidad en las cuencas jóvenes
pequeñas, donde se ha calculado una velocidad de rebajamiento del
relieve, en 6.7 a 12.8 mm/año. En cambio, en las grandes cuencas
es de 1.5 a 6 mm/año.
El ingeniero francés A. Surrel definió en 1841, por primera vez, las
tres zonas distintas por las que circulan las aguas torrenciales:
cuenca de captación o cabecera, canal de escurrimiento y cono de
eyecciones (Figura 30). La primera representa el nacimiento y
alimentación de la corriente, la segunda, la zona de excavación, y la
tercera, la de acumulación de los sedimentos transportados.
Figura 30. a) Un barranco con cabecera, b)canal y c) cono de eyecciones. Dibujo de
Lorenzo Vázquez Selem
En 1945 el ingeniero estadounidense R. Horton propuso una
clasificación numérica de las corrientes fluviales de una cuenca.
Años más tarde, un científico de la misma nacionalidad, L. Leopold
en 1964 revoluciona los métodos de análisis de las cuencas
hidrológicas con la aplicación de las matemáticas. Son muchos los
autores modernos que han hecho aportaciones en este campo.
Un avance muy grande en el conocimiento de los procesos fluviales
fue considerar a las corrientes en conjunto en un sistema. Son
cuestiones tan simples como importantes. W. Davis y otros autores
clasificaron las redes fluviales por el dibujo general que muestran
en un mapa: paralela, rectangular, dendrítica, etc. (Figura 31).
Figura 31. Tipos de redes fluviales de acuerdo con su dibujo en
plano: a, dendrítica, b, rectangular; c y d, radial; e, anular; f,
paralela.
La clasificación de R. Horton, posteriormente modificada por A.
Strahler, de los órdenes de corrientes es muy sencilla: de primer
orden son las que carecen de afluentes, de segundo, las que resultan
de la unión de dos del primero, etcétera (Figura 32), pero ha sido un
valioso método para el estudio del relieve terrestre en general.
Figura 32. Clasificación de corrientes fluviales en órdenes, de
acuerdo con A. N. Strahler.
Además de estas clasificaciones básicas hay otras. Por sí mismas
son intrascendentes, pero fundamentales por lo que se puede
interpretar de cada una de ellas. La red fluvial es un elemento que
reacciona ante movimientos de levantamiento, hundimiento y fallas
geológicas. No solamente el dibujo en el plano y los órdenes de
corrientes son elementos útiles, sino muchos otros que son
considerados en muy diversos estudios aplicados: construcción de
obras de ingeniería, placeres, riesgos por inundación, búsqueda de
agua subterránea y otras.
En las montañas el agua escurre con fuerte velocidad y
gradualmente aumenta su volumen por la alimentación que recibe
de los afluentes. Predomina la erosión, la corriente permanente o
temporal corta en sentido vertical las capas de roca, formando
valles montañosos, conocidos con los nombres de: cañón, cañada,
valle en "V", garganta y otros términos. En la Sierra Madre
Occidental son notables los cañones profundos de 300 a 1 000 m y
más. En una zona los ríos abandonan la Sierra en su camino hacia el
mar; encuentran menos obstáculos para escurrir, los cauces se
hacen más amplios, conforme disminuye la pendiente aumentan las
acumulaciones de detritos; al Océano Pacífico llegan los
sedimentos más finos.
La posición de las corrientes fluviales en la superficie no es casual.
El agua escurre buscando las porciones más débiles del terreno, que
muchas veces corresponde a contactos entre unidades rocosas
distintas, grietas, fallas. Por esto, el análisis de los valles en su
longitud, profundidad, perfiles longitudinal y transversales, son
algunos de los elementos iniciales que permiten relacionar el relieve
con la estructura geológica. Así, por ejemplo, los valles fluviales
presentan una morfología en sección transversal de lo más diverso
(Figura 33), en la anchura del fondo (de metros a kilómetros) y del
borde superior; de la altura de sus laderas, de la pendiente de las
mismas y otros parámetros. Los valles son resultado de un proceso
de disección, de corte de una superficie elevada por encima del
nivel del mar en el que influyen factores como el clima, el tipo de
rocas, la estructura geológica, los movimientos endógenos y otros.
Por esto, el análisis de los valles fluviales es el inicio de los
estudios que permiten reconstruir la historia de desarrollo de una
región determinada.
Figura 33. Diversos perfiles de valles fluviales. 1 a 5 son
característicos de montañas: 1 y 2, cañon; 3, valle en V; 4, valle
en U; 6 a 8, valles de montañas menores y planicies: 6 valle de
laderas escalonadas (terrazas); 7 valle en forma de caja; 8 valle
somero con terrazas; 9 a 11, valles de planicie.
En las planicies de suave inclinación, las crecidas de los ríos
durante las lluvias torrenciales pueden alcanzar cientos de metros a
lo ancho, lo que no ocurre en las montañas. Al volver al curso
normal, el río ha dejado una capa delgada de cieno. Los suelos se
enriquecen en la zona de acumulación.
Deltas
Sigamos el curso de la corriente. Llega al océano y deposita su
carga. Si el mar es somero y no hay corrientes que transporten los
sedimentos a profundidad, se produce un relleno, al grado que
obstruye su cauce, el río busca la salida al mar por otro lado. Surgen
los brazos (Figura 34), uno, dos, o una gran cantidad; en conjunto
estos son losdeltas presentes en las costas mexicanas del Pacifico
(Río Colorado) y del Golfo de México (Bravo). Con los deltas la
tierra firme le gana terreno al mar.
Figura 34. Esquema de dos deltas: a, del Volga; b, un brazo del
Misisipi (O. Leontiev y Richagov, 1979).
En algunas regiones se unen los deltas de dos o más ríos, como
sucede con las desembocaduras de las corrientes asiáticas Huang y
Yangtse, en el Mar de China. Forman una planicie deltaica de
100km en la dirección de la corriente por 300-400km a sus lados.
