Tierra-superficie De La Tierra 224462

I. LA SUPERFICIE DE LA TIERRA. UN VISTAZO A UN MUNDO CAMBIANTE Autor: JOSÉ LUGO HUBP

COMITÉ DE SELECCIÓN EDICIONES PRÓLOGO INTRODUCCIÓN I. LA SUPERFICIE DE LA TIERRA II. LA TIERRA III. LA SUPERFICIE EN MOVIMIENTO IV. LOS VOLCANES V. LOS CONTINENTES VI. EL PISO OCEÁNICO VII. LOS PROCESOS EXÓGENOS VIII. LOS LAGOS IX. CONSIDERACIONES FINALES BIBLIOGRAFÍA CONTRAPORTADA PRÓLOGO

La primera edición de este libro se publicó en 1988 y, ocho años después, ya exige una revisión. Además de los avances sobre el conocimiento del planeta Tierra, en este lapso ha habido transformaciones sustanciales en el mundo, en especial en el sistema económico de varios países de Europa oriental, de lo que ha surgido un nuevo y más complejo mapa de los estados políticos. Una nueva geografía se escribe todos los años desde 1991. El crecimiento acelerado de la población mundial, las guerras y las epidemias, son problemas actuales sin una aparente solución a corto plazo. El hombre se convirtió, en la segunda mitad de este siglo, en el agente más activo de la modificación de la superficie terrestre, hoy día con mayor intensidad que hace 10 años y la situación actual parece indicar que se incrementará en las próximas décadas, lo que tiene relación no sólo con cambios de cantidad, sino que se está alterando el ecosistema global, al grado de que son cada vez más los especialistas que consideran muy probable un cambio gradual del clima en el transcurso del siglo XXI. La velocidad de transformación del relieve de la Tierra, por acción del hombre, contribuye, por un lado, a mejorar las condiciones materiales de vida para una parte de la población mundial, con la construcción de plantas generadoras de energía, vías de comunicación, explotación de recursos del suelo y el subsuelo, etcétera; por otro lado, crecen los daños a la naturaleza y el riesgo en cualquier dimensión. Respecto a la primera edición hay datos que han quedado atrás, conceptos que requieren una mayor precisión y otros que se deben agregar. Esto es

algo común en las ciencias de la Tierra: todo texto científico o de divulgación, así como mapas temáticos, son obras que nunca se terminan. Las modificaciones para esta edición se hicieron principalmente en el capitulo II, con la intención de proporcionar una información más amplia sobre el interior de la Tierra, tema que se ha seguido enriqueciendo en los últimos 15 años y que, por lo mismo, ha redundado en una comprensión cada vez mejor del relieve, el cual tiene su origen en los procesos profundos de la corteza, el manto y el núcleo terrestres. En el resto de los capítulos se agregaron algunos datos o conceptos. Es mucho más lo que se puede incluir, pero es preferible no afrontar la tarea y seguir con un vistazo a un mundo cambiante. JOSÉ LUGO HUBP 25 de octubre de 1996

INTRODUCCIÓN

La superficie terrestre ha empezado a conocerse en su totalidad durante la segunda mitad del siglo XX, después de la segunda Guerra Mundial. Si bien los continentes se han representado en mapas desde el siglo XVI, los fondos oceánicos —dos tercios de la superficie de la Tierra— se cartografiaron en grandes territorios apenas desde 1959. Hoy día tenemos un conocimiento general sobre el relieve terrestre: los cinturones montañosos, las depresiones, las planicies y otras formas de los continentes y las cuencas oceánicas. Pero al estudioso de las ciencias de la Tierra le preocupa algo más que la descripción de la superficie de ésta, le interesa, como en todas las ciencias naturales, entender el origen del objeto estudiado. Los conceptos modernos sobre este tema se han establecido en la segunda mitad del siglo XX y han transformado las ideas que predominaron los 50 años anteriores, por ejemplo: 1) El fondo oceánico posee una superficie más accidentada que la tierra firme; la diferencia de alturas entre depresiones y montañas submarinas es en muchos casos superior a la altura sobre el nivel del mar del Monte Everest. 2) El relieve terrestre se debe a una actividad interna permanente a lo largo de toda la historia geológica, aunque no de la misma intensidad ni en el tiempo ni en el espacio.

3) Los rasgos de la superficie terrestre son jóvenes; en su mayor parte se formaron en los últimos dos millones de años, aunque hay regiones más antiguas. Nuestro país es una piedra angular en la estructura de la superficie de la Tierra. Su variado relieve de sistemas montañosos, altiplanos y planicies costeras, además del de la zona económica exclusiva del fondo oceánico, atrae la atención de los especialistas de todo el mundo. Mucho de lo que se expone a continuación son conceptos surgidos de la nueva geología en los últimos cuarenta años del siglo XX; están también los principios tradicionales que no han sido modificados. Existe ya de "... la Tierra": la faz, el perfil, la superficie, la piel, la epidermis, el relieve, el pulso; libros modernos se refieren a ella como la nueva concepción, el redescubrimiento, la inquieta, la intranquila, etc. Estos títulos reflejan descripción, movimiento, novedad. Es lo que pretende este modesto libro: la descripción de algo novedoso —o no— que está en movimiento constante. En estas páginas se tratan, muy en general, temas fundamentales de la ciencia del relieve de la Tierra, la geomorfología. Mucho ha quedado al margen; se trata sólo de un vistazo a la superficie terrestre. El autor agradece la colaboración de sus colegas, los geomorfólogos Carlos Córdova Fernández de Arteaga, María Teresa García Arizaga, Lorenzo Vázquez Selem y José Juan Zamorano Orozco.

I. LA SUPERFICIE DE LA TIERRA

GENERALIDADES EL HOMBRE habita la superficie de la Tierra, en ella realiza su actividad diaria y obtiene los recursos fundamentales: el agua, los alimentos, los materiales para la construcción y muchos minerales útiles. Ha sido siempre motivo de preocupación el origen del mundo en que vivimos, sus dimensiones, su constitución interna, etc. Hoy día contamos con una información valiosa sobre estos temas, en algunos casos definitiva, en otros solamente en proceso de desarrollo. Hasta principios de los años sesenta, en los libros de geografía de la escuela primaria se demostraba la forma esférica de la Tierra con los ejemplos bien conocidos de los eclipses, del barco que se aleja o acerca con respecto al horizonte, etc. A mediados de la misma década el asunto se volvió más simple: las imágenes obtenidas desde el exterior sustituyeron a las explicaciones antiguas.

El concepto de espacio se hizo más accesible y las distancias menores. En la pantalla de un televisor se puede observar un espectáculo que se realiza a miles de kilómetros de distancia, o el recorrido de hombres o robots en la superficie lunar. En otras épocas, el tamaño del mundo era el de la superficie que dominaban los habitantes de una determinada región. Los fenómenos naturales que los afectaban eran de carácter mundial. Una gran inundación podía transformarse en la leyenda del diluvio universal, un terremoto o la erupción de un volcán eran el presagio del fin del mundo. Con el descubrimiento de América, en la agonía del siglo XV, el mundo se hizo más grande, y en la época de los satélites artificiales, más pequeño. Hoy día la velocidad de las comunicaciones aumenta, sea por los modernos medios de transporte, por el teléfono, elfax o el correo electrónico. De los 510 millones de kilómetros cuadrados de la superficie de la Tierra, 361 (70.8%) están cubiertos por el agua de los océanos; el resto es tierra firme. El punto más alto es la cima del Everest, 8 848 m, mientras que el más bajo conocido se encuentra en la trinchera de las Marianas y posee 11 022 m de profundidad con respecto al nivel del mar. De esta manera, hay aproximadamente 20 km de diferencia vertical entre puntos extremos. Si el concepto de espacio ha sido asimilado con dificultad por el hombre, mucho más difícil lo ha sido el del tiempo. Es natural que limitemos la vida de la naturaleza a nuestra escala de comprensión. La vida humana tiene un promedio de 70 años y la historia difícilmente registra lo sucedido hasta hace sólo 3 000 años. Todos los pueblos han tratado siempre de explicar el origen del mundo y, a falta de elementos para ello, lo atribuyeron a la voluntad de divinidades poderosas. A partir del siglo XVIII surgieron atrevidas hipótesis sobre el origen, edad de la Tierra y dimensiones del universo, en una lucha heroica contra el oscurantismo que dominaba en Europa. Los primeros conceptos científicos sobre el origen de la Tierra los expusieron Kant y después Laplace en el siglo XVIII, y a partir de ellos se desarrolla la astronomía moderna. Buffon propuso en 1759 una edad mínima de 75 000 años para la Tierra, herejía que escandalizó a la autoridad eclesiástica. Avanzando gradualmente, con uno que otro tropiezo, la geología actual ha llegado ha establecer que la Tierra tiene una edad aproximada de 4 500 millones de años. Otro problema es el origen de las irregularidades de la superficie terrestre. La ciencia moderna tiene que dar respuesta a interrogantes como éstas: ¿Cómo se formaron las montañas? ¿Por qué hay fosas profundas en los océanos?, ¿Por qué existen continentes y océanos?. La explicación puede hacerse en forma simple: las deformaciones de la superficie terrestre son una manifestación de los procesos que ocurren en el interior (endógenos) y en el exterior de la Tierra (exógenos) y se deben a la propiedad del movimiento permanente de la materia. La erupción de un volcán, un sismo, la deformación de las capas de rocas que constituyen las montañas, son manifestaciones de la actividad interna; la lluvia, el viento, los cambios de

temperatura, las olas marinas, son ejemplos del movimiento de la materia en el exterior Los procesos internos se encargan de crear las grandes formas del relieve terrestre: los continentes, los sistemas montañosos, las depresiones oceánicas, etc. Los procesos externos, relacionados con el clima y la fuerza de la gravedad, nivelan este relieve: las montañas son rebajadas y las depresiones rellenadas con sedimentos. Ambos fenómenos poseen velocidades determinadas. El relieve terrestre es el resultado de la lucha de procesos antagónicos internos y externos. Si dejara de existir la actividad endógena, la superficie de la Tierra se volvería homogénea: el proceso de destrucción de las montañas sería continuo e irreversible. Prácticamente no existe porción estable. La actividad interna se manifiesta en grandes territorios por movimientos de ascenso, de hundimiento o de desplazamiento horizontal. Se producen con una velocidad variable, de milímetros a metros por siglo; lo mismo los procesos exógenos. Las altas montañas se han formado por ascensos de mayor velocidad que la erosión que las destruye; las fosas profundas de los océanos, y algunas de los continentes, resultaron por un hundimiento cuya velocidad es superior a la de la acumulación de sedimentos que se encargan de rellenarla. Al establecerse la geología, ciencia que estudia la Tierra, a mediados del siglo XIX, quedó claro para los científicos de la época que estos procesos endógenos habían actuado con notable intensidad en determinadas etapas de la vida de nuestro planeta, pero no se consideró que fueran permanentes y que en la actualidad se manifestaran en algunas regiones. No se tenían suficientes elementos para llegar a tales conclusiones. La geología evoluciona tanto por las observaciones directas que en la naturaleza hacen los especialistas, como por el avance de otras ciencias. La física de Newton permitió elaborar nuevas teorías sobre la estructura interna de la Tierra; la química de Lavoisier influyó en un mejor conocimiento de las rocas y los minerales; los conceptos evolucionistas de Darwin fueron aplicados en la geología. Para fines del siglo pasado y principios del actual, la física y la química se transforman con los descubrimientos de la radiactividad, de los rayos X y de la estructura atómica. La geología aplica métodos cuantitativos y su alianza con otras disciplinas da origen a terceras: la geofísica y la geoquímica son las principales; de la unión de la geología y la geografía física surgió la geomorfología, ciencia o disciplina del relieve terrestre. El estudio y comprensión de éste se basa en una trilogía: agente, proceso y forma. El primero es el sujeto que lleva a cabo una acción (el agua de los ríos, el viento, el magma, etc.); el proceso es la acción que realizan los agentes: erosión (destrucción), acumulación, volcanismo, etc.; la forma es el resultado, el objeto: valles, dunas, deltas, volcanes, etcétera.

