CIENCIASDELATIERRAPARTE2

/

CAPITULO 13

Bordes divergentes: origen y evolución del fondo oceánico Imagen del fondo oceánico Cartografía del fondo oceáni co O bservación d el fondo oceánico desde el espacio Provincias del fo ndo oceánico

Márgenes continentales Márgenes con tin entales pasivos Márgenes continentales activos

Caracteristicas de las cuencas oceánicas profundas Fosas submarinas L lanuras abisales M'ontes subm arinos, guyots y llanuras oceán icas

Anatomía de una dorsal oceánica Origen de la litosfera oceánica Expansiól1 del fondo oceánico ¿Po r qué las d orsales oceánicas están elevadas?

Velocidad es de expansión y topografía de las dorsales

Estructura de la corteza oceánica Fo nnación de la corteza oceánica Interacción entre el agua marina y la corteza oceánica

Ruptura continental: el nacimiento de una nueva cuenca oceánica Evolución de una cuenca oceánica M ecanismos de ruptura continental

Destrucción de la litosfera oceánica ¿Por qué la litosfera oceánica subduce?

P lacas en subducción: la desaparición de una cuenca oceán.ica

Apertura y cielTe de cuencas oceánicas: el ciclo del supercontinente Ames de Pangea L a tectónica de placas en el futuro

J 61

362

e A p f TU L o

1 3 Bordes dive rgentes: o rigen y evolución del londo oceánico

l océano es la mayor estructura de la TtemI Ycubre más del 70 por ciento de la superficie de nuestro pla neta.

Uno de los principales motivos por los que la hipóte· sis de la deriva continental de Wegener no se aceptó cuando fue propuesta por primera vez fueron los pocos conocimien· tos que se tenían del fondo oceánico. Hasta el siglo xx, los in· vestigadores utilizaban cuerdas lastradas para medir la profu ndidad. Mar aden tro, la realización de estas medicio nes de profundidad, o sondeos, se prolongaba durante horas y podía ser muy impre<isa.

Con el desarrollo de nuevas herram ientas marinas tras la 11 Guerra Mundial, nuestro conocimiento acerca de la va· riada topografía del suelo oceánico aumentó rápidame nte.

Uno de los descubrimientos más interesantes fue el sistema global de dorsales oceánicas. Esta gran estructura elevada, que se sitúa entre 2 y 3 kilómetros por encima de las cuen· cas oceánicas adyacentes, es la estructura topográfi ca más grande de la Tierra.

En la actualidad sabemos que las dorsales marcan los bordes divergentes o constructivos de las placas, donde se origina la nueva litosfera oceánica. También sabemos q ue las profundas fosas oceánicas representan los límites convergentes de placas, donde la litosfera oceánica se subduce hacia el interior del manto. Dado q ue el proceso de la t«tónica de placas crea corteza oceánica e n las dorsales centrooceánicas y la consume en las zonas de subducción, la corteza oceánica está renovándose y reciclándose de una manera continua.

En este capítulo, examinaremos la topografía del fondo oceánico y observaremos los procesos q ue produjeron sus diversas estructuras. También aprenderemos algo de la composición, la estructura y el 01 igen de la corteza oceáni· ca. Además, examinaremos los procesos que reciclan la litosfera oceánica y consideraremos cómo esta actividad hace que las masas co ntinentales se muevan sobre la superficie del planeta.

E

Imagen del fondo oceánico Bordes divergentes ... Cartografía del fondo oceánico Si se drenara toda el agua de las cuencas OCeánicdS, aparecena en los fondos oceánicos una gran variedad de relieves: grandes picos volcánicos, fosas profundas, altiplanos extensos, cadenas montañosas lineales y grandes llanuras. De hecho , el escenario sena casi tan diverso como el que se observa en los (:o ntinentes.

El desarrollo de técnicas que miden la profundidad de los océanos permitió reconocer las estructuras del fondo oceánico. La batimetria (bntbos = profundidad ; '111('f1lJS = medida) es la med ición de las profundidades oceánicas y el reconocimiento de la fonna o la topografía del sucio oceámco.

Cartografía del fondo oceánico La variada topografía del fondo oceánico no se reconoció por primera vez hasta el histórico viaje del H. M . $. ChnlIellger, que duró tres años y medio. Desde diciembre de 1872 hasta mayo de 1876, la expedición Chnl/enget· hi zo el primer estudio, y quizá todavía el más exhaustivo de todos cuantos se han intentado por parte de una insritución }' del océano en su conjunto. El viaje, que abarcó 12 7.500 kilómetros, llevó el barco y a su rr~ulación de científicos por todos los océanos, excepto el Artico. Durante todo el viaje, se obtuvieron muest ras del fondo mediante el labarioso trabajo de lanzar por la borda una cuerda lastrada.

