tectónicas Norteamericana, de Cocos y del Caribe

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tectónicas Norteamericana, de Cocos y del Caribe, es decir la zona en que chocan y ocurren
movimientos horizontales y verticales relativos entre ellas. La zona de subducción de la placa de
Cocos bajo la del Caribe (en la Trinchera Mesoamericana, frente a la costa de Chiapas) ha
inducido vulcanismo en diferentes épocas geológicas y ha generado frentes de deformación
evidentes, que han resultado en una compleja topografía.
La cuenca aloja a varias de las mayores fallas geológicas a través de las cuales se mueven
entre sí las placas mencionadas y son el origen de alta sismicidad en la zona (Zepeda y González
2001). Witt et al. (2012) sugieren que el sistema de fallas Tuxtla-Malpaso acomoda la mayor
parte del desplazamiento lateral actual entre la placa de Norteamérica y la del Caribe. Otro
importante sistema de fallas es el de Polochic-Motagua, que cruza por el sur de la cuenca, por el
valle de Motozintla (Carfantan 1977). La gran falla de Tuxtla es la que originó el amplio
desnivel altitudinal entre la altiplanicie y la depresión central.
Estructuras geológicas como los plegamientos ejercen un claro control estructural sobre
las corrientes fluviales y su dirección, muy evidente en los ríos de las montañas del norte. El
conjunto de fallas del cañón del Sumidero permiten el drenaje de las aguas del río Grande,
cruzando hacia Malpaso. Las fracturas actúan como zonas de debilidad, que son aprovechadas
por las corrientes fluviales (Figura 5). Dentro de la cuenca se localiza un volcán activo con
actividad reciente, el volcán Chichón (Müllerried 1957, Yarza 1992).
La Sierra Madre está constituida por un batolito, bloque montañoso resultado de
movimientos tectónicos y en parte, volcánicos, principalmente sobre rocas graníticas,
metamórficas y sedimentarias del Paleozoico (Waibel, 1946, Müllerried, 1957, INEGI 1985 y
1988). Es morfológicamente compleja, puesto que se trata de un aglomeramiento de sierras,
serranías y cerros interrumpidos por valles y planicies o cuencas (Müllerried 1957). La región
de la Sierra está ampliamente disectada. La porción sureste con valles profundos y estrechos que
paulatinamente se transforman, hacia el noroeste, en valles intermontanos cada vez más anchos como en la zona de La Frailesca-, y que penetran profundamente en la sierra, hasta presentar en
su extremo occidental un aspecto parecido a una penillanura, con montes aislados, como ocurre
en las cuencas de los ríos Cintalapa y Jiquipilas (Waibel 1946). Los valles cuentan con suelos del
cuaternario que son producto de la acumulación de sedimentos de las partes altas (INEGI 1981).
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Las altas pendientes, la presencia de rocas muy viejas, muy intemperizadas y deleznables las
hace muy susceptibles a deslizamientos de tierras y movimientos de masas en general. (Figura 6)
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Figura 5. Algunas estructuras geológicas importantes en la cuenca.
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Figura 6. Tipos de roca presentes en la Cuenca y su edad.
La altiplanicie central está compuesta principalmente por gruesas capas de rocas calizas
del Cretácico inferior y superior. Presenta un relieve tipo cárstico (con elevaciones relativamente
pequeñas y un conjunto de depresiones o dolinas, con drenaje subterráneo). Sus partes más altas
cuentan con rocas ígneas extrusivas, producto de la actividad de los volcanes Tzontehuitz y
Huitepec.
La Depresión central es una gran concavidad en forma de artesa o batea (un graben,
resultado de movimientos tectónicos, de acuerdo con Helbig (1976 y 1964), o fosa tectónica,
Lugo-Hubp 1989), que representa un amplio levantamiento relativo de la Altiplanicie respecto a
la Depresión. Está compuesta por capas de rocas calizas sensiblemente horizontales del
Cretácico inferior y superior con ligera inclinación hacia el noreste, así como por vestigios del
Terciario Inferior y una amplia faja de sedimentos que conforman suelos del cuaternario en una
banda que se extiende desde el sur de La Mesilla, municipio de Tzimol y al Sur de Pujiltic por
toda la base de los Altos. En las mesetas calizas se desarrolla un relieve cárstico o de lomeríos.
Rodeando las mesetas, en las partes más bajas y planas de los valles incluido el de Suchiapa y las
áreas donde confluye con el Santo Domingo hay lutitas, limolitas y areniscas del Terciario.
Algunas partes, bajando de los altos y al norte de Venustiano Carranza (la Sierra de Nuevo
León), cuentan con material volcánico del terciario, así como con conglomerados del
Cuaternario.