II. LA TIERRA

ALGUNOS DATOS SOBRE SU ESTRUCTURA Y EVOLUCION LAS ROCAS que constituyen nuestro planeta están dispuestas desde el centro del globo hasta la superficie, de mayor a menor densidad. Esto es algo que se ha inferido a partir de las leyes de la física, de la composición de los meteoritos y del estudio de las ondas que producen los sismos, mismas que se propagan a través de la Tierra y cuyo estudio ha permitido a los geofísicos determinar a qué a profundidades más o menos constantes sufren cambios bruscos en su velocidad, lo que se relaciona con zonas donde se producen también bruscas transformaciones en la composición de las rocas, en su densidad y temperatura. Así, se han definido dos capas gigantescas, el manto y el núcleoy cada una ellas subdividida en dos (Figura 1). Por encima del manto se encuentra la capa superior; comparativamente muy delgada, la corteza terrestre.

Figura 1. Estructura interna de la Tierra.

En la medida en que se desciende al interior de la Tierra, la temperatura aumenta en un promedio de 3°C por cada 100 metros, hecho que fue observado desde el siglo pasado en minas profundas. Pero este incremento gradual, conocido como gradiente geotérmico,no se mantiene en esa proporción, sino que, a unos cuantos kilómetros, debe descender; de lo contrario, en la porción profunda del núcleo las temperaturas serían extraordinarias, del orden de 150 000°C. Actualmente se considera que deben de ser de un máximo de 6 000°C. El valor del gradiente geotérmico es muy variable: en algunas zonas volcánicas alcanza 90°C/km, mientras que en otras es de 6°C/km. El calor interno que llega a la superficie terrestre se atribuye fundamentalmente a los elementos radiactivos —

todavía abundantes en la constitución de nuestro planeta— y se mide por la cantidad del mismo que atraviesa una superficie en un tiempo determinado: es el flujo térmico o flujo calorífico y se expresa en calorías por centímetro cuadrado por segundo. Los sismos producen dos tipos principales de ondas que se propagan en el interior de la Tierra de distinta manera. Son conocidas por los múltiples registros que se han hecho en las estaciones sismológicas en distintos puntos del mundo. Las ondas p (primarias) más rápidas, se difunden en un ambiente sólido, líquido o gaseoso; las ondas s (secundarias), sólo aparecen en los sólidos. La corteza terrestre La corteza terrestre es la capa superior. Tiene un grosor variable que alcanza un máximo de 75 km bajo la cordillera del Himalaya y se reduce a menos de 7 km en la mayor parte de las zonas profundas de los océanos. En uno y otro caso la corteza es distinta, lo que permite diferenciarla entre continental y oceánica (Figura 2).

Figura 2. Estructura de la corteza terrestre.

La estructura de la corteza continental es la siguiente: 1) Su capa superficial es un conjunto de rocas sedimentarias, con un grosor máximo de 20-25 km, que se forma esencialmente en el fondo del mar por la acumulación de sedimentos (fragmentos rocosos cuyo tamaño va de fracción de milímetro a metros) en distintas etapas de la historia geológica. La edad más antigua de estas rocas es de hasta 3 800 millones de años

(m.a.) y hay porciones de la corteza donde dichas rocas no existen, o son capas muy delgadas. 2) Por debajo de la capa de rocas sedimentarias existen (en muchas regiones a partir de la superficie) rocas del tipo del granito, formadas por enfriamiento de magma y constituidas esencialmente por cuarzo y feldespatos (minerales en los que predominan los silicatos de aluminio y potasio, con otros elementos asociados, principalmente sodio y calcio). Se calcula que, bajo los sistemas montañosos, el grosor de esta capa es de más de 30 km. 3) La tercera capa rocosa, que subyace a la anterior, se ha inferido como semejante a los basaltos, rocas magmáticas con menor cantidad de sílice que los granitos y que debe tener un grosor general de 15-20 km, con incrementos de hasta 40 km. A diferencia de la corteza continental, la oceánica es geológicamente joven en su totalidad, con una edad máxima determinada hasta ahora de 180 m.a. La palabra continente se refiere a bloques gigantescos constituidos esencialmente por rocas del tipo del granito que se extienden bajo las aguas de los océanos hasta profundidades que varían de los 2 500 a los 4 000 m. La región que emerge por encima del nivel del mar es la tierra firme. La arquitectura de la corteza es distinta bajo las zonas profundas de los océanos, con un grosor de 5 a 8 km y densidad de 3-3.1. Aquí también encontramos tres capas principales de rocas: 1) Sedimentaria, formada por las acumulaciones constantes de fragmentos de roca y organismos en los océanos. El grosor es muy variable, con máximos de 10-15 km en algunas regiones, hasta menos de 500 m en otras. 2) Subyace una capa de rocas del tipo del basalto de 1.5 a 2 km de grosor, mezclada con sedimentos y con rocas de la capa inferior. 3) La tercera capa está constituida por rocas del tipo del gabro (semejante al basalto en composición, pero de origen profundo) y se calcula que es de unos 5 kilómetros de grosor ( Figura 2). Parece que la corteza oceánica se debe al enfriamiento de magma proveniente del manto superior. El manto

El limite inferior de la corteza terrestre se ha establecido por las ondas sísmicas que cambian de una velocidad de 7.6 a 8 km/seg., valores promedio. Es un fenómeno de carácter global: se reconoce más o menos a la misma profundidad en toda la Tierra, en una zona de 3-4 km en sentido vertical conocida como discontinuidad de Mohorovicic(Moho, para muchos autores). A partir de ésta continúa el manto, una capa de 2 900 km de grosor, constituida por rocas más densas, donde predominan las peridotitas, rocas de silicatos de hierro y magnesio. Entre los 100 y 1 000 km de profundidad se produce una aceleración de las ondas sísmicas en varias zonas, pero en especial a 650-670 km de profundidad, lo que ha permitido definir un límite entre el manto superior y el inferior. Se infiere como un cambio de la estructura, de un medio plástico a otro rígido, donde es posible que se conserve la composición química en general. La velocidad de las ondas p disminuye bruscamente a 2 900 km de profundidad de 13 a 8 km/seg. y las ondas s dejan de propagarse. El paso del manto al núcleo externo, de un medio sólido a otro líquido, es la discontinuidad de Gutenberg. La corteza continental creció por una diferenciación química del manto superior; que se inició tal vez hace unos 3 800 m.a. Algunos autores, como S. Moorbath, suponen que toda la corteza continental, exceptuando la capa sedimentaria, tiene su origen en la diferenciación de la materia proveniente del manto. En la base del manto superior la densidad es de unos 5.5. En la porción superior del manto es donde se producen las corrientes de convección: grandes masas de materia fundida, que provienen de zonas de temperatura más altas, semejante al agua que hierve en una olla, desplazándose de la porción más caliente a la más fría. Ésta es la actividad principal del manto superior; en la que influye el calor proveniente del núcleo. Las corrientes de convección son el motor que mueve las placas litosféricas. El núcleo El núcleo es una gigantesca esfera metálica que tiene un radio de 3 485 km, semejante por su tamaño al planeta Marte. La densidad varía, de cerca de 9 en el borde exterior a 12 en la parte interna. Se ha inferido que su constitución es de hierro y níquel, con agregados principalmente de cobre, oxígeno y azufre. El núcleo externo es líquido, con un radio de 2 300 km. La diferencia con el núcleo interno se manifiesta por un aumento brusco en la velocidad de las ondas p a una profundidad entre 5 000 y 5 200 km, lo que ha permitido definir el límite entre ambos núcleos.

El núcleo interno tiene un radio de 1 220 km. Se considera que es sólido y sus temperaturas son del orden de 4 000 a 5 000° C. Es posible que el núcleo interno sea resultado de la cristalización de lo que fue una masa líquida de mayor magnitud y que continúe este proceso de crecimiento. Se supone también que la energía calorífica influye en el manto, en particular en lascorrientes de convección. Este concepto, todavía novedoso, tratado por algunos científicos como R. Jeanloz, hace del núcleo una pieza activa de la dinámica terrestre. Actualmente se considera que el núcleo interno posee un movimiento de rotación y es posible que se encuentre en crecimiento a costa del externo que se reduce. Muchos especialistas calculan que hace 4 000 m.a. la Tierra ya poseía un campo magnético, es decir; un núcleo metálico definido, lo que representó una nueva etapa de desarrollo del planeta; fue la frontera entre el proceso de consolidación y el enfriamiento de su superficie. Las capas del interior de la Tierra han dejado de ser cuerpos aislados entre sí para convertirse en partes de un sistema, que como en la maquinaria de un reloj de poleas —de los antiguos— actúan en interdependencia. Litosfera, astenosfera y mesosfera La clasificación en corteza, manto y núcleo obedece a cambios de la composición química asociados con otros de temperatura, presión y densidad. Actualmente se utiliza, además, una clasificación basada en la actividad o dinámica interna, donde se reconocen lalitosfera, la astenosfera y la mesosfera, a las que se agregan núcleo exterior e interior. La litosfera comprende toda la corteza terrestre, más la porción superior del manto. Es, en sí, una capa rígida que tiene movimiento sobre otra plástica (astenosfera). El grosor es variable, de 50-150 km bajo los océanos y, hasta 300-400 km bajo los continentes. Está fragmentada en grandes bloques o placas litosféricas. La astenosfera fue definida de manera preliminar por B. Gutenberg en 1926; con mayor precisión, lo fue hasta fines de la década de los años cincuenta. Su borde superior se encuentra a una profundidad de 50-400 km bajo la superficie, aunque no se conoce su extensión total. Las ondas sísmicas disminuyen su velocidad, en especial las s, al pasar a un medio de menor densidad. Esta capa se destruye de manera constante, ya que al enfriarse se agrega a la base de la litosfera. La porción del manto que se encuentra bajo la astenosfera es la mesosfera (manto inferior).