No muchos años despu('S, se amplió el conocimiento adquirido por el Cha//mge:r sobre las grandes profundidades oceánicas y su topografía mediante la colocación de cables transatlán ticos, especialmente en el Atlántico Norte. Sin embargo, mientras que una cuerda lastrada era la única manera de medir las profundidades oceánicas, el conocimiento de las estructu ras del fondo oceánico pennanecena extremadamente li mitado.

Técllicns batimétricos En la actualidad se utiliza la energía sónica para medir la profundidad. El procedimiento básico utiliza algún tipo de sonar, acrónimo de sound lIovigarion and ,.anging (n avegación sónica y medición de distancias). Los primeros aparatos que uti lizaron el semido para medir la profundidad, denominados ecosondas, se desarrollaron a principios del siglo xx. Los sónares funcionan transmitiendo una onda sonora (ping) al agua que produce un eco cuando rebota contta algún objeto, como un organismo marino o el fond o oceánico (Figura 13. IA).

Un receptor intercepta el eco reflejado desde el fondo, y un reloj mide (."On precisión el tiempo transcurrido en fracciones de segundo. Conociendo la ....elocidad de desplazamiento de las ondas S0110ra~ en el agua (unos 1.500 metros por segundo) y el tiempo necesario para que un pulso de energía alcance el fondo oceánico y vuelva, puede establecerse la profundidad. Las profundidades detenninadas mediante el control conti nuo de estos ecos penciten obtener un perfi l continuo del fondo oceánico. M ediante la laboriosa combinación de los perfil es de varias secciones adrarentes, se puede obtener un mapa del fondo oceánico.

Después de la [1 Guerra Mundial , la marina estadounidense desarrolló el .fQ11Rr Imeral para buscar minas r otros explosivos. Los instnnucntos con fo m1a de torpedo pueden remolcarse detrás del barco, donde emiten una señal de sonido en abanico que se extiende a ambos lados de la estela del barco. Mediante la combinación de las bardas de datos del sonar lateral, los investigadores produjeron las primeras im ágenes parecidas a fotografías del fondo oceánico. Aunque el sonar latcral proporciona vistas valiosas del fondo oceánico, no proporciona datos batimétricos (de profundidad).

Imagen del fondo oceánko

J6J

-

... Agur. 1 J .1 Varios t ipos de sonar. A. Una ecosonda determina la profundidad del agua midiendo e l tiempo que una ondil acústica tarda en Ir desde el barco al fondo del mar y volver. La velocidad del sonido en el ag ua es de 1.500 mIs. Po r consiguiente, profundidad - \7(1.500 mIs x tiempo de viaje del eco). B. En la actua lidad el sonar de haz múltiple y el sonar lateral obtienen una "imagen" de una banda estrecha del fondo oceánico cada pocos segundos.

Este problema no se presenta con los instrumende haz múltiple dI! alta resoluciÓ11 que se desarrollaron durante los años 90. Estos sistemas utilizan fu entes sónicas montadas en el casco de un buque que emiten una señal de sonido, luego registran las reflexiones procedentes del fondo oceánico mediante una seri e de receptores estrechamente enfocados y orientados en diferentes ángulos. Por tanto, en vez de obtener la profundidad de un solo punto cada pocos segundos, esta técnica hace posible que un buque de investigación cartografíe las estructuras del fondo oceánico a lo largo de una banda de decenas de kilómetros de ancho (Figura 13.2). C uando un barco utiliza un sonar de haz. múltiple para cartogra6ar una sección de fo ndo oceánico, se desplaza por la 7.Ona según un modelo de ida y vuelta reguJarmente espaciado conocido con el nombre bastante adecuado de «cortado ra de césped» . Además, estos sistemas pueden recoger datos batimétricos de una resolución tan alta que pueden discriminar profund idades que difieren en menos de un metro.

A pesar de su mayor e6cacia y resolución, los buques de investigación equ ipados con sanar de haz múltiple se desplazan tan sólo a 10-20 kilómetros por hora. Serían al menos necesarios cien buques pertrechados con este equipo, y tardarían centenares de años para cartografiar todo el fondo oceánico. Eso explica por qué sólo se ha cartografiado con detalle aproximadamente el 5 por ciento del fondo oceánico y por qué todavía no se han cartografiado con sonar extensas zonas del suelo oceánico. tOS

Pnfiles tÚ! rtjkxiÓ11sísm iUl Los geólogos marinos también están interesados en la observación de la estrucrura rocosa debajo de los sedimentos que cubren la mayor pute del fondo oceánico, lo cual puede llevarse a cabo realizando un perfil de reflexió n sísmica. Para construir un perfil de este tipo, se producen sonidos de baja frecuencia a través de explosiones (cargas de profundidad) de cañones de aire. Estas ondas sónicas penetran debajo del fondo oceánico y refl ejan los contactos entre las capas y las zonas de falla, de la misma manera que el sonar refl eja el fondo del mar. En la Figura 13.3 se muestra un perfil sísmico de una porción de la llanura abisal de Madeira, en el Atlántico oriental. Aunque el fondo oceánico es plano, puede observarse la corteza oceánica irregular enterrada bajo una gruesa acumu lación de sedimentos.