También el Bramaputra, el Ganges y el Mahanadi constituyen una
planicie de dimensiones semejantes. El delta del Misisipi tiene 320
km de longitud por 300 de anchura.
El crecimiento de los deltas hacia el océano es de una velocidad
variable. En el Volga es de 170 m/año, pero por un brusco descenso
de las aguas del Caspio, donde desemboca, en la década de los años
setenta, el avance fue de hasta 500 m/año. En el Misisipi las
velocidades son heterogéneas puesto que es un sistema complejo de
varios subdeltas, uno de los cuales se desplaza hasta 75 m/año; el
del Po avanza unos 12 m/año: no es mucho, pero la ciudad de Adria
que hace 1 800 años era un puerto, ha quedado a 23 km de la costa.
Los deltas son grandes formas del relieve, de un ambiente
transicional subaéreo-subacuático. Los depósitos en el fondo
marino llegan a ser de un gran espesor: en el delta del Misisipi son
cercanos a los mil metros. No quiere decir que se haya producido el
relleno de una depresión de tal magnitud, sino que en la medida que
se depositan los sedimentos se produce un hundimiento, o sea, que
hay velocidades semejantes de acumulación y hundimiento.
Terrazas fluviales
Son muchas las formas del relieve relacionadas con la acción del
escurrimiento superficial. Unas de ellas, las terrazas, son escalones
que se forman en las márgenes del valle fluvial (Figura 35).
Figura 35. Terrazas fluviales. 1, agua; 2, aluvión; 3, lecho rocoso.
Las terrazas reflejan que la erosión no ha sido de la misma
intensidad en un tiempo determinado. Durante las etapas de mayor
erosión el valle profundiza, al pasar a una etapa en que la erosión es
débil el valle se ensancha, surge la superficie plana o ligeramente
inclinada del escalón; un incremento de la erosión y vuelve a
profundizar.
El porqué de estos cambios se ha explicado por las oscilaciones
climáticas y la actividad tectónica. La primera supone que los
cambios del clima que provocan una mayor cantidad de agua en un
río conducen a una erosión más rápida; la segunda, que el terreno se
levanta por movimientos internos, lo que provoca un aumento de la
fuerza de la erosión. Hay autores que consideran que ambas causas
pueden formar las terrazas. Son elementos jóvenes del relieve, del
Cuaternario.
Los ríos de las zonas áridas
Hay ríos que no alcanzan el océano. Las condiciones climáticas de
las zonas áridas provocan en muchos casos una alta evaporación, lo
que frena el escurrimiento. En estos ambientes se presentan arroyos
que descienden de las montañas con una fuerza extraordinaria,
aunque ocurre unos pocos días en todo un año, o una vez en el
transcurso de 10 o 20 años. Las lluvias esporádicas son torrenciales,
alimentan los cauces y forman corrientes poderosas que descienden
con fuerza y depositan los materiales en acarreo en la base de las
montañas. Surge un manto de acumulación paralelo a las cadenas
montañosas, a veces de varios kilómetros de ancho.
Los arroyos montañosos, dispuestos en forma aproximadamente
paralela, forman cada uno un cono de eyecciones y al crecer
lateralmente se fusionan originando un manto, una variedad de lo
que en geomorfología se conoce como piedemonte; en las zonas
áridas del sur de los Estados Unidos se les llama bajada y tienen
una amplia representación en el norte de México: en Coahuila,
Durango, Chihuahua y otros estados.
Los bolsones son cuencas de las zonas áridas. Consisten en
planicies rodeadas de montañas, donde se forman lagos temporales.
La acción de las corrientes superficiales es considerada el proceso
exógeno mas enérgico que modifica la superficie de la Tierra.
Como parte de todo un sistema complejo, depende de la actividad
interna, de las condiciones fisiográficas y geológicas y de las
oscilaciones climáticas.
LA DISOLUCIÓN DE LAS ROCAS
Aristóteles, en el siglo IV a.C., suponía que la Tierra en su interior
presenta canales u oquedades intercomunicadas, por los cuales
debía circular el viento y vapor de agua, su movimiento provocaba
los sismos. Grecia y sus países vecinos son una región de alta
sismicidad, con volcanes, costas marinas, montañas y cavernas. Un
relieve variado y procesos dinámicos que observaron los antiguos
naturalistas para establecer las bases de la ciencia antigua.
Naturalmente, las cavernas no se extienden hacia el centro de la
Tierra, ni tampoco tienen relación con los terremotos. Pasarían dos
milenios para que los principios de la ciencia aristotélica,
fundamental en Europa durante la Edad Media, empezaran a ser
modificados o desechados.
El proceso de formación de cavernas es de especial interés en
México, ya que en nuestro territorio se encuentran varios miles de
éstas, en gran parte no exploradas. Se produce en las rocas
compuestas de sal, yeso (sulfato de calcio hidratado) y carbonatos
de calcio y de magnesio, principalmente; el agua reacciona con
estos minerales y los transforma como a un terrón de azúcar en un
vaso de agua, guardando las proporciones debidas a tiempo. En las
rocas calizas donde predomina el carbonato de calcio (CaCO3), la
disolución es mas lenta que en sales o yesos y se produce en las
fisuras naturales de las rocas por infiltración del agua en presencia
de bioxido de carbono (CO2):
La reacción entre el ácido carbónico y el carbonato de calcio
provoca la disolución de este:
Las rocas calizas cubren grandes territorios de la superficie
terrestre. México no es la excepción, constituyen en gran parte a la
Sierra Madre Oriental, porciones de la Sierra Madre del Sur,
muchas montañas del altiplano, algunas localidades de la península
de Baja California, una gran parte de la Sierra de Chiapas, de la
planicie costera del Golfo de México y la península de Yucatán.