EL ORIGEN DE LA CORTEZA Surge el problema de por qué existen los bloques elevados, que son los continentes, y las depresiones oceánicas. ¿Qué fue primero, la corteza continental o la oceánica? ¿Cuándo surgieron? Estas y otras interrogantes no tienen aún una respuesta definitiva. Una teoría considera que la corteza granítica existe desde que la Tierra se enfrió hace 4 000 m.a. El granito es de menor densidad que el basalto, por lo que se encuentra en la porción superior. Los elementos más pesados deben constituir el núcleo y los más ligeros se encuentran en las capas de la atmósfera. Todo esto es muy lógico, pero actualmente predomina otro punto de vista: la corteza granítica no existía al inicio de la vida de nuestro planeta. La Tierra, al igual que el resto de los planetas del sistema solar, surgió de una nebulosa solar. Hace 4 600 m.a. debe de haber tenido un tamaño semejante al actual, y se formó por condensación de la materia de la nebulosa, así como por fragmentos de otros cuerpos planetarios que se agregaron. Fue una etapa de crecimiento (acreción) y aumento de la temperatura por efecto, principalmente,de los elementos radiactivos que entonces eran más abundantes; asimismo, se producía una contracción del planeta y los impactos de meteoritos eran frecuentes. Ambos fenómenos contribuían al calentamiento. El estudio de los planetas del sistema solar ha sido fundamental para entender cómo era la superficie original de la Tierra. Es de aceptación general que los planetas se formaron en una misma época y, aunque están constituidos por los mismos elementos químicos, la proporción en la estructura de cada uno debe de ser distinta. Hay otros factores que los distinguen: su masa y la distancia del Sol. En función de estos parámetros, la evolución de cada planeta ha sido diferente en los últimos 4 000 millones de años. Se considera que hace 4 000 m.a., la Tierra poseía condiciones semejantes a las de la Luna en la actualidad: no iguales. Un intenso bombardeo meteorítico provocaba la formación de cráteres en la superficie y, en muchos casos, se acompañaba por ascensos de magma que se derramaban rellenando las depresiones. De esta forma se originó una corteza basáltica, semejante a la que subyace a los océanos en sus regiones profundas. Todavía son pocos los elementos con que se cuenta para apoyar estas teorías, que se basan en el estado actual de la física y la química y en lo poco que se conoce de otros planetas. La teoría de Laplace, del siglo XVIII, se apoyó en las leyes de Newton. Hoy día la ciencia es distinta; las teorías se perfeccionan o son sustituidas por otras. Continúan en evolución y no han llegado a explicar, en su totalidad,

los fenómenos del universo: de la materia y su movimiento, desde las dimensiones cósmicas hasta las infinitamente pequeñas. En la reconstrucción de la historia de la Tierra sucede lo mismo que en la historia de la humanidad: mientras más nos remontamos en el tiempo, tenemos menos elementos para explicar el pasado. Los archivos —rocas en un caso, restos de culturas antiguas en otro— se reducen considerablemente. Las rocas que se formaron en la etapa más temprana de la vida de la Tierra, en su corteza original, fueron destruidas, transformadas o cubiertas a lo largo del tiempo geológico. Cuando se realicen análisis de las rocas de Marte y Venus tendremos una información más completa. En la investigación es importante la comparación del objeto en estudio con otro semejante. En la medida en que conozcamos mejor el relieve de los planetas, sabremos más del de la Tierra. LA EVOLUCIÓN DE LOS CONTINENTES Para algunas rocas se han determinado edades de hasta 3 800 m.a., mismas que se formaron en un medio acuático, lo cual permite suponer que entre 3 800 y 4 000 m.a. antes se originó la atmósfera. Puede ser que ésta haya existido desde que se constituyó la superficie sólida de la Tierra, por la concentración de los elementos más ligeros durante el proceso de enfriamiento, es la opinión de algunos especialistas; otros atribuyen una gran importancia al vulcanismo de la etapa inicial de desarrollo. Las erupciones volcánicas son ricas en gases, cuya acumulación gradual pudo formar la atmósfera, con una proporción de elementos químicos muy distinta de la actual. Al alcanzar determinada composición surgió el agua, que al precipitarse y escurrir fue rellenando las depresiones del relieve. Pudo haber sido el inicio de la formación de los actuales océanos. El agua en o con las rocas provoca reacciones químicas que van destruyendo lentamente los minerales que las constituyen. Una masa sólida y compacta se convierte en una sustancia deleznable de granos pequeños. La acción mecánica del fluido transporta los fragmentos de roca (sedimentos) hasta los océanos y al depositarlos origina otras rocas, las sedimentarias. Este proceso, de muchos millones de años, representó una nueva etapa en la evolución de la Tierra y, muy en especial, en su relieve. Algunos investigadores suponen que desde hace 3 500 m.a. se produjeron fracturas profundas que desmembraron la corteza en grandes bloques, lo que pudo haber sido el inicio del movimiento de placas litosféricas. Los restos de organismos más antiguos que se conocen tienen edades de hasta 3 400 m.a. La vida surgió en sus formas elementales en un medio acuático y evolucionó a lo largo de miles de millones de años, hasta las

formas actuales, incluyendo al hombre; las transformaciones son tan complejas como las que ha sufrido el relieve terrestre. Hace 2 500 m.a. no existían grandes masas continentales, sino menores, y se elevaban sobre el océano; pero fue a partir de esa época cuando creció la corteza continental, lo que en apariencia fue una manifestación de pérdida de calor del manto. Las transformaciones se dieron en la atmósfera y en la vida cuando dominaban algas, hongos y bacterias, dando lugar a la aparición de formas más complejas. Las capas de rocas sedimentarias crecieron en grosor en las cuencas oceánicas. Procesos internos relacionados con altas temperaturas las transformaron —en algunas regiones— en otras rocas, las metamórficas. Cubrieron territorios cada vez más grandes. Así se fue formando la corteza continental y tuvo un notable desarrollo hasta hace 1 700 m.a. La separación de grandes bloques dio origen al mar de Tetis (Mediterráneo) y al de los Urales-Okhotsk y, posteriormente, al cerrarse los océanos, se convirtieron en sistemas montañosos. Doscientos m.a. antes, todos los continentes estaban unidos en Pangea (Figura 3). Norteamérica y Eurasia, en el norte, formaban Laurasia; en el sur; Sudamérica, Africa y la Antártida constituían Gondwana.

Figura 3. Hace 200 millones de años los continentes estaban unidos en uno solo: pangea ( R. Dietz y J. Holden, 1970).

La formación del Atlántico se inició hace 150 m.a. y separo a América de Europa. En los últimos 50 m.a. se definieron los rasgos principales de los continentes actuales. Aun cuando se conserva mucho de su configuración original, el

relieve de la Tierra tiene su desarrollo principalmente en el último millón de años, o dos millones, edad que se atribuye al periodo Cuaternario. En ese periodo emergieron, sobre el nivel del mar, regiones como parte de la península de Yucatán y de Centroamérica y, las altas montañas del Asia Central, se elevan con una velocidad considerable; se formó el actual Golfo de California, por la separación de la península; surgieron la inmensa mayoría de volcanes jóvenes alineados en continentes y océanos. Esta actividad es simplemente una continuación del movimiento y de la vida en el planeta durante más de 4 000 m.a. No se presenta con la misma intensidad en toda la superficie, sino en determinadas regiones, entre otras, gran parte del territorio mexicano, Centroamérica y el Caribe. Para concluir, hay que señalar que la Tierra evolucionó con una rapidez considerable, lo que la distingue del resto de los planetas del sistema solar; porque, como considera S. Moorbath, gracias a su masa pudo retener el calor generado por la desintegración de los isótopos radiactivos, mientras que en la Luna, Marte y Venus, la energía calorífica se redujo en un tiempo breve. Todavía hay poca información sobre otros astros. La Luna posee un relieve de cráteres meteoríticos y volcánicos. Parece que conserva el mismo tipo de corteza desde su formación. En su superficie se colocaron instrumentos que registraron sismos, y aunque lo más probable es que éstos se hayan producido por impactos de meteoritos, no se ha descartado el origen profundo de algunos, lo que afirmaría una actividad interna en el satélite terrestre. Marte, un planeta considerablemente menor que la Tierra, posee una montaña de más de 23 km de altura. La máxima vertical del relieve terrestre es de casi 20 km. Uno de loscanales de Marte es una depresión alargada de 1 500 km de longitud por 200 km de ancho y 6 km de profundidad. En Venus predominan las planicies, pero se encuentran también verdaderos sistemas montañosos de origen volcánico; entre otras elevaciones se encuentra la del Monte Maxwell, de 11 km de altura. El relieve de estos cuerpos celestes no es estático. Se ve afectado por caídas de meteoritos, posible actividad interna e incluso procesos de erosión y acumulación, causados principalmente por el viento.

III. LA SUPERFICIE EN MOVIMIENTO

LAS TRANSFORMACIONES que ocurren constantemente en la superficie terrestre son, en muchos casos, vividas por el hombre. El volcán Paricutín, en el estado de Michoacán, pudo ser observado desde su nacimiento, en febrero de 1943, hasta su aparente culminación, en 1952. Poderosas corrientes de lodo cubrieron los poblados de Yungay, Perú, en 1970, y Armero, Colombia, en 1985. Unas semanas o minutos fueron suficientes para que cambiara una porción del relieve terrestre.

Pero no todos los fenómenos que contribuyen a la modificación de la superficie de la Tierra son de esta naturaleza. Hay movimientos cuyos efectos son apreciables después de decenas de años, de miles de años, de cientos de miles y de millones de años. Hemos tardado mucho en entender esto. Las observaciones directas con fines científicos se comenzaron a realizar hace 200 años, pero con precisión, con el uso de instrumentos, hace apenas medio siglo. Para poder verificar muchas hipótesis sobre la dinámica del relieve terrestre necesitaríamos una información acumulada durante pocos miles de años; tan sólo de los últimos quince mil ya sería de mucha utilidad. Este breve retroceso en el tiempo nos conduciría a otros paisajes: las márgenes de los glaciares actuales se encontraban en una posición más baja, cubriendo una superficie mayor de Eurasia y América; una buena cantidad de volcanes, incluso de México, no existían, otros eran de menor altitud; las líneas de costa, aunque en general semejantes a las actuales, ocupaban una posición distinta, hacia el continente o hacia el océano. Hoy día sabemos que el nivel de la tierra firme cambia constantemente con respecto al nivel del mar. Se han medido velocidades que no imaginaron los científicos más radicales de fines del siglo pasado y principios del actual. Sin embargo, el conocimiento de estos fenómenos no se resuelve con la obtención de datos precisos de los últimos 30-50 años. No sabemos cómo se comportan estos movimientos en el transcurso del tiempo. ¿Predominan los de un mismo signo y velocidad durante un lapso prolongado? ¿Se alternan movimientos de distinto signo (elevación y descenso) de la superficie terrestre? La información obtenida en medio siglo no es extrapolable para los últimos milenios. En otro caso, para poder explicar cómo se formaron los grande sistemas montañosos (Andes, Himalaya, etc.), necesitaríamos que las observaciones hubieran durado por lo menos dos millones de años. Así, sucesivamente, podríamos continuar y remontarnos a 4 500 millones de años para conocer la historia de nuestro planeta. Con el fortalecimiento de la geología moderna, en el último tercio del siglo XIX, se fue aclarando que la superficie terrestre es producto de transformaciones sustanciales permanentes, pero no era entonces posible comprender la magnitud de los movimientos, ni su duración en el tiempo. Hoy día, esto es mejor conocido y se apoya fundamentalmente en lo tratado en el capitulo anterior sobre la actividad en el manto y núcleo terrestres. LAS PLACAS LITOSFÉRICAS Hacia la mitad del siglo XX ya se tenía la concepción de que la superficie terrestre es muy activa, incluso con procesos actuales de formación de montañas en algunas regiones del planeta. Esto se reforzó al surgir, a fines de la década de los años sesenta,la nueva teoría de la tectónica global o de las placas litosféricas.