La región de las Montañas del norte de Chiapas es una abrupta región montañosa
formada en gran parte por rocas terciarias y cretácicas surcadas por multitud de fallas y una serie
de plegamientos y está muy recortada por la erosión (SGM 1996, INEGI 2012). Tienen amplia
distribución las rocas calizas y, enseguida, lutitas y areniscas muy intemperizadas. Los
plegamientos dirigen de manera muy definida a lo largo de sus sinclinales (o cañadas) los
escurrimientos fluviales. En su parte noroeste, a unos 20 km al SW de Pichucalco, se encuentra
el volcán Chichón, que hizo erupción en 1982, sepultando a varias poblaciones cercanas,
lanzando una gran cantidad de piroclastos y cenizas que se distribuyeron ampliamente.
La planicie costera del golfo se localiza casi en su totalidad en territorio de Tabasco y
sólo una pequeña parte en Chiapas. Es sensiblemente plana, con poca pendiente. Está
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constituida por suelos del cuaternario de carácter aluvial, palustre y litoral, así como algunos
remanentes de areniscas del terciario que forman lomeríos bajos.
West et al. (1985) hacen una detallada descripción de las tierras bajas de Tabasco. Ellos
identifican tres sistemas importantes de origen del paisaje: a) al sur, al pie de las montañas del
norte, una terraza aluvial del Pleistoceno formada por corrientes fluviales antecesoras del
Grijalva y Usumacinta, actualmente fragmentada y muy desgastada, que se eleva sólo pocos
metros arriba de la b) la llanura aluvial del Reciente (el Holoceno) que está integrada
principalmente por dos grandes deltas arqueados (el del Grijalva y del Usumacinta), integrada
por una composición de canales de ríos activos e inactivos, diques naturales y pantanos
secundarios , y c) las formaciones costeras de terreno bordean la planicie deltaica, como los
bordos de playa y dunas.
Recuadro 1. Historia geológica de Chiapas: un resumen.
Rafaela María Laino Guanes, Neptalí Ramírez-Marcial y Mario González-Espinosa
La historia geológica de Chiapas determinó la accidentada orografía de su territorio. Sus
acentuadas diferencias de altitud y las características climáticas (principalmente la cantidad y
distribución de las lluvias) determinan una amplia variedad de ecosistemas con diferentes tipos
de vegetación y zonas fisiográficas contrastantes y diversas. Los procesos que durante la historia
geológica dieron origen a las formaciones geológicas del estado de Chiapas han sido amplios y
complejos, con evidencia parcial desde el Precámbrico hasta nuestros días (Witt et al. 2012 a,b).
La región formó parte del lecho marino en varias ocasiones y en algún momento llegaron a
juntarse las aguas del Pacífico con las del Atlántico; también se han dado intensos procesos de
sedimentación y vulcanológicos más recientes. Los eventos más importantes ocurridos durante
las diferentes eras geológicas fueron (Manea y Manea 2006, Mandujano-Velázquez y Keppie
2009, Kim et al., 2011, Keppie y Keppie 2012):
1. Durante el Precámbrico (hace más de 544 millones de años) se formó lo que hoy
constituye parte del territorio de Chiapas. Probablemente el mar cubría todo o parte de lo
que actualmente es el estado de Chiapas y en su fondo se sedimentaron los materiales que
hoy constituyen las rocas precámbricas. Los estratos marinos formados sufrieron intensos
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plegamientos y metamorfosis por la intensa orogénesis que tuvo lugar hacia fines de esta
era.
2. A principios de la Era Paleozoica (hace entre 544 y 245 millones de años) se erosionaron
y nivelaron las sierras y cerros originados a fines del Precámbrico. Posteriormente,
debido a un movimiento geológico de hundimiento, las tierras quedaron nuevamente bajo
las aguas del mar. Posteriormente, los estratos marinos fueron profundamente alterados
por la acción de nuevos procesos de orogénesis, acompañados por la salida de magma
que formó rocas intrusivas y extrusivas. En el Paleozoico superior, los terrenos emergidos
por la última orogénesis se hundieron nuevamente en el mar. La serie de estratos marinos
demuestra la existencia de vida marina en aquel período geológico (corales, gasterópodos,
bivalvos, y quizá también algunos vertebrados, sobre todo peces). Un intenso periodo de
orogénesis acaecido hacia fines del Paleozoico, interrumpió la sedimentación marina y
produjo la elevación del fondo del mar que se convirtió en tierra firme continental o en
islas montañosas.
3. A principios de la Era Mesozoica (entre hace 245 y 65 millones de años) parte de la tierra
firme o islas montañosas sufrieron el efecto de la erosión, y se formaron capas que
incluyen restos vegetales que indican la existencia de flora continental. La distribución de
estas capas con vegetales fósiles indica que la tierra firme en esos tiempos tuvo una gran
extensión; sin embargo, no se puede saber si esas tierras formaban parte de un continente
o constituían una isla de gran tamaño.