Observación del fondo oceánico desde el espacio Otro avance temológico importante que ha conllevado un mayor conocimiento del suelo oceánico implica la medida de la fonna de la superficie del océano desde el espacio.

Después de compensar el o leaje, las mareas, las comentes y los efectos annosféricos, se descubrió que la superficie del agua no es perfectamente «plana>l'. Eso se debe al hecho de que la gravedad atrae el agua hacia las regiones donde se encuentran las estructu ras masivas del fondo oceánico.

Por consiguiente, las montañas y las dorsales producen 7..0nas elevadas en la superficie oceánica }', por el contrario, los

364

CA P f T UL O 1 1 Bordes d ivergentes: origen y evolución dellondo oceiinico

., .

-~

"

•

A Flgur. 11.2 Mapa coloreado del foodo oceánico y las formas litorales en la zona de l os Ángeles de california. la porción de fondo oceánico de este mapa se construyó a partir de da tos recogid05 mediante un sistema de cartografiado de alta resolución. (U. S. Geological Survey.)

cañones y las fosas provocan ligeras depresiones. Los satélites equipados con nl'rmrtros rada,· pueden medir estas diferencias sutiles haciendo rebotar microondas en la superficie del mar (Figur3 13.4). Estos aparatos pueden medir variaciones tan pequ eñas como de 3 a 6 centímetros.

Estos datos han añadido mucho al conocimiento de la tOpografía de1 suelo oceánico. Cruzados con las mediciones de la profundi dad realizadas tradicionalmente con sonar. estos datos se utilizan para realizar mapas deta llados del suelo oceánico, como el de la Figura 1.6.

Provincias del fondo oceánico

... flgur. 1 J .J Secci6n transversal sísmica y esquema correspondiente a través de una porción de la llanura abisal de Madei ra en el océano Atlántico oriental, que muestra la corteza oceánica irreg ula r enterrada por los sedimentos. (Imagen cortesía de Charles HoIlister, Woods Hole Oceanographic Institution.)

Los oceanógrafos que estudian la topografía del fondo oceánico han establecido tres tmidades principales: l1uírgroe5 amri"rolales. Nmu:as fXeÓ'li(lls profil7ldos y dorsales omi71icllS (crotnxKetfnicos). En el mapa de la Figura 13.5 se esbozan estas provincias para el Atlántico norte y el perfil dibujado a pie de foto muestra la topografía. La dimensión vertical de esos perfiles suele estar exager3da muchas veces (cuarenta e n este caso) para destacar los r35-

Márgenes continentales

órbita del satélite

-------- - - -

~ Sat~"

e_

p,,,,,,

- --- - ----- - .

-

-

-

Márgenes continentales

del """"

...-""- • J

»

•

.. f9in 1 JA

gos topográficos. Sin embargo, la exageración vertical hace que las pendien tes mostradas en el perfil del fondo oceánico pare"LCan ser mucho más empinadas de lo que realmente son.

Altímetro del radar

5aIientes --=---=~

• •

365

Pu"", • _ _ de retomo de la superficie

"""""

B ilItimetro del satélite mide la variad6n en la eIevad6n de la superfICie marina, provocada por la atrac:d6n gr;Mtadonal, e imita la forma del fondo oceánico. la anomalía de la supcrfide marina es la diferencia entre la superficie oceánica medida y la te6ric:a .

Se han identificado dos tipos principales de márgenes CQ1/tinentIJles: pasivos y (/divos. Los márgenes pasivos se en· cuentran a lo largo de la mayoría de las áreas costeras que rodean el océano Atlántico y el Índico, entre cUas las cos· tas orienules del norte y el sur de América, así como las áreas costeras de Europa y África. Los márgenes pasivos no se sinÍan a lo largo de un borde de placa activo y, por consiguiente, experimenun muy poco volcarusmo y pocos rerremotos. Son lugares donde se acumulan los materia· les procedentes de la m eteoriUlción y la erosión de las ma· sas de tierra adyacentes, que fonnan una cuña gru($ll yancha de sedimentos relativamente inalterados.

Por el contrario, los márgenes continenules activos aparecen allí donde la litosfera oceánica está siendo sub· ducida debajo del borde de un continente. EJ resuludo es un margen relativamente estrecho, constimido por sedi· mentos muy dcfonnados que fu eron arrancados de la placa litosférica descendente. Los márgenes continenules activos son comunes alrededor del borde del Paáfico, donde son paralelos a las fosas submarinas (viasr Recuadro 13. 1).

.. Figura 1J. S Principales divisiones topográfica!¡ del Atlántico norte y perfil topográfico desde Nueva Inglaterra hasta la costa de África del Norte.