Hoy día sabemos que los movimientos que modifican la superficie terrestre son de varios tipos: los horizontales, que incluyen los desplazamientos permanentes de los continentes y, en estrecha relación, los movimientos verticales de levantamiento y hundimiento. La litosfera —capa rígida— está dividida en seis fragmentos mayores, de tal manera que un mapamundi se asemeja a un rompecabezas, donde las piezas están en movimiento, separadas por líneas que son las zonas de mayor actividad sísmica y, en ocasiones, volcánica. Fue a principios de los años sesenta del siglo XX cuando los estudios del fondo oceánico empezaron a aportar nuevos datos que renovaron la vieja hipótesis conocida en español como la deriva de los continentes (Kontinentverschiebungen), elaborada por el germano Alfred Wegener en 1912. La teoría de la tectónica de placas representa una de las revoluciones más importantes en la historia de la geología. Durante más de 100 años predominó la teoría del geosinclinal;dio explicación al origen de los continentes y océanos a partir de movimientos principalmente verticales. Se basa en el hecho de que en determinadas porciones de los fondos oceánicos se produce acumulación de sedimentos a lo largo de muchos millones de años, acompañada de un hundimiento, lo que permite que el proceso tenga continuidad. Así, se alcanzan grosores del orden de 5-20 km. Posteriormente cesa el hundimiento, el fondo marino se transforma en tierra firme y la masa gigantesca de sedimentos puede convertirse en un sistema montañoso, es decir, la orogénesis u orogenia. A lo largo del tiempo geológico, el proceso de movimiento de los continentes se produce en forma cíclica: se unen en una gran masa —el supercontinente —, misma que se fractura; bloques gigantescos —los continentes— se separan y desplazan alejándose uno de otro para después volver a unirse: es el ciclo de Wilson, llamado así en honor del científico estadounidense que hizo grandes aportes a la nueva concepción de la Tierra. La teoría del geosinclinal, elaborada originalmente por J. Hall en 1859, constituyó los cimientos de la geología. Supone una fosa oceánica en hundimiento que se acompaña de sedimentación; J. D. Dana enriqueció el concepto y fue quien propuso el términogeosinclinal en 1873. La teoría —a manera de un proceso continuo de acumulación de sedimentos— fue creciendo durante más de 100 años, producto de los nuevos conocimientos que aportaban los estudios geológicos en todo el mundo y, por lo mismo, fue de enorme utilidad para el desarrollo de la nueva teoría de la tectónica global. A diferencia de ésta, aquélla es una explicación más compleja y, aunque está basada en principios bien fundamentados, no era posible su comprobación. En la década de los años sesenta hubo descubrimientos notables en diversas disciplinas de las geociencias; por ejemplo, los primeros mapas del relieve

del fondo oceánico, el cambio del polo magnético terrestre a través del tiempo, un mejor conocimiento de los tipos de rocas, sus grosores y edades de las zonas más profundas de los océanos, así como nueva información sobre el interior de la Tierra. Todo esto entró en contradicción con los conceptos de la posición fija de los continentes y las cuencas oceánicas. Los especialistas propusieron otros mecanismos de la formación de los sistemas montañosos y las cuencas oceánicas: fue la formulación de la teoría de las placas litosféricas la que convirtió al planeta Tierra, en todo su interior y en su superficie, en un elemento mucho más vigoroso y activo —tendencia general a lo largo de los últimos 500 años—. Además, representa una explicación mucho más accesible y lógica. Las razones de que en un momento determinado cesa un proceso de hundimiento, o se produce una inversión del fondo oceánico u ocurre una orogenia, es algo que no tuvo una explicación suficiente en la teoría del geosinclinal, pero fue aceptado porque en más de un siglo no hubo otra explicación alternativa más convincente —algunas tuvieron corta duración. Un principio fundamental para entender los movimientos horizontales es el de los límites de placas de tres tipos: divergente, convergente y transformante (Figura 4). En los divergentes, dos placas se separan a lo largo de una gran zona de fractura que permite el ascenso de magma hasta la superficie y se crea corteza oceánica; en los transformantes, se produce un desplazamiento lateral sin creación de nueva corteza, y en los convergentes, sistemas más complejos que originan corteza continental, una de las placas se sumerge en el manto, es decir; que una placa de corteza oceánica se hunde bajo otra continental. En este proceso, materiales del lecho oceánico (sedimentos y rocas magmáticas) son transportados hacia el manto y el material fundido se eleva intrusionando las rocas superiores, formando masas de rocas intrusivas o dando lugar a erupciones volcánicas. Los materiales se hunden a centenares de kilómetros de profundidad en las zonas de subducción.

Figura 4. Tipos de límites de las placas litosféricas.

La teoría de la tectónica de placas se inició con la publicación de resultados de investigaciones, de R. S. Dietz en 1961 y Harry Hess en 1962, de las dorsales oceánicas (límites divergentes). En 1963, F. Vine y D. H. Matthews reforzaron esta idea al analizar el paleomagnetismo del fondo oceánico. A. R. Ringwood y D. H. Green, en 1966, relacionaron los procesos de diferenciación de la sustancia del manto terrestre con la expansión del fondo oceánico. El término tectónica global fue utilizado originalmente por B. Isacks, J. E. Oliver y L. R. Sykes en 1968. En el mismo año, el francés Xavier Le Pichon propuso que la corteza terrestre consiste en seis placas principales (Figura 5) y, junto con Jason Morgan y Dan McKenzie, aplicaron el término tectónica de placas, mismo que se popularizó y fue aceptado en todo el mundo.

Figura 5. Las placas litosféricas principales.

John Tuzo Wilson elaboró la teoría de las fallas transformantes y los puntos calientes.Esta última fue desarrollada posteriormente por J. Morgan.* Los estadounidenses B. Isacks, J. Oliver y J. Sykes consideraron el movimiento de las placas en todo el globo, con creación y destrucción de corteza terrestre. En los años posteriores, este concepto se ha enriquecido: J. Dewey reconoció 28 placas. En realidad, las seis placas originales se subdividieron en otras y se identificaron algunas comparativamente muy pequeñas, como la de Rivera en el territorio oceánico mexicano. No dejamos aquí el tema de la tectónica de placas, sino que volveremos a tratarlo en varias ocasiones más. LA INFLUENCIA DE LOS SISMOS Se ha reconocido que en muchas regiones de actividad sísmica después de un terremoto se producen cambios en el nivel de la superficie, generalmente

de ascenso. En México se han hecho escasos estudios sobre este tema, pero hay algunos datos interesantes. En 1971 los investigadores Grivel Piña y Arce Ugarte reportaron una disminución del nivel medio del mar en Puerto Angel, Oax., después de un sismo de 5.2 grados en la escala Richter; ocurrido en enero de 1966. Hasta 1970 se había detectado un ascenso de la tierra firme de 14 cm; también registraron un levantamiento brusco de 23 cm en Acapulco después de dos sismos ocurridos en mayo de 1962. Una vez que ocurrió el terremoto de septiembre de 1985 en territorio mexicano, investigadores del Instituto de Geología de la UNAM se desplazaron a las costas del Pacífico más afectadas, donde reconocieron a partir de simples observaciones que desde Zihuatanejo, Gro. y hasta 33 km al occidente se produjo un levantamiento de 50-60 cm. Un terremoto en Chile en 1746 provocó un levantamiento de la tierra firme de aproximadamente 7m, cerca de la ciudad de Concepción; se registraron posteriormente ascensos de uno a tres metros en 1822, y hasta tres metros en 1835. Entonces se observó que los cambios de nivel provocados por un sismo son variables en una misma región. El terremoto de 8.5 grados que afectó a Chile en 1960 permitió reconocer movimientos, en una superficie de 130 000 km2, de hundimiento y levantamiento que alcanzaron una diferencia vertical de hasta 5.7 m. En Alaska, un sismo en 1964 de 8.4-8.6 grados, provocó un ascenso de más de dos metros y hundimientos de hasta 1.6 m en una superficie de aproximadamente 300 000 km2. De un sismo anterior en Alaska en 1899 el terreno se elevó 14 m y se calcula que en los últimos 4-5 mil años en la porción central de Alaska este valor alcanza hasta 40 m. En la región de la falla San Andrés, los estudios de detalle que ahí se realizan están proporcionando una rica información. En el sector El Cajón, en el sur de California, se detectaron desplazamientos debidos a una falla, con una velocidad media para los últimos 14 000 años, de 24.5 mm /año y se estableció un periodo de 150-200 años para los terremotos. En la isla Kiuroko de Japón, el científico Yamashina Kenichiro y colaboradores, después de un terremoto de 7.7 grados en 1983 reconocieron un hundimiento de la costa de 32 cm. Lo interesante es que desde 1964 no se habían apreciado cambios de altitud y tampoco en el año posterior al sismo. Las observaciones continuas que se realizan en las regiones de fuerte actividad sísmica han revelado cambios en la velocidad de los movimientos verticales antes y después de un sismo; por ejemplo, los registrados en la ciudad de Toshkent (antes Tashkent), capital de Uzbekistán, de acuerdo con el científico A. A. Nikonov, demostraron lo siguiente:

Entre 1930 y 1940 la diferencia vertical máxima de movimientos verticales fue de 32 mm; de 1940 a 1965 fue de 52 mm; durante 1965 y hasta mediados de 1966 se registraron diferencias máximas de 65 mm (el terremoto fue en abril de 1966). En 1967 los valores descendieron a 31 mm. Los movimientos verticales se incrementaron años antes del sismo y disminuyeron brúscamente después de éste para volver a la misma intensidad. El conocimiento de estos movimientos en los continentes y en las cuencas oceánicas ha modificado los conceptos geológicos. La evolución de la superficie terrestre se produce con una velocidad mucho mayor de lo que siempre se había considerado. Por otro lado, las nivelaciones precisas periódicas son uno de los medios que se están aplicando para tratar de predecir sismos. Hacia la mitad del siglo pasado los científicos radicales sostenían que la Tierra sufría una lenta evolución, los cambios eran imperceptibles al hombre y duraban millones de años. Los conservadores trataban de conciliar ciencia y dogma religioso: la Tierra, en apego a la Biblia, no podía tener más de 6 000 años y la transformación de su relieve se había producido en periodos catastróficos de corta duración. Las eras geológicas se reducían de millones de años a días. Si consideramos que los sismos de gran intensidad en una misma región se producen en periodos de 50-200 años y cada uno modifica la altitud original en centímetros, obtenemos para un millón de años, velocidades equivalentes a las que dan origen a los sistemas montañosos. Éstos se forman no sólo por movimientos imperceptibles o débiles que sólo registran los sismógrafos, sino también bruscos, violentos, aunque ocurran una vez en un siglo. El conocimiento sobre los movimientos verticales y horizontales que afectan el relieve terrestre se enriquece constantemente. Las observaciones precisas son de pocos años a la fecha y se realizan, cada vez en mayor cantidad, con diversos métodos, desde las nivelaciones geodésicas hasta las mediciones precisas por medio de satélites artificiales. En sí, cada uno de los movimientos telúricos no es un agente importante en la transformación del relieve. Sin embargo, si consideramos su continuidad en una región dada, por cientos de miles de años e incluso millones de años, su influencia debe ser sustancial. Alta y Baja California se alejan Una de las características del conjunto de placas litosféricas es que los límites de éstas son zonas de alta actividad sísmica. Esa característica se reconoce en Sudamérica frente a las costas de Chile y Perú; después, hacia el norte, marginal a Centroamérica, hasta la zona de los estados de Colima