4. Posteriormente, las condiciones geológicas cambiaron de nuevo de manera radical (en
términos geológicos), puesto que la serie de estratos continentales termina y sobre ella se
depositó la serie de estratos marinos. Esta serie marina indica que después del Jurásico el
continente o isla del Mesozoico inferior, cubierto de sedimentos continentales, se hundió
en el mar. Es posible que todo lo que actualmente es Chiapas haya sido cubierto por
aguas marinas en esta época y que el Atlántico y el Pacífico unieran sus aguas por encima
de su territorio.
5. La Era Cenozoica (desde hace 65 millones de años hasta la actualidad) se divide en dos
periodos, el Terciario, que a su vez se divide en el Paleógeno y el Neógeno, y el
Cuaternario. El Paleógeno (65 a 23 millones de años) se divide en tres épocas: Paleoceno,
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Eoceno y Oligoceno. El Neógeno (desde 23 hasta hace 1.8 millones de años) se divide en
dos épocas: el Mioceno y el Plioceno. El Cuaternario (desde hace 1.8 millones de años
hasta el presente) se divide en dos épocas, el Pleistoceno y el Holoceno o Reciente. La
sedimentación marina del Mesozoico prosiguió durante el Terciario, y la fauna y flora
fósiles corresponden a mares tropicales. Posteriormente, en el Mioceno, hubo una
intensa actividad orogénica acompañada por un marcado ascenso del fondo del mar. La
orogénesis del Terciario fue acompañada de actividad volcánica en varias regiones de
Chiapas: la Sierra Madre, la Depresión Central, la Meseta Central y las Montañas del
Norte. La orogénesis del Mioceno superior promovió la formación de montañas y se
inició un periodo de erosión, o mejor llamado de denudación, ya que en la destrucción de
las rocas no solamente interviene la actividad erosiva del agua, sino también la del aire y
de los organismos. El periodo de denudación abarcó el Plioceno y el Cuaternario, que fue
cuando se originó el actual relieve de Chiapas. En las capas del Pleistoceno se hallan
fósiles de elefantes, mamuts, caballos y otros mamíferos que se extinguieron porque al
fin del Pleistoceno cambió el clima, dando lugar a que se establecieran la fauna y flora
actuales. En el último periodo geológico, el Holoceno (desde aproximadamente 11,700
años antes del presente), se formaron depósitos que incluyen subfósiles (restos biológicos
cuya fosilización no es aún completa) idénticos o muy similares a los organismos
actuales. El Homo sapiens probablemente aparece en Chiapas hace entre 10,000 a 12,000
años, como lo demuestran los restos humanos, artefactos de piedra y otros materiales,
como cerámica y restos de construcciones.
Subducción de placas tectónicas
El sur de México presenta una variada geometría originada por la subducción de la placa de
Cocos debajo de la placa del Caribe al este; y por la subducción de la placa de Rivera debajo de
la placa de Norteamérica al oeste. En este proceso, el sur de México fue segmentado en varias
regiones; en la región sur de Oaxaca y en Chiapas la inclinación de la subducción aumenta
gradualmente a una subducción más pronunciada hacia Centroamérica (Pardo y Suárez 1995).
Una zona de subducción es donde hacen contacto las placas oceánicas con las continentales, y
subducción se refiere al hundimiento de una placa oceánica debajo de una continental. La
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presión entre ambas placas tectónicas en la zona de subducción es enorme y en sentidos opuestos,
ya que la placa oceánica se hunde bajo la continental. Estas presiones opuestas provocan los
sismos y la formación de volcanes, montañas y fracturas menores en la corteza terrestre
(Aguilar-Rodríguez 2004).
Manea y Manea (2006) describen la formación de un arco volcánico como un cinturón
continuo en el centro de México, Chiapas y Guatemala y afirman que el inicio de la subducción
en el centro de México, a mediados del Mioceno, pudo haber generado una porción de manto
caliente desde el noroeste hacia el sureste. Aproximadamente hace entre 25 y 17 millones de
años se formó el arco volcánico en un cinturón continuo en el centro de México, Chiapas y
Guatemala; posteriormente, hace 17 a 12 millones de años, por la subducción de placas que se
describió anteriormente, este cinturón comenzó a separarse en dos partes: el CMVB (Cinturón
Volcánico Central Mexicano por sus siglas en inglés Central Mexican Volcanic Belt), que fue
moviéndose hacia el interior, y el CAVA (Arco Volcánico de Centroamérica por sus siglas en
inglés Central American Volcanic Arc). Posteriormente, hace entre 12 y 7 millones de años, el
proceso de aplastamiento de la placa Cocos continuó hacia el sureste, y el CAVA se retiró en esta
dirección. Hace entre 7 y 3 millones de años el CAVA continuó su desplazamiento hacia el
sureste y la actividad volcánica cerca de la costa de Chiapas cesó por completo. El frente
volcánico de Tuxtla (TVF, por sus siglas en inglés Tuxtla Volcanic Front) se formó durante este
periodo. Finalmente, el último episodio ocurrió hace menos de tres millones de años, cuando
ocurrió el surgimiento de la actual Meseta Central de Chiapas o Arco Volcánico Chiapaneco
Moderno (MCVA, por sus siglas en inglés de Modern Chiapanecan Volcanic Arc).