366

e A p f TUL o

1 3 Bordes divergent~s: origen y evolución del fondo oceánico

Susan DeBar;: una carrera en Geología Descubrf la Geología el verano en el que trabajé haciendo el mantenimiento de sendas en las montañas Cascade St.'Ptentrionales del estado de Washington. Había acabado de [enrunar mi primer año en la universidad y nunca antes había e5rudiado ciencias de la Tierra. Pero un compañero de trabajo (ahora mi mejor amigo) empezó a describir las estructuras geológicas de las montañas en las que andábamos: la clásica fonna de cono dcl volcán Baker, los valles glaciares en forma de U, el avance de los glaciares activos, y otras maravillas. Me enganchó y ese otoño regresé a la universidad con una pasión por la Geología que no ha menguado. Como estudiante trabajé de asistente de campo para un estudiante de postgrado y realicé un proyecto de teSis sobre las rocas del arco insular de las Aleutianas. Desde el primer momento, Jos arcos insulares han sido mi mayor interés para la investigación, hasta la investigación doctol'2l en la Universidad de Stanford, el trabajo posdocroral en la U niversidad del Estado de San J osé y en la Universidad del Oeste de Washington.

El mayor interés se centraba en la con eza profunda de los arcos, el material que se encuentra cerca de la discontinuidad de Mohorovicic (cariñosamente llamada Moho). ¿Qué tipos de:: procesos suceden allá abajo, en la base de la coneza de los arcos insulares? ¿Cu:il es el o rigen de los magmas que se abren camino hacia la superficie: el manto o la propia corteza profunda? ¿Cómo interactúan estos magmas con la COrtC'La a medida que avanzan hacia la superficie? ¿Qué aspecto químico tienen estos primeros magmas? ¿Son muy distintos de lo que ha hecho erupción en la superficie?

EvidentCJTIellle. los gc6l0g0s no puc· den descender a la base de la conC7.a (tí· picamente de 20 a 40 kilómetros por debajo de la superficie terrestre). Y lo que hacen tiene algo de jugar a detectives.

Deben utilizar las rocas que ahura atún m In ruprrfirit que se fonnaron originalmente en la coneza profunda de W l arco in· sular. L.as rocas deben haber sido trans-

portadas a la superficie rápidamente a lo largo de zonas de fafia para conservar sus rasgos originales. Por tanto, iPUedo andar sobre las rocas de la coneza profunda sin dejar la superficie terrestre! Hay unos pocos lugares en el mundo en el que estas extrañas rocas anoran. Algunos de los lugares en los que he trabajado son: las montañas Chug:¡ch de Alaska, las Sierras Pampeanas de Argentina, la cordillera Karakorum de Pakistán,la costa occidental de la isla de Vancouver y la cordillera Cascade septentrional de Washington.

En la mayoría de ocasiones, el uabajo de campo ha supuesto ir a pie, junto con el amplio uso de mulas y camiones.

También busqué fragmentos de la corteza profunda de los arcos insulares en un lugar menos evidente, en una de las fosas oceánicas m~s profundas del mundo: la fosa de lzu Bonin (Figura lJ .A). Ahí me sumergí en el océano en un swnergiblc llamado Shn,ka; 6500 (que aparece a mi derecha al fondo de la imagen). El Shn'lwi 6500 es un sumergible japonés con la capacidad de sumergirse a 6.500 metrOS por debajo de la superficie oceánica. Mi

plan era tomar muestras de rocas de la pared de la fosa en sus nive1es mb profundos mediante el brazo mecánico del sumergible. Puesto que los datos preliminares sugerían que había grandes cantidades de rocas expuestos a lo largo de varios kilómetros en sentido vertical, podía ser W 13 buena manera de tomar muestras del basamiemo profundo del arco.

Me sumergí en el sumergible tres \tteS. alcanzando una profundidad máxima de 6.497 metrOS. Cada inmersión duro nueve horas, que pasé en un espacio no mayor que el asiento delantero de una Honda, compartido con dos de los pilotos japoneses que controlaban los movimientos del sumergible. iFue una experiencia estimulante!

AhQra estoy en la facultad de la Universidad del Oeste de Washington, donde continúo investigando las raíces profundas de los arcos volcinicos y también implico a los esrudian tes. También imervengo en la foonaciÓn en educación científica de profesores de K-J2, y iespero motivar a los JÓVenes f.'3ra que pregunten sobre. el fascinante mundo que les rodea!

• figura HA Susan DeBan fotografiada COO el sumergible japonés Shinko; 6500, que

util¡¿ó para recoger muestras de rocas de la fosa de Izu 8oo1n. (Foto cortesía de Susan DeBan.)

Márgenes continentales

Márgenes continentales pasivos El margen continental p asivo consiste en la plataforma continental, el talud continental y el pie de talud (Figu'" 13.6).

PÚltnforma amtine1Jtal La plataforma continental es una superficie sumergida, suavemente indinada, que se extiende desde la línea de COSta hacia el borde de las cuencas oceánicas profund as. Dado que está sobre la corteza continental, se trata clanun\!nte de una extensión inundada de los continemes.