y Jalisco; vuelve a aparecer en el Golfo de California, con sismos menos frecuentes, pero con aumento hacia la zona limítrofe con Estados Unidos, donde esta franja se extiende por el interior de California, zona en la cual los temblores son muy frecuentes. Anualmente se registran en el mundo algunos miles de temblores de tierra; los hay todos los días del año. Pocos son captados por los humanos; la inmensa mayoría son de poca intensidad y sólo quedan registrados en las estaciones sismológicas. Algunos de fuerza excepcional han dejado huella en el relieve, hecho de especial interés en las ciencias de la Tierra. El sismo que destruyó la ciudad de San Francisco en 1906 produjo desplazamientos verticales de menos de un metro en la superficie, pero horizontales de hasta 6.4 m. Esto se reconoció con claridad ya que diversas construcciones como casas, bardas y vías de comunicación que se disponían sobre la falla San Andrés, causante del terremoto, fueron partidas y desplazadas. La tragedia tuvo también algún buen efecto posterior: proporcionó a los científicos una gran información y fue además, una motivación para apoyar, en todos sentidos, investigaciones relacionadas con el problema, mismas que continúan a la fecha con muy buenos resultados. La falla San Andrés es una ruptura de la corteza terrestre que se extiende a lo largo del estado de California, de San Francisco a Los Ángeles, y continúa hacia el sudeste en lo que es la fosa del Golfo de California. A esta falla se asocian muchas más, aunque, en general, de dimensiones menores. Se considera que el Golfo de California se formó por el desplazamiento de un bloque continental, que es la península, en un proceso todavía activo, con una velocidad promedio de 6 cm/año. Se supone también que se desplaza al noroccidente junto con la porción occidental de California, de tal manera que Los Angeles, en el bloque en movimiento, se acerca a San Francisco, en el bloque fijo (Figura 6). Aunque esto no es apreciable a simple vista, las huellas del movimiento son claras: destrucción de obras de ingeniería (incluso edificios), tuberías, carreteras, acueductos y otras.

Figura 6. Las fallas principales de California. Las flechas representan la dirección del desplazamiento (en: A. Nikonov, 1979).

Los estudios actuales permiten registrar movimientos pequeños no reconocibles a simple vista; así, por ejemplo, a raíz de un par de sismos en junio de 1992, con epicentro cercano a Los Angeles, el Instituto Tecnológico de Pasadena y los laboratorios Lawrence-Livermare determinaron que la ciudad se desplazó al noroccidente 13 mm. Mediciones geodésicas recientes permitieron a Luc Ortlieb y sus colaboradores determinar que en cuatro años la costa de Sonora se desplazó lateralmente 23 cm, con respecto a las islas vecinas del Golfo de California. A los lados de la falla San Andrés, en una distancia de 110 km se reconocen más de 130 cauces fluviales desplazados, de algunos metros hasta más de un kilómetro. Esto ha ocurrido en las últimas decenas de miles de años. Respecto a velocidades de movimientos provocados por fallas, L. Lubetkin, M. Clarck y H. Keneth han determinado desplazamientos horizontales de incluso 3.5 cm año. Por otro lado, J. Perkins, J. Sims y S. Sturgen definieron que en los últimos 800 años la velocidad media de desplazamientos en la falla San Andrés es mayor en el sur; de 29 a 41 mm/año, mientras que en el norte es de 12 mm/año.

En la zona de Ventura se han establecido velocidades de levantamiento vertical de 14 a 2 mm/año para los últimos 200 000 años, variando en intensidad y se calcula que, actualmente es de 55 mm/año en promedio. En 1956 se estableció que los movimientos de la falla San Andrés no son continuos y regulares, sino que se producen por impulsos que ocurren en lapsos días y semanas, en alternancia con meses de tranquilidad. Desde entonces se pudo definir su periodicidad y predecir los impulsos con mucha precisión, con error de una a tres semanas. Sin embargo de 1985 a 1995 han ocurrido varios temblores en California sin que haya habido siquiera una predicción aproximada: año, trimestre, mes o semana de ocurrencia, lo que tampoco significa que en el futuro no se llegue a esto. LA INFLUENCIA DE LOS HIELOS Escandinavia se levanta Hace 18 000 años, y aproximadamente hasta 60 000 años antes, la península escandinava, al igual que la tierras más septentrionales, estaba cubierta por el casquete de hielo del polo norte, con un grosor que alcanzó más de 2 km en algunas zonas. Esa masa gigantesca de hielo debe de haber provocado un hundimiento de la superficie, de incluso cientos de metros. Entre 18 000 y 10 000 años atrás se produjo un cambio climático: aumentó la temperatura con el consecuente retroceso de los glaciares en una franja de hasta cientos de kilómetros, lo que debió de tener por lo menos dos efectos importantes: ascendió el nivel del mar inundando grandes planicies costeras y las zonas liberadas de la carga de hielo iniciaron un ascenso.O sea, un regreso al nivel anterior a la glaciación. Ya los pobladores de las costas del Báltico habían reconocido en el siglo XVII que el mar se alejaba gradualmente. Antiguas obras ribereñas se encontraban cientos de metros tierra adentro. En el siglo XVIII se inician observaciones sobre las oscilaciones del nivel del mar en las costas de Suecia. El científico del mismo país, A. Celsius, calculó entonces el ascenso del oriente de la península y de Finlandia, en un metro por siglo, velocidad que fue confirmada por investigaciones posteriores. Asimismo, se ha precisado que ésta es variable en el territorio escandinavo y que llega a presentarse incluso de signo contrario, de hundimiento. Actualmente se han establecido velocidades de emersión de la tierra firme, incluso de más de 10 mm/año en las costas suecas, aunque variables a lo largo de las mismas. El ascenso de Escandinavia se produce con mayor intensidad en su porción central (Figura 7), la que se considera soportó el mayor grosor de hielo durante la última glaciación. Se han inferido también velocidades del pasado

y así, por ejemplo, se calculan las mayores de 13 a 8 cm/año hace 7 000-6 000 años y de 1 cm /año para la actualidad.

Figura 7. Velocidades actuales de levantamiento de Escandinavia y regiones contiguas (A. Nikonov, 1979). Las isolíneas representan velocidades de movimientos verticales en mm/año.

En la vecina República de Estonia, L. Vallner; H. Siddvee y A. Torim definieron que una parte del territorio se levanta con velocidad de hasta 2.5 mm /año y otra se hunde 0.3 mm/año. Las glaciaciones son un fenómeno de enfriamiento global y se ha establecido que ocurrieron en el pasado geológico, por lo menos en el precámbrico, hace más de 1 000 m.a., a principios y fines del paleozoico (500 y 280 m.a.). Mejor conocidas son las de los últimos 2.5 m.a, del pleistoceno. Se considera que en el último millón de años han ocurrido ocho avances de los hielos, en alternancia con retrocesos. Movimientos en otras regiones Después de la glaciación también se produjeron hundimientos que continúan hoy día. Éste es un fenómeno común en algunas planicies costeras, inundadas por el aumento del nivel del mar que provocó el deshielo. Aun cuando en éstas hubiera la tendencia al ascenso, el peso de la masa de agua, con un tirante de 100-200 m, frena la emersión e incluso invierte el proceso a hundimiento.

En la región de San Lorenzo, Canadá, los hielos alcanzaron unos 3 000 m de grosor a fines del Pleistoceno. En los últimos 12 000 años, como resultado del deshielo, la superficie se elevó por lo menos 400 m; pero ya que la velocidad no es constante, se calcula que hace unos 7 000 años fue de hasta 8 cm/año y se redujo a unos mm hace 2 000-3 000 años. En las costas del noroccidente del Golfo de México se produce actualmente un hundimiento con velocidad de 1 mm/año. Aparentemente se debe a un incremento brusco del nivel del mar al final de la última glaciación, de por lo menos 50 m. En Nueva Escocia, Canadá, los hundimientos tienen una velocidad de 5 mm /año y de 5.3 mm /año en la cuenca de los Cárpatos occidentales. El máximo hundimiento provocado por el peso de los casquetes de hielo se calcula en hasta 700-900 m. No hay duda acerca de la influencia de los hielos de las altas latitudes sobre los movimientos actuales de levantamiento y hundimiento. Pero no es la única causa de éstos, ya que se reconocen en muchas regiones de la Tierra. En general, los movimientos de levantamiento más intensos se producen en lo que fueron las zonas centrales de los glaciares, donde se presentaba el grosor mayor; los movimientos más débiles y de transición a hundimiento tienen lugar en lo que fueron las márgenes glaciáricas. El fenómeno de Escandinavia despertó el interés del hombre por conocer con más precisión la extensión territorial de los movimientos actuales. Las observaciones realizadas en los últimos 30-50 años han permitido elaborar mapas de velocidades de éstas para Europa y Norteamérica. Resulta que regiones que no fueron afectadas por capas potentes de hielo también se encuentran en actividad. Un levantamiento de un metro por siglo equivale a 100 metros en 10 000 años, a 1 000 en 100 000 años. Esto es una velocidad extraordinaria para la escala geológica, que conduciría a transformar las grandes planicies de Escandinavia y del occidente de la ex Unión Soviética en altas montañas en menos de un millón de años. Es poco probable que se trate de un fenómeno de esta naturaleza. Seguramente, una vez que la superficie alcance la altitud que tenía antes de la glaciación, los movimientos serán mucho más débiles o nulos. NOTAS * La tectónica de placas es el tema de un libro de Alejandro Nava, el número 113 de La Ciencia para todos.

IV. LOS VOLCANES

EL NACIMIENTO de volcanes y la actividad de muchos de los existentes también es un fenómeno que contribuye a la transformación del relieve terrestre. Es sin duda el proceso que origina mayores modificaciones en menor tiempo. Sucede en forma tan rápida que a la fecha es uno de los procesos geológicos mejor conocidos por el hombre. Numerosas erupciones han ocurrido en la Tierra en el transcurso del siglo y cada vez se estudian con mayor detalle. No sucede lo mismo con un sistema montañoso originado por otros procesos, como la Sierra Madre Oriental: necesitaríamos por lo menos la información de observaciones realizadas a lo largo de un millón de años para conocer parcialmente la secuencia de su evolución. Si los volcanes en el principio del tiempo geológico pudieron presentarse en toda la superficie terrestre, hoy día se asientan en algunas zonas bien definidas, generalmente alineados. La actividad volcánica que se manifiesta en la superficie terrestre se debe al ascenso de magma —una masa de roca fundida del interior de la Tierra— a través de grietas. No es como se pensaba en el siglo pasado, que los volcanes son alimentados por el supuesto fuego interno del centro de la Tierra. El magma es rico en elementos químicos, que incluyen gases que se desprenden en forma tranquila o violenta. Una propiedad importante del magma es su viscosidad, que aumenta con la cantidad de sílice contenido. El enfriamiento y solidificación pueden producirse lo mismo en el interior de la Tierra, antes de alcanzar la superficie, que al derramarse en ésta, o después de haber escurrido más de 20 km. Tipos de erupciones Las erupciones volcánicas expulsan lava a la superficie de tres maneras distintas: escurrimiento, lluvias de piroclastos y coladas de piroclastos. Al escurrir la lava en la superficie terrestre, se originan los derrames o coladas de lava. Es bien conocida la del volcán Xictli (o Xitle), sobre la cual se asientan la Ciudad Universitaria, la colonia del Pedregal de San Ángel y muchas otras zonas urbanas del sur de la ciudad de México. Derrames como éste pasan del centenar en la República Mexicana, en especial en la región del paralelo 19. Algunos los observamos porque son muy jóvenes, seguramente de menos de 100 000 años.