La disolución que se produce en las fisuras de las rocas calizas da
lugar a numerosas formas en la superficie terrestre: colinas cónicas,
rocas angulosas a manera de bloques aislados de algunos 10-15 m
de altura (Figura 36). Al infiltrarse el agua al subsuelo por una
grieta, ésta se va ampliando y en la superficie se presenta un hoyo
circular del tamaño de una moneda. De milímetros puede crecer a
centímetros, a unos metros y a cientos y algunos miles de metros de
diámetro. El pequeño pozo puede convertirse con el tiempo en una
dolina (depresión vertical de forma circular en la superficie). Pero
lo normal es que las dolinas se manifiestan en conjuntos y llegan a
unirse formando una depresión amplia.
Figura 36. Lapiaz (rocas calizas modeladas por disolución)
Los paisajes resultantes de la disolución de rocas calizas poseen
rasgos que no pueden confundirse con los originados por otros
procesos. A pesar de que están dispuestos en todos los continentes,
empezaron a estudiarse por el austriaco I. Cvijic y el francés E.
Martel a partir de 1880 en la Mesa de Karst del noroccidente de
Yugoslavia, cerca de la frontera con Italia y Austria.
El término karst —carso en italiano y también usado en lengua
española— se hizo extenso para todos los paisajes semejantes de la
Tierra y, los nombres originales de las formas particulares que
constituyen la Mesa de Karst ,se convirtieron en universales; algo
semejante a lo que ocurrió con los nombres de las regiones
francesas de Cognac y Champagne, aunque con otro sentido.
Las formas kársticas o cársicas del subsuelo son espectaculares. Su
conocimiento está al alcance de cualquier persona en cavernas
adaptadas para el turismo, como las de Cacahuamilpa en Gro., las
de García en Monterrey, N.L. y otras más en la República
Mexicana. En nuestro territorio hay miles de cavidades
subterráneas,2 la gran mayoría no son accesibles para un paseo, sino
que requiere del dominio de técnicas deportivas para su
exploración, uso de equipo complicado y costoso y, en ocasiones,
del buceo.
En las regiones montañosas se desarrollan mejor las formas que
crecen en sentido vertical descendente. En las mesas de caliza de
las porciones elevadas se inicia la infiltración del agua a través de
las grietas. El espesor de las capas de roca caliza determina la
profundidad de las cavernas de desarrollo vertical, conocidas en
México como sótanos, sumideros, simas (Figura 37). Las que
alcanzan unas decenas de metros ya son profundas, pero las hay de
cientos de metros y, hasta ahora, unas cuantas conocidas que
rebasan los mil metros de profundidad, una de ellas mexicana en el
estado de Oaxaca, en Huautla.
Figura 37. Esquema de una caverna de desarrollo vertical (C.
Lazcano, 1986), en la Sierra Gorda del estado de Querétaro.
Las cavernas horizontales, las más conocidas por su accesibilidad,
representan el cauce de un río subterráneo, aunque en muchos casos
el agua ha descendido a otro nivel y, en la temporada de lluvias,
inunda el piso de la caverna que se encuentra por encima.
En México, el karst tiene expresión a través de numerosas formas
del subsuelo que se manifiestan en la superficie como oquedades
circulares, por lo menos en los estados siguientes: Jalisco, Colima,
Michoacán, Guerrero, Oaxaca, Chiapas, Veracruz, Tamaulipas, San
Luis Potosí, Querétaro e Hidalgo, además de la península de
Yucatán, donde el karst es distinto por tratarse de una planicie de
plataforma, a diferencia del resto que es de condiciones
montañosas.
El karst de Yucatán consiste principalmente en dolinas, conocidas
en la región como cenotes. Son cientos las que cortan la capa
superior de roca caliza y terminan a unos metros de profundidad
(llegan a ser de algunas decenas) donde se encuentra el nivel de las
aguas subterráneas.
El conocimiento de estos fenómenos es importante, se trata de
circulación del agua del subsuelo aprovechable, en muchas
ocasiones, para satisfacer necesidades de poblaciones cercanas. Por
otro lado, en zonas kársticas se empezaron a construir grandes
presas en la segunda mitad de nuestro siglo, cuando se desarrollaron
técnicas para sellar las fracturas principales por las que el agua se
infiltra. Así se evita el escape del agua que se puede almacenar y se
utiliza para generar energía eléctrica. Es el caso de las grandes
construcciones en el estado de Chiapas a partir de los años sesenta.
Hay otros problemas derivados de las formas subterráneas con
crecimiento lateral en su porción superior, lo que puede provocar
hundimientos por asentamiento o derrumbe. Por ejemplo, la
población de Zongolica, Ver., que se encuentra sobre una oquedad
kárstica, con el consecuente peligro; en 1986 se produjeron avances
de las cavidades que pusieron de manifiesto el problema.
El paisaje kárstico ha sido poco estudiado en México y requiere
más atención por la utilización que se puede hacer del mismo para
obtener agua, adecuar cavernas para el desarrollo turístico, etc. Al
vecino país de Cuba, este tipo de estudios lo sitúa como el más
avanzado de América Latina. Numerosos especialistas cubanos
realizan investigaciones sobre el tema y han establecido una
velocidad de erosión por disolución de la caliza de 139 mm/1 000
años. Como datos de comparación, en Francia, en otras condiciones
climáticas, la erosión se produce con una velocidad de 120-170
mm/1 000 años; en el Cáucaso varía de 75 a 145 mm/1 000 años.
Para los isleños es un tema de importancia primordial, ya que en
Cuba el karst representa más de la mitad de su territorio y, al igual
que en la península de Yucatán, el agua se obtiene del subsuelo.
La formación de una caverna se produce en decenas y cientos de
miles de años. Las actuales son esencialmente del periodo
Cuaternario. El relieve subterráneo empieza a ser conocido por el
hombre. Constantemente se publican en revistas especializadas los
planos de cavernas recién exploradas.
En junio de 1987 la relación de las cavernas más profundas y
extensas la proporcionó el espeleólogo francés Claude Chabert. Es
la siguiente:
PRINCIPALES CAVERNAS DEL MUNDO.