Estudios recientes (Witt et al. 2012 a,b) sugieren que la mayor parte del crecimiento
topográfico que incluye a la Sierra Madre, la Depresión Central, la Altiplanicie Central y parte
de las Montañas del Norte de Chiapas propuesta por Müllerried (1957) ocurrió a mediados del
Mioceno tardío. La nueva evidencia termocronológica que presentan estos autores, combinada
con otros estudios, sugieren que las formaciones fueron acomodadas en su mayor parte durante
el desplazamiento de las placas Norteamericana y del Caribe, hace entre 6 y 5 millones de años.
Kim et al. (2011) afirman que la colisión del bloque de Yucatán con México, ocurrida en el
Mioceno, podría explicar la formación de las estructuras anormales presentes en la región.
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Los suelos
Las cartas edafológicas escala 1:250,000 (INEGI 2004-2006), muestran que en territorio
mexicano la cuenca del Grijalva presenta 17 grupos referenciales de suelos de los 30 que fueron
descritos en la primera actualización de la Base Referencial Mundial del Recurso Suelo, no
obstante que en la segunda actualización ésta se incrementó a 32, con la inclusión de los
Tecnosoles y Stagnosoles (IUSS Grupo de Trabajo WRB 2007). La diversidad de suelos que
presenta la cuenca del Grijalva es el resultado de un largo proceso de interacción de los
diferentes factores que inciden en su formación y diferenciación, en un mosaico complejo y
heterogéneo, entre los que se encuentran: las condiciones climáticas de altas temperaturas y
precipitaciones, su compleja historia geológica (ver el Recuadro 1) y variedad de rocas; su
fisiografía accidentada y la presencia de distintos ecosistemas terrestres, naturales y manejados.
Las unidades de suelos con mayor extensión en la cuenca del Grijalva son las de
Luvisoles y Leptosoles; en menor grado le siguen Gleysoles, Regosoles y Feozems. Estas cinco
unidades cubre un poco más del 76% de la superficie de la cuenca, y el 24% restante está
cubierto por las otras doce unidades de suelos (Tabla 3). En la Figura 7 se muestra la
distribución de los suelos en la cuenca. A continuación se presenta una breve descripción de los
suelos en consideración de las áreas en donde son más frecuentes y en el recuadro 2 se señalan
algunas de sus características más sobresalientes (Driessen y Dudal 1989; IUSS Grupo de
Trabajo WRB 2007).
Tabla 3. Superficie ocupada por los Grupos Referenciales de Suelos (GRS) en la Cuenca del
Grijalva, en México.
Clave GRS Nombre de la unidad principal
Hectáreas
% en México
LV
Luvisol
1,253,648
23.9
LP
Leptosol
1,093,200
20.8
GL
Gleysol
653,308
12.4
RG
Regosol
537,125
10.2
PH
Phaeozem
465,765
8.9
VR
Vertisol
254,228
4.8
31
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CM
Cambisol
238,045
4.5
AC
Acrisol
213,950
4.1
AL
Alisol
112,903
2.1
PL
Planosol
64,555
1.2
FL
Fluvisol
44,792
0.9
UM
Umbrisol
33,728
0.6
AR
Arenosol
31,888
0.6
SC
Solonchak
30,342
0.6
FR
Ferralsol
22,471
0.4
AN
Andosol
16,810
0.3
PT
Plintosol
6,087
0.1
5,072,845
96.4
157,831
3.0
23,784
0.5
Cuerpos de agua permanente
Zonas urbanas
Subtotal de agua y zonas urbanas
Superficie total dentro de México
Superficie total dentro de Guatemala
Superficie total cuenca del Grijalva
3.5
5,254,459
100
548,041
5,802,501
En la parte alta de la cuenca, sobre la porción norte de la Sierra Madre de Chiapas,
predominan las unidades de suelos: Leptosoles, Regosoles y Cambisoles, las dos primeras
unidades tienen en común el hecho de ser escasamente desarrollados, sobre rocas ígneas
intrusivas y localmente rocas metamórficas, de textura media a gruesa, en cumbres y laderas
escarpadas, con declives pronunciados, muy susceptibles a la erosión (Figura 8). Los cambisoles
se localizan predominantemente en las partes bajas, en los valles intermontanos, con menores
pendientes.
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