En ocasiones, la lava ascendente se enfría en el subsuelo, cerca de la superficie o derramándose sobre las laderas del edificio, en cortas distancias. Es el proceso de formación de los domos volcánicos. Las lluvias de piroclastos resultan del desprendimiento de lava incandescente que asciende hacia la superficie y es arrojada con una gran fuerza hacia arriba por los gases que forman parte de la lava. En el aire se disgrega y enfría, precipitándose con partículas de diversos tamaños. Las coladas o flujos de piroclastos son masas de material lávico que es arrojado también desde el cráter de un volcán, en grandes cantidades, altas temperaturas y contenido gaseoso, pero desplazándose a gran velocidad por las laderas. Se depositan a lo largo en distancias incluso de más de 20 km. La emanación de lava forma volcanes en el centro de erupción, mismos que en general, son amplios, de varios kilómetros de diámetro y laderas de poca inclinación. Estos reciben el nombre de volcanes escudo, característicos de las islas Hawai, donde son también comunes los lagos de lava, que consisten en la acumulación del magma en un cráter, con formación de una costra sólida en la superficie, ocultando la masa viscosa. El material piroclástico arrojado en grandes cantidades a través de un cráter origina los volcanes de forma cónica con laderas empinadas: son los conos de tefra, de escoria o cineríticos, ampliamente expuestos en el territorio mexicano, en su mayoría apagados. Los productos más finos, las cenizas, son depositados incluso a decenas de kilómetros en capas delgadas de algunos centímetros. La erupción del Chichón se distinguió porque envió cenizas y gases a más de 25 km de altura y, de acuerdo con M. Rampino y S. Self, fue la nube más densa observada en el hemisferio norte desde la erupción del Krakatoa en Indonesia en 1883. En la actividad volcánica es más común la conjugación de procesos distintos. En el Paricutín la lava se derramó por bocas en la base del volcán y en sus proximidades, hecho común para cientos de volcanes semejantes. Otros grandes volcanes como el Fuego de Colima han tenido una actividad más compleja: expulsión de material piroclástico, derrames de lava y formación de domos. La erupción del Santa Elena, en mayo de 1980, mostró con claridad un proceso que no había sido antes observado con detalle: el colapso del cono volcánico y una consiguiente avalancha de gran magnitud. A partir de entonces, diversos estudios permitieron precisar que este fenómeno catastrófico se ha producido en el pasado, prácticamente en todos los grandes volcanes mexicanos y, en algunos, más de una vez. El científico francés A. Lacroix propuso en los primeros años de este siglo una clasificación de volcanes basada en la observación de diversas erupciones. Reconoció cuatro tipos principales y los llamó hawaiano,

estromboliano (de Sicilia), vulcaniano (de Sicilia) ypeleano (de la Martinica). Con el tiempo, como normalmente ha sucedido en la geología, la clasificación de Lacroix resultó insuficiente: se reconocieron tipos distintos de actividad, como la de los volcanes de Islandia y el Vesubio (pliniana) (Figura 8), además de las submarinas. Por otro lado, se observó también que un volcán puede tener un tipo de actividad en una época y cambiar en otra.

Figura 8. Los tipos principales de volcanes: 1) islandés, derrame de lava por una fisura; 2) hawaiano, erupción de lava por un cráter; 3) estromboliano, erupciones explosivas discontinuas; 4) vulcaniano, erupciones explosivas violentas; 5) pliniano (Vesuvio), expulsión de grandes cantidades de material volcánico en grandes cantidades y a altura considerable; 6) peleano, formación de nubes ardientes.

Hoy día se aplican varias clasificaciones para los volcanes, considerando factores como: el tipo de magma que los produce, los procesos que los originan, la duración de la actividad, su estado actual, rasgos superficiales, etc. Los volcanes en sí, se clasifican, por su forma y origen, en: escudos, compuestos, conos de tefra y domos. Sin embargo, por comodidad y costumbre se sigue utilizando la terminología de Lacroix, ya enriquecida. En ocasiones, la acumulación de lava rellena una depresión o escurre sobre una superficie plana formando una meseta. También llega a cubrir grandes territorios y da lugar a formas como la mesa de Columbia, E.U.A., de aproximadamente 240,000 km2 de rocas basálticas de 16 millones de años. Estructuras semejantes son casos excepcionales; se forman en tiempos prolongados por erupciones repetidas de ascenso de magma a la superficie a través de fracturas; el grosor de los depósitos llega a ser de más de 1 000 m. La historia de la Tierra registra la formación de mesetas de este tipo en Siberia (250 m.a.), Sudáfrica, Sudamérica (Paraná), la India (65 m.a.) y otros. Algunos autores como Millard Coffin y Olav Eldholm, quienes con buenas evidencias, incluyendo dataciones precisas, consideran que las grandes erupciones que formaron estos relieves se produjeron en lapsos geológicos muy breves, del orden de 1-1.5 millones de años y, además pudieron coincidir con algún fenómeno catastrófico, como la colisión de un

gran meteorito. Sin embargo, también existe la explicación de que los fenómenos volcánicos debieron ser de mayor magnitud debido a condiciones distintas de las actuales, donde una temperatura del manto, superior a la actual, pudo favorecer un volcanismo mucho más intenso. Efectos del volcanismo El nacimiento de un volcán o la reactivación de otro ya existente puede provocar, en cuestión de semanas, un incremento de altitud con respecto al nivel del mar, de algunos centímetros a unos metros, sin considerar la zona central de la erupción donde puede ser de 200 a 400 metros. El Paricutín, un año después de su nacimiento, había alcanzado una altura de 275 m con respecto a la superficie original (Figura 9).

Figura 9. El Paricutín en 1970.

Se puede apreciar que la velocidad con que se incrementa la altura de la superficie terrestre por volcanismo es extraordinaria en comparación con la de movimientos tectónicos. En las proximidades del volcán las depresiones del terreno son rellenadas, la erosión fluvial se interrumpe, surgen planicies semejantes a las de los desiertos de arena, mientras vuelve a iniciarse el proceso de formación del suelo. Gracias a una intensa actividad volcánica en por lo menos los últimos 100 000 años en la actual cuenca de México, se dieron condiciones ideales para la vida humana: clima, suelos, vegetación, agua, fauna, etc. El hombre se ha encargado de secar los lagos, provocar la extinción de flora y fauna en grandes extensiones territoriales, convertir los suelos fértiles en planchas de asfalto, explotar y contaminar las aguas superficiales y subterráneas, transformar las condiciones atmosféricas, etc. Ruptura del equilibrio de la naturaleza que conduce a una catástrofe.1

En las regiones volcánicas más activas, los procesos de la erosión no han tenido oportunidad de evolucionar. Para no ir muy lejos, en la zona de Uruapan, Mich., o el sur de la cuenca de México, entre el Ajusco y el Popocatépetl, las montañas muestran rasgos insignificantes de erosión, el agua de lluvia no llega a escurrir en la superficie lo suficiente como para formar una red de arroyos, y esto se debe principalmente a la juventud de las erupciones que han definido este paisaje. La acumulación continua de lavas y material piroclástico cubre en cuestión de meses lo que la erosión ha hecho en cientos o miles de años. También sucede que los cauces de los arroyos son obstruidos, acción que permite la acumulación del agua, en ocasiones en pequeñas dimensiones, formando lagos como los de Zempoala, Mor., o mayores como los de la cuenca de México, Pátzcuaro, Cuitzeo y otros más. Vivimos en una época de intensa actividad volcánica, aunque restringida a zonas bien definidas de la Tierra. La principal de ellas es el Cinturón de Fuego del Pacífico, desde las islas Aleutianas en Alaska, hasta Nueva Zelanda; la Cordillera de Norteamérica, México, Centroamérica y Los Andes. Volcanismo vivo La actividad actual se presenta en el cinturón montañoso euroasiático, sobre todo en la región del Mediterráneo. Un rosario de volcanes se extiende del norte de África hacia el sur a través del Mar Rojo, Etiopía, Kenia, NyasaTanganica. Los volcanes están presentes en todos los océanos; no menos de 7 000 están ocultos bajo las aguas, pero los hay que por su intensa actividad sobrepasan el nivel del mar formando islas como Hawai, las Revillagigedo y muchas más. La tierra firme mexicana se enriqueció con el nacimiento del volcán Bárcena en 1952 en la isla San Benedicto, precisamente en el grupo de las Revillagigedo; actividad submarina cercana al Everman se reconoció en febrero de 1993. En México hay ocho volcanes potencialmente activos: Citlaltépetl, Popocatépetl, Fuego de Colima, Tacaná, Ceboruco, Las Tres Vírgenes (Baja California Sur), San Martín Tuxtla y Chichón. A éstos se pueden agregar los de las islas Revillagigedo, Jorullo, Xitle, Paricutín y aún podría especularse sobre muchos otros. Los vulcanólogos han encontrado que volcanes apagados por algunos miles de años volvieron a manifestar actividad. Esto ya es tema de especulación, pero se puede mencionar el Nevado de Toluca y más de una decena de volcanes que nacieron en los últimos 10 000 años. Se han establecido edades de volcanes de menos de 5 000 años que no pueden considerarse muertos. También hay que considerar las zonas activas donde es posible predecir, con base en una estadística muy burda, el nacimiento de un nuevo volcán en los próximos 3 000 años.