LOS PROCESOS DE REMOCIÓN EN MASA
Las superficies de la Tierra que poseen una inclinación que
favorece la remoción de partículas son las laderas. Algunos autores
incluyen en esta definición hasta las de poca pendiente, de 2 a 5
grados. El 80% de la tierra firme consiste en laderas y sólo un 20%
son planicies de menos de 2° de inclinación, según los geógrafos O.
Leontiev y G. Richagov.
Las laderas han sido formadas esencialmente por procesos de
origen interno: la creación de montañas (orogenia), los
movimientos verticales de levantamiento y hundimiento, la
actividad volcánica y otros. Las laderas se encuentran en una
intensa dinámica, por lo que las originales, conservadas tal y como
fueron creadas por la actividad interna, son escasas y se limitan a
los relieves volcánicos muy jóvenes y algunas zonas en las que se
están produciendo levantamientos. La acumulación tiene un papel
secundario en su formación; la erosión se encarga de transformarlas
y destruirlas. Éste es precisamente el punto a tratar, excluyendo
aquellos procesos que ya han sido mencionados, como la acción de
los ríos, los hielos y el agua subterránea.
Hay un grupo de "procesos característicos de las laderas", llevan
este nombre y se les conoce también como gravitacionales o de
remoción en masa. A diferencia de la acción que ejercen las
corrientes fluviales y los hielos que siguen una dirección lineal con
curso definido, son de movimientos longitudinales reducidos.
Son varios los factores que condicionan estos procesos: presencia
de agua en la superficie y el subsuelo, pendiente del terreno, tipos
de rocas, estructuras de las mismas (deformaciones y rupturas),
permeabilidad y otros más. En función de los factores que se
conjugan resultan movimientos de diversas velocidades, lo que ha
permitido clasificarlos en rápidos y lentos.
Movimientos rápidos
Los derrumbes son desplomes violentos de masas rocosas de
decenas a millones de toneladas que se producen en superficies de
fuerte inclinación. Son más frecuentes en las montañas jóvenes,
donde este proceso es una parte importante de la erosión. En su
origen influye la estructura geológica, el agua y, en muchas
ocasiones, los sismos. Una vez que se precipita la masa de tierra y
rocas, puede convertirse en una corriente de lodo.
Los aludes son masas de nieve y material rocoso que se deslizan
por una ladera empinada. Son comunes en las épocas de mayor
acumulación de nieve.
La caída de rocas consiste en su desprendimiento de una ladera
empinada y su precipitación por efecto de la gravedad. A diferencia
del derrumbe, es de volumen menor pero más frecuente. Se la
conoce también como deslaves y se puede observar como algo
normal a lo largo de las carreteras que atraviesan montañas durante
las lluvias intensas o prolongadas.
Las corrientes de lodo, a diferencia de las fluviales, presentan una
alta saturación de material sólido, además, son esporádicas. Se
producen por un exceso de agua debido a un derretimiento brusco
de la nieve, o por lluvias de excepcional intensidad o duración.
Movimientos lentos
Los deslizamientos pueden ser masas de suelo, o rocas que resbalan
lentamente sobre un plano lubricado por las aguas del subsuelo. En
algunos casos son movimientos de un solo bloque que resbala sobre
otro; también los hay complejos, donde la masa en movimiento se
desmembra en dos o más bloques (Figura 38). Si éstos llegan al
borde de una pared, pueden transformarse en derrumbe y continuar
como corriente de lodo.
La solifluxión consiste en una capa de suelo de menos de 1 m de
grosor, de material fino, sobresaturada de agua: se desplaza con
velocidades promedio de 3 a 10 m por año. Se presenta incluso en
pendientes débiles, de 3 a 4 grados.
Figura 38. Tipos de procesos de remoción en masa (O. Leontiev
y G. Richagov, 1979, y otros autores). a) reptación; la capa
superior —en negro— es la porción superior del suelo, misma
que se apoya en los sedimentos en remoción, b) terrazas de
solifluxión; c) deslave (caída de rocas); d) deslizamiento simple:
1, perfil anterior de la ladera; 2, bloque fijo; 3, Bloque en
movimiento; 4, plano de fricción; 5, terraza de deslizamiento;
6, escarpe; 7, base del bloque en movimiento; 8, manantial. e)
deslizamiento rotacional de bloques; f) derrumbe.
La reptación es el movimiento más lento de partículas en una
ladera, en el subsuelo, a poca profundidad, menor de un metro. La
contracción y dilatación de los minerales por cambios de
temperatura, así como la alternancia de estados húmedos y seco,
favorecen un desplazamiento de los fragmentos más pequeños,
laderas abajo, con velocidad de 2 a 10 mm/año.
Estos son los procesos de laderas más importantes, sobre todo por
la relación que tienen con la actividad del hombre. Frecuentemente
afectan vías de comunicación, sobre todo carreteras en zonas
montañosas; poblaciones y, presas que han sido de graves
consecuencias, pues al ocuparse violentamente por una masa de
rocas, se provoca la ruptura de la misma.
En una margen de la población de Metztitlán, Hgo., se inició, a
fines de 1991, un deslizamiento de tierras de tipo complejo que dio
lugar a varios bloques escalonados (Figura 39). En el transcurso de
1992 surgieron grietas y escarpes que crecieron con mayor
velocidad durante las lluvias; las primeras ensancharon hasta 6 mm
/día, mientras que los segundos crecieron en sentido vertical en las
etapas más activas, 6 cm/día.
Figura 39. Casa afectada por el deslizamiento de tierras en
Metztitlán, Hgo. La fotografía de abajo se tomó nueve meses
después de la primera.
Los daños mayores que causan los procesos gravitacionales ocurren
cuando se combinan dos o más tipos de los antes mencionados, o lo
hacen con otros como erupciones volcánicas, sismos, corrientes
fluviales y glaciares, principalmente. Veamos algunos casos.