La anchura de la plataforma varía mucho. Aunque es casi in existente en los bordes de algunos continentes, la platafonna se extieJlde mar adentro más de 1.500 kilómetros a lo largo de otros. Como media, la plataforma continental tiene 80 kilómetros de ancho y 130 metros de profundidad en su borde orientado hacia el mar adentro. La inclinación media de la plarafonna continental es sólo de una décima parte de I grado, una pendiente de alrededor de 2 metros por kilómetro. La pendiente es tan ligera que a un observador le parecería una superficie horizontal.

Aunque las platafonn3s continentales representan sólo eJ 7,5 por ciento del área cubierta por Jos océanos, tienen una gran importancia económica y política, porque contienen importantes depósitos minerajes, entre ellos gr.mdes reservas de petróleo y gas natural, así como enormes depósitos de arena y grava. Las aguas de la plataforma continental contienen también importantes bancos de peces, que son fu entes significati vas de alimento.

Aunque la platafonna continental carece prácticamente de estructuras, algunas áreas están recubiertas por

-

367

extensos depósitos glaciares y, por tanto, son bastante escarpadas. Además, algunas plataformas continentales están divididas por grandes va lles que van desde la línea de costa hasta aguas profundas. Muchos de esos vnlles d,. plntafonnn son las extensiones mar adentro de los valles fl uviales de los continentes adyacemes. Según parece, esos val les fueron excavados durante el P leistoceno (Período glacial). Durante ese mo mento, se acumularon grandes ca ntidades de agua en enonnes glaciares de casquete sobre los continentes. Esto produjo la bajada del nivel del mar en 100 metros o más, dejando al descubierto grandes áreas de las pl atafonn as continentales (véase Figura 18.4). Debido a esta disminución del nivel del mar, los ríos alargaron sus cursos, y las plantas y los animales terrestres poblaron las partes recién descubiertas de los continentes. El dragado de la costa oriental de América del Norte ha permitido obtener restos de numerosos herbívoros, entre ellos mamuts, mastodontes y caballos, que se añaden a las pruebas de que partes de las platafonnas continentales estuvieron en alguna ocasión por encima del nivel del mar.

La mayoría de las plarafornlas continentales pasivas, como las situadas a lo largo de la costa oriental de Estados Unidos, están fonnadas por depósitos de aguas someras que pueden alcanzar varios kilómetros de grosor. Esos depósitos indujeron a los imrestigadores a concluir que estas grandes acumulaciones de sedimentos se producen a lo largo de un margen continental en subsidencia gradual.

Talud CU1lt;nental Delimitando el borde de la plataforma continental en dirección al mar se encuentra el t alud continental, una cstrucrura relativamente empinada (en com-

~err:~'I~'- - - - - Margen continental - - - - -r

Cuonca

-

<>Ce"""" - . profunda

Abanico submarino _

... Rgura 13.6 Vista esquemática que muestra las provincias de un margen continental pasivo. Ob~érvese que las pendientes mostradas para la plataforma continental y el talud continental están muy exageradas. la plataforma conti nental tiene una pendiente media de una

décima parte de 1 grado, mientras que el talud continental tiene una pendiente media de unos S g rados.

368

e A p í T UL o

1 3 Bordes divergentes: origen y evolución del fondo oceánico

paración con la platafonna) que marca el límite entre la corteza continental y la corteza oceánica (viast Figura 13.6). Aunque la inclinación del talud continental varía mucho de un lugar a otro, su media es de unos 5 grados, yen algunos lugares puede superar los 25 grados. Además, el talud contine ntal es relativamente estrecho, con una anchura media de sólo unos 20 kilómetros.

Pi.e de talud En regiones donde no existen fosas, el talud continental e mpinado pasa a tener una inclinación más gradual, conocida como pie de talud o elevación continental. Aquí, la pendiente tiene aproximadamente un lercio de grado, o unos 6 metros por kilómetro. Mientras que la anchura media del talud contine ntal es de unos 20 Icilómetros, el pie de talud puede extenderse durante centcnares de kilómetros hacia las cuencas oceánicas profundas.

El pie de talud está formado po r un grueso cúmulo de sedimentos que se movieron pcndiemc abajo desde la plataforma continentll hacia los fondos oceánicos profundos. Los sedimentos van siendo enviados a la base del talud continental ¡x:>r rorne7ltrs de ttnVidtz que descien<len periódicamente por los cañones submarinos. Cuando estaS com entes de lodo surgen de la desembocadura de un cañón en el fondo oceánico relativamente plano, depositan sedimentos que fonnan un abanico submarino (Figura 13.6). A medida que los abanicos de cañones submarinos adyacentes crecen, se unen lateralmente los unos a los otros y generan una cubierta continua de sedimentos en la base del talud continental que denominamos pie de talud.