Algunos datos sobre las zonas de alta concentración de volcanes activos en la Tierra son los siguientes: en las islas japonesas Hokkaido, Honsiú, Kiusiú y Riukiú hay 55; en el país más pequeño de Centroamérica, El Salvador, hay 11; en la isla de Java, 35; en Islandia 40. El 80% de los volcanes activos se encuentra en el Cinturón de Fuego del Pacífico. Las erupciones volcánicas generalmente se anuncian con tiempo, con sismos frecuentes. El relieve también puede ser un índice: se ha observado que antes de una erupción se producen deformaciones en el suelo: levantamientos, hundimientos, cambios pequeños en la pendiente del volcán. Tan sólo para los continentes se han registrado poco más de 1 000 volcanes activos en tiempos históricos. Los procesos efusivos y explosivos se presentaron entre 1950 y 1959 en por lo menos 22 volcanes distintos; entre 1960 y 1969 en 21 volcanes y entre 1970 y 1975 en aproximadamente 30. Prácticamente todos los años hay más de una erupción, aunque la gran mayoría son expulsiones débiles de lavas y piroclastos. Daños y beneficios Las erupciones catastróficas que han provocado cientos y miles de muertos son casos aislados en la historia. Algunos datos compilados por el volcanólogo ex soviético V. I. Vlodavets son los siguientes: El Vesubio en el año 79 cubrió Pompeya con rocas de un espesor de 7-8 m; el Estado de Mataran en Java, fue destruido física y políticamente por la actividad del volcán Merapi en el año 1006; otra vez el Vesubio en 1 631 produjo la muerte de unas 3 000 personas; en 1669 el Etna, en Sicilia, provocó grandes daños a 18 poblados y a la ciudad de Catania. En 1783, por la erupción de volcán Laki de Islandia, murió 50% del ganado ovino y entre 76 y 79% del equino y bovino; la población humana se redujo de 49 000 habitantes a 10 500. El volcán Unzen en Japón causó la muerte de 10 000 personas en 1792. Trágicas fueron las erupciones del Tambora en la isla Sumatra (Indonesia) en 1815; el Halunggung en Java en 1822, el Krakatoa en Java en 1883; el Pelé en la Martinica en 1902; el Kelud en Java en 1919; el Lamington en Nueva Guinea, el Katarman en las Filipinas en 1951 y el Agung en Indonesia en 1963. El Pinatubo en Filipinas tuvo grandes erupciones de piroclastos a partir de junio de 1991, a las que siguieron poderosas corrientes de lodo (lahares). Los daños que pueden causar las erupciones volcánicas están relacionados con varios fenómenos: 1. Los derrames de lava, las lluvias de material piroclástico (principalmente ceniza) y las nubes ardientes o flujos piroclásticos. 2. Las corrientes de lodo (lahares) provocadas por material volcánico suelto y agua en grandes cantidades (por lluvias, desbordes de lagos,

derretimiento de la nieve y el hielo), se producen con velocidades promedio de 40 a 77 km/h y alcanzan distancias aproximadas de 14 km. 3. Por sismos relacionados con la actividad volcánica. 4. Por tsunamis (olas gigantes). Las tragedias mayores han sido por la expulsión de gases tóxicos, acompañados de precipitación de nubes ardientes como sucedió en el Pelé a principios de siglo. Los fenómenos no volcánicos, pero asociados a este proceso, como los sismos y en especial los tsunamis han causado tragedias. Durante la erupción del Krakatoa en 1883 murieron más de 36 000 personas en las islas vecinas, invadidas por olas de 20 a 35 m de altura, con velocidad de hasta 566 km/h. Una débil actividad del Nevado de Ruiz en Colombia (1985) provocó un violento deshielo que dio origen a una gigantesca corriente de lodo que cubrió toda una población, sepultando a más de 10 000 personas. Mucho se habla y escribe en cada ocasión que los volcanes entran en actividad. Generalmente a estos sucesos se les da un tono sensacionalista, donde influyen más los mitos que la verdad objetiva. Poco razonamos en cuanto a la influencia positiva del volcanismo de los últimos 100 000 años, o el más joven de los últimos 5 000 años. Las tierras fértiles del Bajío mexicano y las del norte de Michoacán son resultado de la alteración de material volcánico joven. La zona volcánica que se extiende desde Colima y Nayarit hasta Veracruz, a través del paralelo 19, es la región más poblada del país, con una fuerte actividad económica. El volcanismo moderno ha creado las condiciones favorables para el desarrollo de centros de población en las altas planicies, vigiladas por los volcanes mayores: Citlaltépetl, Naucamtépetl, Matlacuéyatl, Iztaccíhuatl, Popocatépetl, Ajusco, Xinantécatl, Tancítaro y los volcanes de Colima, región en la que hay más de 3 000 edificios volcánicos menores. Al margen del tema: ¿será posible que rescatemos los nombres originales de muchos elementos del relieve mexicano? Hay un dato interesante que proporciona el volcanólogo ex soviético V.I. Vlodovets, comparando las islas de Borneo y Java que poseen condiciones climáticas muy semejantes; la densidad de población es 600 veces mayor en Java donde la actividad volcánica es extraordinaria: unos 20 volcanes vivos. Resulta que mientras en Java los suelos están en constante regeneración y son de alta fertilidad, en Borneo se empobrecen y erosionan. En los últimos años ha tenido un gran desarrollo el aprovechamiento de la energía interna de la Tierra para generar electricidad: la geotermia, presente en las zonas de volcanismo activo. México cuenta por lo menos con

tres zonas bien estudiadas: en el extremo noroeste de Baja California, en Michoacán y en los límites de Puebla y Veracruz.2 Los productos de las erupciones son útiles como material para la construcción y algunos para la industria química. Hay también minerales metálicos relacionados con el volcanismo, y si pensamos en los grandes volcanes de las regiones tropicales como el Popocatépetl, el Pico de Orizaba y el Kilimanjaro, la gran altura alcanzada favoreció la presencia en ellos de una capa permanente de nieve y hielo, lo que se traduce en agua abundante en la base del volcán y suelos fértiles en sus laderas inferiores y zonas contiguas. El volcanismo forma parte de un sistema que mantiene un equilibrio en la naturaleza. Con toda seguridad, cada año seguiremos enterándonos de erupciones, en algunos casos trágicas. El daño que el hombre ha causado a la naturaleza en los últimos 30 años es muy superior a cualquiera de las catástrofes provocadas por fenómenos naturales. MAARES Y CALDERAS A raíz de la descripción de un cráter de grandes dimensiones, de más de 5 km de diámetro en las Canarias, que lleva el nombre de La Caldera, el término se extendió a las formas semejantes. Originalmente, la diferencia entre una caldera y un cráter fue sólo por el tamaño: el cráter volcánico pocas veces alcanza los 2 km de diámetro; de mayores dimensiones se consideraba la caldera. Hoy día se define a ésta como una depresión, más o menos circular que se origina por hundimientos con dos posibles explicaciones: 1. Las erupciones explosivas que arrojan una gran cantidad de material magmático pueden provocar un vacío en la chimenea por donde asciende, a loque sigue un hundimiento de la superficie (Figura 10), con lo que el cráter se amplía. 2. El cráter sufre rupturas concéntricas y posterior hundimiento en bloques. A esto puede seguir la actividad volcánica.

Figura 10. Formación de una caldera.

Las calderas se reconocen en todas las regiones volcánicas activas de la Tierra, aunque son mucho menos comunes que los cráteres. El Mauna Loa, en Hawai, posee una de 6 por 3 km de diámetro. En México hay buenos ejemplos de calderas, algunas antiguas como La Primavera, de una edad aproximada de 120 000 años, contigua a Guadalajara, otras mas en Huichapan, Hgo. (Figura 11) y, de grandes dimensiones, es la de Los Humeros, de unos 16 km de diámetro, al occidente de Perote, Ver.

Figura 11. La caldera de Huichapan, Hgo.

Nunca se ha observado en México la formación de una caldera, a pesar de que las erupciones volcánicas han sido frecuentes a través de la historia. Las calderas son expresión de una actividad violenta y peligrosa de erupciones y sismos. En el país hay varias calderas bien definidas, formadas en los últimos dos millones de años; los estudios geológicos están demostrando que en el Cinturón Volcánico Mexicano el número puede incrementarse notablemente con calderas antiguas y, como tales, no bien conservadas, pero sepueden reconocer por algunos vestigios en el relieve y la composición petrológica. Con estructuras de este tipo se relacionan también masas magmáticas ascendentes que crean elevaciones en el relieve. En Long Valley, California, se detectó un levantamiento de 10 cm en diez años, de forma dómica, asociado a una caldera. Los maares son cráteres (Figura 12) que surgen por una explosión provocada por un calentamiento de las aguas del subsuelo cercanas a la superficie, por presencia de magma a poca profundidad. Esto es, se forman

en regiones volcánicas activas. El término proviene del distrito de Eifel en Alemania donde son comunes; generalmente se presentan en grupos.

Figura 12. Maar (lago cráter) en Valle de Santiago, Gto.

En México hay dos regiones principales de estos maares, una en Valle de Santiago, Gto., y otra en la cuenca de Oriental, entre los volcanes La Malinche, Pico de Orizaba y Cofre de Perote. En esta última son conocidos como axalapazcos (con un lago en su fondo) y xalapazcos (sin agua). Cerca del poblado de Chalco, Edo. de Méx., se encuentra el Xico, un cráter de este tipo. Son característicos de las planicies que poseían una rica alimentación hídrica subterránea, e incluso había lagos presentes. Por esto es que con frecuencia tienen un lago permanente. El cráter-lago de Alchichica, Ver. se puede apreciar en la margen de la carretera México-Jalapa, unos kilómetros antes de Perote. Sobre este tema del relieve originado por volcanismo se han señalado las cuestiones fundamentales. Se podría escribir mucho más y con diversos enfoques, lo que es importante en México, donde los volcanes son elementos fundamentales de su geografía y geología; tal como lo reafirmó el Popocatépetl en diciembre de 1994, cuando entró en actividad después de casi 70 años de permanecer tranquilo (Figura 13).

Figura 13. El Popocatépetl en erupción en enero de 1995.

NOTAS 1 El tema de la ecología de la cuenca de México es tratado por Exequiel Ezcurra en el número 91 de La Ciencia para todos. 2 El tema es tratado por Rosa María Prol en el número 58 de esta colección.

V. LOS CONTINENTES

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 (3 000-2 500 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 lasregiones 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 términoneotectónica, 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 Mongol-Okhotsk, 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.

VI. EL PISO OCEÁNICO

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). 16, 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 llamaronBorderland. LA ZONA TRANSICIONAL DEL CONTINENTE AL OCÉANO 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. Se presenta en el sur del Pacifico oriental, frente a las costas de México, a partir de Cabo Corrientes y hasta Panamá. En Sudamérica, otra trinchera se extiende frente a la cordillera de los Andes, paralela a las costas de Perú y Chile (Figura 20).

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

Océano

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

Pacífico Pacífico Pacífico Pacífico Pacífico Pacífico Pacífico Pacífico Pacífico Índico Pacífico Atlántico Pacífico Pacífico Atlántico Pacífico Atlántico Índico

Profundidad (m) 11022 10882 10265 10047 9810 9717 9174 9156 9103 9074 8850 8742 8720 8069 8428 7822 7491 7209

Pacífico

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 ses 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, ses, 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 un océano, publicado en México por Conacyt en 1984.

VII. LOS PROCESOS EXÓGENOS

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 presencia, aunque escasa, del agua, evaporación del agua en los poros y en precipitación de las sales en solución y también al desarrollo de la fractura.

en las regiones desérticas y la debilitan la superficie rocosa. La las grietas del subsuelo provoca la su cristalización, lo que contribuye

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 o 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 os 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 (CaCO 3), 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 sas 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 comocenotes. 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 o 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. Lasbarras 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 lasflechas, 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 1Veáse 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.

VIII. LOS LAGOS

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.

IX. CONSIDERACIONES FINALES

LA SUPERFICIE terrestre es un elemento en constante transformación por la actividad interna —tectónica y volcánica— y la externa —intemperismo, erosión y acumulación— del planeta. Hoy día sabemos que muchos sistemas de montañas se encuentran en proceso de desarrollo, lo mismo que las fosas profundas, tanto en los continentes como en las cuencas oceánicas. Los procesos de la erosión y la acumulación frenan su crecimiento: en un caso destruyen las elevaciones; en otro, rellenan las depresiones.