En noviembre de 1962 en la montaña Huascarán (6 700 m) del Perú
se desprendió de la porción superior un gran bloque de nieve y
hielo de algunos millones de metros cúbicos. Cayó verticalmente
unos 1 000 m y del impacto se formó una nube densa que inició un
movimiento laderas abajo arrastrando fragmentos de roca de
diversos tamaños. Se convirtió en poderosa corriente de lodo que
avanzó hacia la población de Ranrahirca, a una distancia vertical de
la cima del Huascarán de 4 000 m y longitudinal de 20 km. Antes
de alcanzar la población, el flujo de lodo y rocas se detuvo, formó
brevemente un lago en crecimiento que finalmente reventó y
avanzó sobre la población con una velocidad de 170 km/h. Se
calculó su masa en 13 millones de metros cúbicos, que cubrió
Ranrahirca y causó la muerte a unas 4 000 personas. Esta tragedia,
en mayores dimensiones, se repetiría en 1970, provocada por un
terremoto (Figura 40).
Figura 40. Fotografías aéreas de Ranrahirca y Yungay, Perú,
antes y después del terremoto de 1970. Cortesía de J. Tricart y
A. Gobert.
En el valle Vaiont del norte de Italia en 1963 se produjo un
deslizamiento lento de rocas que ocupaban una superficie de 2 000
por 1 600 m, con un espesor de más de 150 m. Seis meses antes de
que culminara en un derrumbe, se habían registrado velocidades de
deslizamiento de unos 4 cm/mes; debe haber sido menor al inicio y
fue aumentando gradualmente. Tres semanas antes alcanzó 1
cm/día y la última semana, 20-40 cm/día.
Rocas arcillosas se deslizaban sobre calizas. La inclinación de las
capas era la misma que la de la pendiente del terreno. Además, en la
caliza había desarrollo de formas kársticas, lo que significaba buena
circulación del agua subterránea. Lluvias prolongadas favorecieron
el movimiento de la masa de roca y de un deslizamiento pasó a un
derrumbe que rellenó un presa de 266 m de profundidad. En un
minuto, el agua contenida retrocedió cauce arriba 2 km, y a 2.5 km
abajo de la presa murieron más de 2500 personas al precipitarse una
corriente de lodo sobre la ciudad de Lagarone.
En México se vio algo semejante en 1976 cuando lluvias
extraordinarias provocaron el lleno y ruptura de una presa en una
ladera, kilómetros arriba de la ciudad de La Paz, B.C.S. Ésta se
encuentra en la base de un gigantesco cono de eyecciones. La
ruptura formó una corriente de lodo que se precipitó sobre la
ciudad. Los depósitos mayores se produjeron en las partes más altas
y fueron menores cerca del mar. Murieron más de 200 personas.
Se puede apreciar que este tipo de fenómenos son peligrosos y
aparentemente se encuentran en aumento. Sucede que los
asentamientos humanos crecen frecuentemente hacia zonas
desfavorables, lo que aumenta la posibilidad de daños y, además, la
actividad humana también induce estos fenómenos. Los accidentes
de graves consecuencias han sido casos aislados.
Otra cuestión es la conciencia que tiene el hombre sobre los riesgos
naturales por sismos, volcanes, aludes, tsunamis, etc. y es que las
comunicaciones ya no son las mismas de hace 30 años. Cuando
escurre lava de los volcanes Kilauea de Hawai o del Pacaya de
Guatemala, o cuando se produce una tragedia como la de Armero
en Colombia, las escenas son vistas en todo el mundo a través de la
televisión, mostradas por lo general con un carácter sensacionalista.
LOS PROCESOS LITORALES
Las zonas de unión entre la tierra firme y el mar son de una gran
actividad y el límite entre ambas es la línea de costa que en realidad
es una franja de decenas de metros a algunos kilómetros de
anchura, definida por la posición que tiene el mar en el litoral en el
transcurso de 24 horas.
En lapsos más prolongados, años, decenas de años, siglos y
milenios, se aprecian cambios en la posición de la línea de costa.
Son varios los factores que influyen sobre esta dinámica: 1) La
acción del oleaje, las mareas y corrientes litorales que contribuyen a
la destrucción de las rocas de la costa o a la depositación de los
sedimentos que transportan; 2) Descensos o ascensos del nivel del
mar por un mayor o menor aporte de agua por los ríos de la tierra
firme; 3) Ascensos o descensos del terreno, de origen interno. Estos
fenómenos pueden presentarse aislados o en combinación.
Prácticamente, todas las costas del planeta se están desplazando
hacia el mar o la tierra firme. También hay costas neutrales en
aparente estabilidad.
El agente principal encargado de erosionar las riberas de la tierra
firme es el oleaje que por una acción mecánica y química destruye
gradualmente las paredes rocosas al socavar las bases formando
nichos y cuevas. Posteriormente se producen deslaves y derrumbes
al perder apoyo las laderas empinadas. Este fenómeno puede ser
observado en el sur de México (Figura 41), desde Bahía de
Banderas hasta el Golfo de Tehuantepec, donde predominan las
costas llamadas abrasivas (o de erosión marina). Es el mecanismo
de formación de playas, mismas que son escasas en esta franja de
cientos de kilómetros, lo que puede tener explicación en la
actividad tectónica que se manifiesta en una alta sismicidad que
puede estar dando lugar a un ascenso de la tierra firme de mayor
intensidad que la erosión marina.
Figura 41. Costa abrasiva en Jalisco.
El caso contrario es el de las costas acumulativas, cuyo relieve se
constituye por los depósitos de material acarreado del mar a la tierra
firme, comunes en la margen del Golfo de México.
Algunas velocidades promedio que se han establecido para el
retroceso de cantiles costeros por erosión marina son de 4 a 6
mm/año entre los valores mas bajos; 6-7 a 20 cm/año como valores
intermedios y hasta 30 cm/año entre los más elevados. Varían según
las regiones en que se producen, debido a varios factores: tipo de
rocas que constituyen el cantil, la resistencia que presentan al
intemperismo y a la erosión, el grado de alteración de la roca y la
fractura de la misma.