Márgenes continentales activos A lo largo de algunas costas, el talud continental desciende abntptamente hacia una fosa submarina. En esta situación, la pared de la fosa del lado continental y el talud continen-

tal son esencialmente la misma estructura. En estos lugares, la platafonna continental, si existe, es muy estrecha.

Los márgen es continentales acth·os est.'Ín localiz.1 dos fu ndamental mente alrededor del océallo Pacífico. en áreas donde la litosfera oceánica slll:xiuce por debajo del borde de los continentes (Figura 13.7). En estos lugares. se arrancan sedimentos del fondo oceá nico y fragm entos; de corteza oceánica procedentes de la placa oceánica descendente, que quedan adosados al borde del continente que cabalga sobre la placa oceánica. Esta acumulación caótica de sedimentos y fra gmentos de corteza oceánica se denomina prisma de acreción (ad = hacia; C1"1!Scere = crecer). La subduccióll prolongada, junto con la acreción de sedimentos en el lado continental de la fosa, puede producir una gran acumulación de sedimentos a lo largo de un margen continental. Por ejemplo, a lo largo de la costa septentrional de la isla japonesa de Honshll se encuentra un h".an prisma de acreción.

En algunas zonas de subducción hay poca o ninguna acumulación <le sedimentos, lo que indica que los sedimentos oceánicos están siendo rrans¡x:>rtados hacia el manto junto con la plaC3 subducida. Estas zonas suelen ser regiones en las que litosfera oceánica antigua está siendo subducida CI1 una posición casi vertical hacia el interior del manto. En estos puntos, el margen continental es muy estrecho, pues la fosa puede encontrarse a tan sólo 50 kilómetros de la COSt::l.

Características de las cuencas oceánicas profundas Entre el margcn continental y el sistema de dorsales oceánicas se encuentran las cuencas oceánicas profundas (vlase Figura 13. 5). E l tamaño de esta región (casi el 30

... Flgurill 1 J.7 Margen conti nental activo, en el que Jos sedimentos del fondo oceánico son arrancados de la placa descendente yaí'ladidos a la corteza continental formado un prisma de acreción.

Caracteristicas de las cuencas oceánicas profundas

por ciento de la superficie rer restre) es aproximadamen· te comparable al porcentaje de la superficie que está po r encima del nivel del mar. En esta rona existen regiones notablemente plan as, conocidas como Ilnnums abisales; picos volcánicos el evados. llamados 1Il011U S sulnnarn/os y guyolS; fo.tas fulnnnrimJS, que son depresiones lineales extremadamente profu ndas del fondo oceánico, y grandes provincias basálticas de inundación llamadas mesetas oceánicas.

Fosas submarinas Las fosas submarinas son fra njas largas y relativamente estrechas, que constiruyen las partes más profund as del océano (Tabla 13.1). Muchas de las fosas están localizadas a lo largo de los bordes del océano Pacífico (Figura 13.8), donde muchas superan los 10.000 metros de profundidad .

En la Challenger Deep, una p.'\rte de la fosa de las Maria· nas, se han medido 1I .022 metros por debajo del nivel del mar, lo cual la convierte en la parte conocida del océano más profunda. Sólo hay dos fosas en el océano Atlántiro: la fosa de P uerto Rico, adyacente al arco de las Antillas M enores, y la fosa d e las Sandwich del Sur. Aunque las fosas submarinas representan sólo una porción pequeña del área del fondo oceánico, son estructuras geológicas muy significativas. Las fosas son puntos de convergencia d e placas donde las placas litosféricas subduceo y se hunden de vuelta hacia el manto. Además de los terremotOs, creados cuando una placa «roza,. otra, también la actividad volcánica está asociada a esas regiones. Recordemos que la Liberación de volátiles, en especial agua, desde una placa descendcme desencadena la fus ión en la cuña de la astenosfera siluada por encima de ella.

Este material migra lentamente hacia arriba y produce actividad volcánica en la superficie. Por tanto, suele haber una hilera de volC'a nes activos en forma de arco, denominada mLO de islas VOklÍ11icas, paralela a las fosas. Además, los IW((JSvol({ínicos cuntmentoles, como los que constituyen par-

A VECES LOS ALUMN O S PREGUNTAN ¿Se han explorado alguna vez fQ5 fosos oceánicas más profundos? ¿Puede haber vida en eIJos? Los investig2dores visitaron la parte más profunda de los océanos (donde ha)' una presión terriblememe elevada, oscuridad compl eta y temperaturas acuáticas cercanas a la congelación) ¡hace más de40 años! En enero de 1960, el te·

nicme Don W"lsh de la marina estadounidense y el e1/plo· rador Jac(jues Piccard descendieron al fondo de la región Challenger Deep de la fosa de las marianas en el batiscafo Tritstt. que se sumerge a gran profundidad. A 9.906 metros, oyeron un fuerte ruido de agrietamiento que sacudió la cabina. Fueron incapaces de ,'er que una ventanilla de Plexi· glas de 7,6 cemímetros se habfa agrietado (milagrosamente. resistió durame el resto de la inmersión). M ás de cinco horas después de abandonar la superncie, alcanzaron el fon· do a JO.9 IZ metros, una profundidad récord del descenso humano que no se ha batido desde entonces. Sí vieron algullas formas de vida que se han adaptado a la \'ida en las profundidades: un pequeño pez plano, una gamba y alguna medusa.