Poco a poco hemos ido conociendo las velocidades de los procesos encargados de transformar el relieve terrestre. El hombre se acostumbra a la idea de que habita un mundo dinámico; el de hoy es distinto al de ayer. Los cambios a veces son violentos, incluso catastróficos, aunque es lo menos frecuente; predominan aquellos que se hacen notables en miles, decenas, cientos de miles, e incluso en millones de años. Si nos remontamos en el pasado, tan sólo un millón de años, nuestro país sería irreconocible: las costas tendrían otra posición, los niveles altitudinales serían distintos. Pero no hay necesidad de ir tan lejos, en 100,000 años nacieron y crecieron muchos volcanes mexicanos, otros fueron semidestruidos por la erosión; zonas húmedas se volvieron áridas; desaparecieron lagos y mantos de nieve y hielo; en otras regiones aumentó el caudal de los ríos. La ciencia que estudia el relieve terrestre —la geomorfología— se ha transformado radicalmente en los últimos años. Nació en el umbral del siglo XX como disciplina geográfico-geológica y hoy día es ya independiente, ha alcanzado su mayoría de edad. En 1985 se celebró en Manchester; Inglaterra, el primer congreso geomorfológico internacional, suceso histórico en las ciencias de la Tierra. Ocurrió después de más de un siglo de la celebración de los primeros congresos internacionales de Geografía (1871) y de Geología (1878). Todos tienen actualmente una periodicidad de cuatro años. La evolución de la ciencia es un proceso natural y cada vez más difícil de asimilar por la velocidad con que se produce. La ciencia aristotélica perduró dos mil años. Las ciencias naturales del último cuarto del siglo pasado, que eran del dominio de una minoría ilustrada, hoy día, con muchos cambios, son solamente parte de la enseñanza preuniversitaria. El crecimiento de una ciencia la conduce a una crisis cuando ésta empieza a subdividirse en disciplinas independientes, que se hallan, a la vez, en evolución. Esto ha ocurrido con la geografía, la geología y hoy día también con la geomorfología. Y en este proceso hay algo que puede parecer contradictorio: las disciplinas independientes no representan un aislamiento sino, por el contrario, un acercamiento a otras. Así hemos visto en los últimos 25 años que las disciplinas geológicas se encuentran en una relación cada vez más estrecha con otras: en algunos casos es la química, en otros las matemáticas, la física o la biología. La geografía es uno de los casos más interesantes, por su relación con las ciencias naturales y sociales. Al observar distintas revistas geográficas o la temática de los congresos, encontramos una relación estrecha, lo mismo con la economía, la demografía, la sociología, etc., que con las matemáticas, la química, la física y la biología. Es también natural que la geología y la geografía general persistan y sean defendidas como tales. Seguramente seguirán siendo útiles y necesarias pero paralelamente con las disciplinas nacidas de ellas.

En la geomorfología se manifiesta una situación semejante. Algunos especialistas basan su trabajo en la cuantificación (con aplicación de las matemáticas) de fenómenos estudiados, en especial los procesos exógenos; otros están más relacionados con la tectónica y la sismología; hay quienes requieren de profundos conocimientos de mineralogía y sedimentología. Todo esto se debe a que las aplicaciones son cada día mayores y los problemas a resolver más complicados. El estudio detallado de las formas superficiales de la Tierra y de sus procesos actuales nos permite inferir cambios futuros, a corto (decenas de años) y largo plazo (cientos de años). Por ejemplo, se pueden predecir fenómenos que representan riesgos, como derrumbes, corrientes de lodo, inundaciones y, como se ha mencionado en páginas anteriores, hay métodos geomorfológicos que se están aplicando para la predicción de sismos y de erupciones volcánicas. La construcción geológica interna de cientos y miles de metros, a partir de la superficie terrestre, se expresa en ésta a veces en forma directa; en otras se deduce por algunos indicios. También hay rasgos simples (tipos de valles, cambios bruscos en la morfología, etc.) y procesos (intensidad de la erosión fluvial y otros) que permiten inferir actividad de levantamiento, hundimiento o desplazamiento horizontal. Y todo esto se ha aplicado durante los estudios preliminares para la construcción de grandes obras de ingeniería, en la búsqueda de yacimientos minerales (incluido el petróleo) y en otras cuestiones. Se considera que la geomorfología del siglo XX profundizará en el estudio del relieve y procesos de los fondos oceánicos; los métodos matemáticos tendrán cada vez mayor aplicación; se hará más estrecha la relación con la ecología, debido a que el hombre es actualmente el agente modificador más importante del relieve terrestre; seguramente se incrementarán los estudios sobre geomorfología de regiones tropicales, campo descuidado por los principales especialistas actuales de Europa y Norteamérica. Se ocupa también la geomorfología (con este nombre) del estudio de la superficie de los astros del sistema solar, tema de investigación en crecimiento acelerado que para el siglo próximo será notable en lo cualitativo y cuantitativo. En las dos últimas décadas ha sido explosivo el desarrollo de los métodos de estudio con imágenes de satélite y, en relación con esto, de los sistemas de información geográfica (SIG), mismos que tienen aplicación en numerosas disciplinas, en especial en las geociencias. A partir de 1989 surgieron o se fortalecieron en muchos países las sociedades geomorfológicas, lo mismo que reuniones académicas sobre la materia y publicaciones. Hoy día, las revistas especializadas en geomorfología de mayor prestigio son: Zeitschrift fur Geomorphologie, Earth surface, processes and landforms y Geomorphology. A éstas se agregan varias más, internacionales y nacionales.

Aunque parezca contradictorio, para el especialista será cada vez más necesario trabajar en conjunto con profesionistas de otra formación. El geomorfólogo, dependiendo del trabajo que realiza, se relaciona con agrónomos, edafólogos, geofísicos, geólogos, ingenieros constructores, arqueólogos, ecólogos, geógrafos y hasta con cosmonautas. Escribió Oscar de la Borbolla: "Ahora que las ciencias en lugar de fronteras tienen puertas de cantina por las que se va y se viene de un territorio a otro, sin requerir visado de especialista, vemos un espectacular desarrollo de temas que se creían agotados".1 Entre 1990 y 1992 se publicó el Atlas Nacional de México, por el Instituto de Geografía de la UNAM, lo que representó un paso firme en los estudios geográficos a nivel nacional; la obra incluye varios mapas geomorfológicos. Es un tipo de publicación que muestra el grado de conocimiento del país en una época determinada y que requiere de una actualización periódica. Los problemas a resolver son cada día más complejos: los yacimientos minerales ya no están a flor de tierra, la superficie habitable se reduce, la erosión de los suelos agrícolas sigue avanzando, el desarrollo industrial crea una contaminación alarmante. En el umbral del siglo XX son temas de actualidad: el agujero en la capa de ozono, el posible cambio climático, la contaminación y otros más. Los problemas mayores que amenazan a la humanidad ya no son sólo los naturales, sino los inducidos por el hombre, que ahora trata de resolverlos. NOTAS 1 Excelsior, 17-VIII-91.

BIBLIOGRAFÍA

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Earth, the science of our planet. Revista bimestral editada en Estados Unidos. Investigación y Ciencia (Scientific American en español), revista mensual, publica con frecuencia artículos de mucho interés sobre ciencias de la Tierra, Libros de Investigación y Ciencia. Selección de artículos fundamentales; se han editado series sobre: tectónica de placas, el océano, volcanes y terremotos, estructura y dinámica de la Tierra. OBRAS CONSULTADAS Barusseau J.P., Vanney J.R. "Contribution a l'etude du modelé des fonds abyssaux. Le role gédinamique des corants profonds." Rev. Geogr. Phys. et Geol. Din.: 20, 1: 59-94, 1978. Bloom A.L. "La superficie de la Tierra". Colección Fundamentos de las ciencias de la Tierra. Ed. Omega, Barcelona, 1974. Bogolepov K.V., Chikov B.M. Guologuia dna okeanov, Ed. Nauka, Moscú, 1976. Bolt B.A., Horn W.L., Macdonald G.A., Scott R.F. Geological hazards, Springer-Verlag, Nueva York, 1977 Brimball G. "Formación de los yacimientos minerales". Investigación y Ciencia, 178 (7): 50-58, 1991. Castle R.O., Estrem J.F., Savage J.C. "Uplift across Long Valley Caldera, California." J. Geophys. Res., B89, 13: 11: 507-516, 607-616, 1984. Coffin M.F. "Grandes provincias ígneas", Investigación y Ciencia, 207 (12): 1993. Cifuentes J.L., Torres García P., Frías M.M. El océano y sus recursos (12vol.) Colección la Ciencia desde México, Fondo de Cultura económica, México, 1986-1991. Coque R. Geomorfología, Alianza Editorial Madrid 1984 Corona E.R., Ortega G. F., Martínez Reyes J., Centeno G.E. "Evidencias de levantamiento tectónico con el sismo del 19 de septiembre de 1985, en la región de Caleta de Campos, Estado de Michoacán." Revista del Instituto de Geología, UNAM, 7:106-111,1987.

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CONTRAPORTADA

"En este libro —dice el doctor José Lugo Hubp— se estudian los principios de la ciencia que trata del relieve terrestre: la geomorfología." Esta ciencia es nueva, pero ha tenido un desarrollo impresionante en los últimos 25 años. La superficie de la Tierra sólo empezó a ser conocida en su totalidad después de la segunda Guerra Mundial, cuando nuevos y muy complejos instrumentos comenzaron a ser empleados en su estudio. Así por ejemplo, el fondo oceánico, que comprende dos terceras partes de la superficie de nuestro planeta, apenas empezó a ser cartografiado en 1959. Hoy en día tenemos un conocimiento general del relieve terrestre: cinturones montañosos, depresiones, planicies, etcétera, pero al estudioso de las ciencias de la Tierra le preocupa, más que la mera descripción, entender la naturaleza del objeto estudiado. Los conceptos modernos sobre el tema de este libro han transformado las ideas que predominaron en la primera mitad de nuestro siglo sobre la naturaleza de la superficie del planeta. Por ejemplo, se sabe que el fondo oceánico posee una superficie más accidentada que la tierra firme: la diferencia de alturas entre montañas y depresiones supera en muchos casos la altura sobre el nivel del mar del monte Everest; se sabe también que el relieve terrestre se debe a una actividad interna permanente mantenida a lo largo de toda la historia geológica y que sus rasgos son en general jóvenes; en su mayor parte se formaron en los últimos dos millones de años, aunque hay regiones más antiguas. México representa una piedra angular en la estructura de la superficie terrestre: su variado relieve de sistemas montañosos, altiplanos y planicies costeras atrae la atención de especialistas de todo el mundo. Lugo Hubp es ingeniero geólogo de la Escuela Superior de Ingeniería y Arquitectura del IPN. Se doctoró en geología en la Universidad Lomonsov, de Moscú. Actualmente es investigador en el Instituto de Geografía de la UNAM, imparte clases en la Facultad de Filosofía y Letras de esta casa de estudios y es colaborador del Centro Nacional de Prevención de Desastres. Diseño original: Carlos Haces / Fotografía del autor / Diseño de portada: Laura Esponda