La geomorfología de costas es la disciplina que se encarga del
estudio de la zona de contacto del océano con la tierra firme. Uno
de sus principales objetivos consiste en establecer el tipo de
procesos que dominan. No es difícil si hablamos de erosión y
acumulación, es algo que se aprecia a simple vista, aunque se deben
evaluar sus velocidades. Es necesario, además, realizar estudios
para determinar si hay o no una tendencia al cambio del nivel del
mar en la región dada.
El estudio de la dinámica del mar en las costas es mucho más
complejo que el de los ríos o de los glaciares. En los litorales la
remoción no es en un solo sentido. Los granos de roca son
transportados hacia la playa y devueltos otra vez. La dinámica del
agua es de dirección, extensión y velocidad diversas. Las olas
después de romper forman corrientes, en unos casos en el fondo, en
dirección opuesta a la línea de costa; en otros, paralelas a la misma
y en terceros, con movimientos complejos (Figura 42).
Figura 42. Tipos de corrientes litorales. Las flechas gruesas
señalan la dirección de las olas, las finas, las corrientes litorales
(O.Leontiev y G. Richagov, 1979)
Los procesos de acumulación originan grandes formas del relieve
de las costas. Las barras constituidas de arena son paralelas a la
costa y sobresalen por encima del nivel del mar. En el Golfo de
México se disponen a lo largo de algunos miles de kilómetros,
aunque no en forma continua. Separan parcial o totalmente cuerpos
de mar, como las lagunas Madre, Tamiahua, Del Carmen y de
Términos, dispuestas desde las costas de Tamaulipas hasta las de
Campeche.
Formas semejantes a las barras, pero con otra posición con respecto
a la costa, son las flechas, mismas que crecen de la costa hacia el
océano, y los tómbolos, que unen la costa con una isla.
Existen numerosas clasificaciones de las costas, realizadas en
función de forma, origen y dinámica actual. Los tipos de costas más
comunes, de aceptación universal, se mencionan en seguida.
Los fiordos son desembocaduras de glaciares montañosos en el
océano, característicos de algunas costas de Noruega y Canadá.
El término sueco skär se refiere a una planicie costera con glaciares
y formas afines. Se reconocen en Escandinavia y otras regiones.
La ría es la desembocadura de un río de valle montañoso en el
océano.
Las costas de planicie fluvial son bahías de desembocaduras de ríos
al mar en terrenos nivelados.
La costa tipo dálmata es aquella en la que paralelamente a la misma
se disponen islas y penínsulas alargadas. Son conjuntos de
montañas menores alineadas en una dirección determinada en la
que actúa la erosión. El caso representativo es Dalmacia en el mar
Adriático.
Las costas tectónicas pueden seguir una dirección paralela a una
falla. Por ejemplo, la costa entre Jalisco y Oaxaca es paralela a la
trinchera Mesoamericana, la que define su alineación. Otro caso es
el de la costa cortada por fallas transversales que provocan
hundimientos con formación de bahías.
Existen también las costas tipo Aral en las que la planicie costera es
un desierto; las costas volcánicas, donde el relieve —cabos, bahías,
etc— es determinado por erupciones jóvenes: hay un ejemplo muy
bueno en México, en San Blas, Nayarit.
Las terrazas marinas
Las oscilaciones del nivel del mar en el Cuaternario se reconocen
por antiguas líneas de costas en tierra firme y por formas de origen
subaéreo, actualmente cubiertas por el mar.
Las terrazas marinas, semejantes a las fluviales, son escalones: una
superficie plana ligeramente inclinada hacia el mar, limitada por un
escarpe que expresa un descenso brusco del nivel del mar o un
ascenso de la tierra firme en una época determinada. El cuadro
puede complicarse por la presencia de terrazas en condiciones
submarinas y subaéreas.
En México son notables las terrazas marinas en la península de Baja
California, región que en el Cuaternario ha sido sensible a los
cambios climáticos y a la actividad tectónica. Se han reconocido
series de 4 a 6 terrazas, con diferencias verticales máximas respecto
a la costa de más de 350 m.
Las costas marinas constituyen un gran sistema global, de ahí la
importancia que tiene su conocimiento no sólo en un país, sino en el
mundo. Esto incluye las terrazas marinas, testigos de las
oscilaciones del nivel del mar en el Cuaternario.
Los estudios de las costas son útiles
Nuestro país requiere de estudios a lo largo de sus 10 000 km de
litorales porque sólo a partir de su conocimiento se puede
recomendar su aprovechamiento: puertos, turismo, pesca, industria,
etc. En los países avanzados se invierten muchos recursos para este
tipo de investigaciones y los resultados han sido muy positivos.
Con los procesos costeros se cierra un ciclo de evolución del relieve
terrestre por la actividad externa. Se inicia en las altas montañas
cubiertas de nieve y con ríos de hielo —los glaciares—. Continúa
con las corrientes fluviales que llegan al mar, a veces atravesando
desiertos, como el Nilo, o regiones kársticas en las que el flujo es
esencialmente subterráneo. Termina el ciclo en los litorales y en el
fondo oceánico.
Cada proceso es individual, pero inseparable del sistema que forma
parte. No sólo existe la relación glaciar-río-oleaje, sino también los
procesos creadores del relieve: la actividad tectónica y volcánica
que controlan en su intensidad a los exógenos.
LA ACCIÓN DEL VIENTO
Los desiertos
El paisaje desértico se encuentra ampliamente dispuesto en los
continentes, en especial en las latitudes de 10 a 35 grados,
ocupando un tercio de los mismos, aunque sólo el 4% corresponde
a los verdaderos desiertos y el resto a zonas áridas y semiáridas.