te de los Andes y la cordi llera Cascade, son paralelos a las fosas que se encuenl:rnn adyacentes a los márgenes conti· nentales. La gran cantidad de fosas y la actividad volcánica asociada a lo largo de los bordes del océano Pacifico expli<:a por qué la región se conoce como el A 1/iJ/() ,le Fuego.

llanuras abisales Las Uanuras abisales (o = sin ; byssus = parte inferior) son estructuras profu ndas increíblemente planas; de hecho, es probable que esas r egiones sean los lugares más horizontales de la Tierra. La llanura abisal situada cerca dc la

T..... 1 J .1 Dlmen.1ones de alguna. fosa. ocdnka.

Profundldctd

Anchura media

longitud

(kilómetros)

(kilómetros)

(kilómetros)

Alcutianas

7,7

JaPÓn

'A

50 100

3700 800 4500 2200

Fo~

JKuriles-Kamchatka "" Marianas América Central Perú--Chile

Filipinas Puerto Ri co

Sandwich del Sur

Tong.

7,5

80

10,5 11,0 6,7

120 70 40 100

' ,1

10,5 ',4

'A

10,8

369

2550

60

2800 5900 1400

120 90

1550 1450

"

1400

370

e A p íT U LO 1 3 Bordes divergentes: origen y evolución del fondo oceánico

Distribución de las fosas oceánicas profundas del mundo.

costa de Argentina, por ejemplo, tiene un relieve inferior

Las llanuras abisales se encuentran en todos los océ-

a 3 metros a lo largo de una distancia superior a 1.300 kilómetros. La monótona topografía de las llanuras abisales

anos. Sin embargo, el océano Atlántico tiene las llanuras abisales más extensas porque tiene pocas fosas que actúen

está interrwnpida ocasionalmente por la cima de una estructura volcánica parcialmente enterrada .

como trampas para los sedimentos transportados desde el talud continental.

Utilizando métodos de prospección sísmica (instrumentos que generan señales para penetrar muy por debajo del fondo oceánico), los investigadores han determinado que las llanuras abisales deben su topografía relativamente ca-

Montes submarinos, guyots y llanuras oceánicas

pado (véase Figura 13.3). La naturaleza de los sedimentos

Los suelos oceánicos están salpicados de volcanes en escudo denominados montes subm arinos, que pueden elevarse centenares de metros por encima de la topografía

inetica que esas llanuras consisten fundamentalmente en sedimentos transportados mar adentro por las corrientes

circundante. Se ha calculado que hay entre 22 .000 y 55 .000 montes submarinos en la superficie del fondo

de turbidez, depósitos que han precipitado fuera del agua

oceánico, de los cuales menos de 2.000 son activos. Aunque estos picos cónicos se han encontrado en todos los océanos, el mayor número se ha identificado en el Pacífi-

rente de rasgos a las grandes acumulaciones de sedimentos que han enterrado un fo.ndo oceánico por lo demás escar-

marina y caparazones y esqueletos de organismos marinos microscópicos.

Arlatomfa de una dorsal oceánica

371

un relieve plano próximo al del nivel del mar por la acción de la meteorización. los procesos gravitacionales, las olas y el agua superficial. A lo largo de un período de millones de años, las islas se van hundiendo y desaparecen bajo la superficie del agua de una manera gradual a medida que el movimiento de las placas las van separando lentamente de la dorsal oceánica o el punto ca liente donde se originaron (v/o.se Recuadro 13.2). Esos montes submarinos sumergidos de cúspide plana, se denominan guyots*.

Las plumas del manto también genenUl grandes llanura... oceánicas, que se parecen a las provincias basálticas de inundación que se hallan en los continentes.

Ejemplos de estas extensas estructuras volcánicas son las Uanuras de Ontong Java y del Caribe, que se fon naron a partir de grandes emisiones de lavas basálticas nuidas sobre el fond o oceánico. Por consiguiente, las llanuras oceánicas están compuestas, principalmente, de basalto almohadillados y otras rocas máfi cas que en algunos casos superan los 30 kilómetros de grosor.

Anatomía de una dorsal oceánica Bordes d ivergentes ., Dorsales oceánicas y expansión del fond o oceánico

co. Además, los montes submarinos suelen fonnar cadenas lineales o, en algunos casos, una dorsal volcánica más continua, que no debe confundi rse con las dorsales centrooceánicas.