Son características de los desiertos las precipitaciones escasas de
lluvia, menores de 100 mm anuales y una evaporación que supera a
la infiltración. Como consecuencia de lo anterior, la vegetación es
escasa o está totalmente ausente. La roca desnuda es alterada por el
intemperismo.
Los desiertos se encuentran en los cratones antiguos de Africa y
Australia y en las regiones tectónicas activas de unión de placas
litosféricas, en California, Chile y el Asia central. Todos los
desiertos son jóvenes. En el último millón de años ha habido
cambios dimáticos sustanciales, algunos fueron paisajes tropicales,
en otros se han alternado las condiciones áridas con las húmedas.
Las lluvias, aunque escasas, son normalmente torrenciales y
encuentran una gran cantidad de material suelto que arrastran hacia
la base de las montañas.
El relieve de los desiertos es normalmente de planicie y montañas
angostas y alargadas. La erosión es más intensa en las laderas,
mismas que retroceden y se forma, simultáneamente, un manto de
acumulación, el piedemonte o bajada (Fig. 43).
Figura 43. Perfil del relieve en una región árida del norte de
México: 1) planicie de origen lacustre; 2) piedemonte (formado
por acumulaciones en las desembocaduras de los arroyos); 3)
zona de depósitos por derrumbes y caída de rocas; 4) escarpe (
se desplaza reduciendo el volumen de las montañas); 5) laderas;
6) zona divisoria de aguas.
Las montañas pueden ser erosionadas hasta convertirse en residuos,
a manera de columnas, rocas encimadas, hongos, puentes naturales
colinas, etc. Paisajes que llenan con fotografías de colores las
páginas de libros relacionados con la Tierra.
El origen de estas formas caprichosas se debe principalmente a un
intemperismo diferencial. Esto quiere decir que actúa con mayor
intensidad en determinadas porciones: en las grietas y en las rocas
menos resistentes, de lo que resultan perfiles irregulares en una
pared vertical o inclinada, con salientes y oquedades.
Así como en los desiertos hay un conjunto de formas del relieve
debidas al intemperismo y a la erosión, también se presenta, aunque
no siempre, la zona de acumulación. El viento es el agente principal
que remueve las partículas finas, las transporta y las deposita. Se
originan barjanes (para algunos autores es sinónimo de duna):
montículos asimétricos de alturas de algunos centímetros y hasta 40
m en casos extraordinarios. Por la superficie de suave inclinación el
viento remueve la arena, al llegar a la porción superior se precipita
por gravedad, constituyendo una ladera empinada.
Los barjanes se disponen en conjuntos alineados (Figura 44), a
veces en filas paralelas de hasta 10-20 km de largo y poseen
velocidades de movimiento variables en el curso del año,
normalmente son de 10 a 32 metros por año.
Figura 44. Vista de un desierto de arena (Samalayuca, Chih.)
Semejantes a los barjanes son las dunas de las costas, formadas por
la presencia de arena en la playa y fuertes vientos que soplan del
mar al continente. Representan riesgos porque invaden cultivos,
carreteras e incluso casas habitación. Cuando se contiene el avance
de las dunas, surge la vegetación que las fija y frena su desarrollo.
Son comunes en las costas del Golfo de México, en el norte de
nuestro país; también en la península de Baja California y el Istmo
de Tehuantepec. El puerto de Tampico esta construido en parte
sobre dunas.
Las planicies de los desiertos no son solamente arenosas, las hay de
fragmentos rocosos gruesos, de suelo arcilloso duro y con lagos
salinos.
Los desiertos de condiciones más áridas (Fig. 45) se disponen en el
norte de Africa, la península arábiga, Sudáfrica, el Asia central
(Takla-Makán), Norteamérica (Altar en Sonora) y Sudamérica
(Atacama). El resto son considerados por diversos autores como
zonas áridas, porque, aunque escasa, el agua de lluvia se presenta
en mayor cantidad y, consecuentemente, también la vida vegetal y
animal.
Figura 45. 1) Desiertos y 2) zonas áridas del mundo.
Con los desiertos se relaciona el aprovechamiento de la energía
solar y eólica. Un problema es que se trata de regiones en
crecimiento. Muchos especialistas consideran que esto se debe no
tanto a un régimen natural, sino a la influencia del hombre que al
alterar el equilibrio por el uso indebido del suelo, provoca su
erosión.
LA INFLUENCIA DEL HOMBRE
Las modificaciones a la superficie de la Tierra por influencia del
hombre se inician desde que éste existe. Primero utilizó los
elementos naturales: las cuevas como morada, el agua de los ríos,
lagos y manantiales para satisfacer sus necesidades. Con el tiempo
transformaría la naturaleza en su beneficio y, en la época moderna,
con la ayuda de una tecnología complicada.
Las ciudades son modificaciones al relieve original y en los últimos
años esto adquiere importancia porque crecen en todo el mundo.
Surgieron donde había condiciones favorables, el agua en primer
lugar. Pero, con su desarrollo, muchas veces el líquido llegó a ser
insuficiente y fue necesario llevarlo de otro lugar a través de
canales y acueductos, o construir presas para almacenarlo. Con
estas obras se realiza una alteración del ambiente, se rompe un
equilibrio y se modifican los procesos de la erosión y de la
acumulación.
Un ejemplo notable en el mundo es la ciudad de México. Los
aztecas, rechazados por las tribus asentadas en las riberas del lago,
se establecieron en los islotes del interior e iniciaron la
transformación del relieve con el relleno artificial para la
construcción de calzadas y avance sobre el lago, proceso en que
supieron convivir con la naturaleza y resistir a las inundaciones que
provocaban las crecidas.
A la destrucción de Tenochtitlán por los conquistadores españoles
siguió la fundación de la nueva capital. Las condiciones eran
desfavorables para construir la ciudad en superficies sujetas a
inundación. La decisión fue política, era una forma de demostrar el
triunfo de una cultura sobre otra.
Desde entonces se inició una rápida transformación del relieve. La
ciudad avanzó sobre los lagos, se construyeron obras para expulsar
las aguas de éstos hacia los ríos de la vertiente del Golfo de
México. Primero fue el túnel y tajo de Nochistongo (1608 y 1789),
a los que siguieron los túneles de Tequixquiac (1900 y 1954). La
última gran obra es el drenaje profundo. La ciudad rebasó la
superficie lacustre, creció hacia las laderas inferiores del
piedemonte y posteriormente a las superiores, invadió los terrenos
de lavas recientes, cerros enteros y barrancos.
A principios de siglo empezaron a hacerse notables los
hundimientos de la ciudad de México que llegaron a alcanzar
velocidades de 30 cm/año. Nabor Carrillo reconoció en 1948 que el
hundimiento se debe a la extracción de agua del subsuelo, lo que
provoca disminución del volumen de las rocas arcillosas por
compactación.
Actualmente, los procesos naturales que encontraron los
conquistadores españoles en Tenochtitlán fueron ya transformados
totalmente. De los grandes lagos sólo quedan residuos, los arroyos
montañosos fueron canalizados al drenaje profundo, las riberas
fértiles están ocupadas por la gran ciudad.
Modificaciones al relieve se producen por la construcción de minas
a cielo abierto, canteras y construcciones diversas. Las presas
alteran el régimen natural de los rios, la erosión se transforma en
acumulación. Hay también datos suficientes para sostener que las
grandes presas han incrementado la sismicidad en la zona donde se
construyeron; en la mayoría los casos han sido sismos de foco poco
profundo y epicentro a unos kilómetros de distancia de la presa.
Actualmente, el hombre es el agente más importante que influye en
la transformación del relieve. Ni el nacimiento del Xictli hace unos
2 000 años alteró el sistema hidrológico en la medida que lo ha
hecho la actividad humana en los últimos años.
NOTAS
1
Veáse El veleidoso clima, núm. 127 de esta colección.
2 Un libro ilustrado con magníficas fotografías, es el de Carlos
Lazcano, Los grandes abismos de México, Ed. Jilguero, México,
1988.
V I I I .
L O S
L A G O S
LOS LAGOS son depresiones de la tierra firme ocupadas por agua.
Las lagunas son cuerpos de agua contiguos al océano, muchas veces
es agua marina que quedó aislada parcial o totalmente. El término
laguna es de uso internacional. En lengua española, sin embargo, el
uso de los dos es confuso y en México se aplica más el segundo, lo
mismo para los cuerpos de agua del altiplano que para los de la
costa.
Antiguas culturas mexicanas como Cuicuilco y Teotihuacán
florecieron en las márgenes de los lagos y, en los islotes,
Tenochtitlán que con el tiempo se convirtiría en la ciudad más
grande del mundo. Todavía hace apenas 200 años, los lagos
mexicanos se explicaban por el diluvio universal, conceptos que en
las primeras décadas fueron abandonados por el desarrolllo que
tenía ya entonces la geología, con A. Humbold, entre otros autores.
DIVERSOS TIPOS DE LAGOS.
Las depresiones cerradas en la tierra firme son incontables y se
convierten en lagos cuando hay agua suficiente y condiciones del
subsuelo que impiden la infiltración total. De acuerdo con los
procesos que dan origen a las cuencas lacustres éstas pueden ser de
varios tipos.
Los lagos de depresiones tectónicasson de muy diversas
magnitudes, pero entre ellos se encuentran los más profundos del
planeta, los que ocupan fosas tipo rift (tanganica y Baikal, los
principales).
Hay dos tipos de lagos relacionados con glaciares. Los primeros se
disponen en muchas regiones de la zonas marginales de los hielos.
Los segundos se formaron al final de la última glaciación: miles de
pequeñas depresiones fueron rellenadas por el agua de deshielo.
Son bien conocidos en Finlandia, en Canadá, en la ex Unión
Soviética y en otros países.
Los lagos volcánicosse forman en los cráteres de los grandes
edificios como el Nevado de Toluca o en los maares, donde son
frecuentes. Surgen también por el escurrimiento de lavas que
cierran el curso de los arroyos, como los de Zempoala, en los
límites de los estados de México y Morelos. De mayores
dimensiones son aquellos encerrados por cadenas de volcanes,
como Cuitzeo, Pátzcuaro y los de la cuenca de México.
Los lagos de las planicies aluviales se producen durante las
crecidas de los grandes ríos. Hacia los lados pueden inundar zonas
hasta algunos kilómetros de distancia. Al volver el agua al cauce
normal permanecen algunos cuerpos aislados.
Los lagos kársticosson comunes en las depresiones del tipo de las
dolinas (los cenotes de Yucatán y Montebello en Chiapas y en otras
formas mayores.
Hay lagos que se forman por derrumbes en las altas montañas,
constituyendo represas. Crean una verdadera cortina que encierra
las aguas. Un caso notable al respecto es el lago (o laguna) de
Metztitlán en el estado de Hidalgo (figura 46), formado en el
periodo Cuaternario por un gigantesco derrumbe que rellenó un
cañon estrecho y profundo, de aproximadamente 350 metros, de
manera que el río montañoso de unos metros de ancho se
transformó en un lago de incluso más de 2 km de anchura y
longitud que llegaba a alcanzar, durante las crecidas,algo más de 10
Km. Obras de ingeniería hechas hace más de 50 años regulan el
nivel del lago.
Figura 46. El lago de Metztitlán.
Lagos artificiales son las presas como Tequesquitengo, Mor. y
Valle de Bravo, Edo. de Mex.
Los lagos de los desiertos son cuerpos aislados: los oasis y los de
las cuencas cerradas,son del tipo de los bolsones. Lagos son
también los cuerpos de agua del interior del continente que se
forman al aislarse una porción del océano. Así surgieron el Caspio,
el Aral y el Azov.
Estos son los tipos principales de lagos. Hay otros de menor
importancia y también resultan de combinaciones de procesos:
volcánico-tectónicos, kárstico-tectónicos y otros más.