AJgunas dorsales, como la cadena de montes submarinos de H awaii-Emperador en el océano Pacifico, que se extiende desde las islas Hawaii hasta la fosa de las Ateurianas, se fonnan encima de un punto caliente volcánico asociado con una pluma del manto (véase Figura 2.26).

Otras nacen cerca de las dorsal es oceánicas, bordes divergentes en los que las placas se separan. Si el volcán crece lo suficiente antes de que el movimiento de las placas lo aleje de la fuenre magmática, la estructura emerge en fo rma de isla. Ejemplos de islas volcánicas en el Atlántico son las Azores, Ascensión, Tristán da Cunha y Santa Elena.

Durante la época en la que existen como islas, algunos de esos volcanes son erosionados hasta alcanzar

A lo largo de los bordes divergentes de placa bien desarrollados, el fondo oceánico se eleva, fonnando una promi nencia denominada d orsal oceánica o dorsal centrooceánica. Nuestro conocimiento del sistema de dorsales oceánicas procede de la exploración del fondo oceánico, las muestras obtenidas de perforaciones profundas, la inspección visual mediante sumergibl es, e incluso de la inspección d e primera mano de capas del fondo oceánico que se hayan desplazado hacia tierra a lo largo de los bordes convergentes de placa. Una do rsal oceán ica se caracteriza por su posición elevada, gran cantidad de fallas y sismos, alto flujo ténnico y numerosas estructuras volcánicas.

El sistema de dorsales oceánicas interconectadas es el rasgo topográfico de más longitud de la superficie terrestre; supera los 70.000 kilómetros de longitud. Representando el 20 por ciento de la superficie terrestre, el sis· tema de dorsales oceánicas serpentea por los principales océanos como las costuras de una pelota de béisbol (Figura 13.9). Típicamente, la cresta de esta estructura lineal se sitúa entre 2 y 3 kilómetros por encima de las cuencas occá-

* El ténnino guyot es un R:COnodmienl 0 al primer profesor de Geología de la Uni\'ersirlad de Princtton.

372

e A p í TUL o

1 3 Bordes divergentes: origen y evolución del fondo oceánico

Explicación de los atolones de coral: la hipótesis de Darwin Losntokmtsde coral son esmJcturas en forma de anillo que suelen extenderse varios miles de metros por deba jo del nivel del mar. ¿Qué pronx-::.t la fon nación de atolones)' cómo alcanzan tan enornle grosor?

Los curalu son anim.ales coloniales del tamaño aproximado de una honniga que se alimentlm mediante tentáculos )' están relaciOlUldos con las medusas. La mayoría de corales se autoprotege creando un esqueleto externo duro hecho de carbonato de calcio. En los lugares donde los corales se reproducen )' crecen durante muchos siglos, sus esqueletos se funden en grandes estructuras deoominadas nrrrcifts dt cural.

Otros corales, así como esponjas), algas, empiezan a adherirse al arrecife, y lo hacen crecer más. Al final, los peces, los gasterópodos, los pulpos )' otros organismos son atraídos hada estos hábitats variados )' producth·os.

Los corales requieren unas condiciones ambientales específicas para crecer.

Por ejemplo, los corales que fonnan arrecifes crecen mejor en aguas con una femperatura anual media de unos 24 oC. No pueden sobrevivir a la exposición prolongada a temperaturas inferiores a los 18 oC o superiores a los 30 oC . Además, los corales que forman arrecifes requieren un punto de adhesi6n (nomlalmenre otrOS VoIcanismo de puntos calientes \.

Arrecife de coral periférico

/

corales»' agua dara e iluminada por el sol.

Por consiguiente, la profundidad límite a la que puedcn vivir la mayor pan e de los corales es de sólo unos 45 metrOS. L.as condiciones ambientales restringidas necesarias para el crecimiento de los corales crean una paradoja interesante: ¿cómo pueden Jos corales. que para vivir requieren agua cilida, superficial e ilwninada por la luz solar a una profundidad no superior a unas pocas docenas de metros, crear estrucruras gruesas como los atolones de coral que se extienden Mcia aguas pronUldas?

El naruralista Charles DarwUl fue uno de los primeros en formuJar una hipótesis sobre e.I origen de los atolones. De 183 1 1 1836. na\'cgó 1 bordo del barro británico HMS &ngle duram'e su famosa navegación alrededor del mlUldo. En varios lugares que Oarwin visitó, obsetW una progresión de los estadios del dcsanuIlo de los arrecifes de coral de(l) un twrnift ptrifo"ito a lo largo de los bordes de un volcán a (2) un nrrrr:ifo ba11"trfJ COiI un voldn en el centroa (3) un aUJMn, que consta de un anillo continuo o roto de arrecifes de coral rodeado por una laguna central (Figura 13.B). La esencia de la hipóresjs de Darwin era la siguiente: dado que una isla volcánica se hWICle lentamente, los corales siguen fomlando el arrecife en direcci6n ascendente.

La hipótesis de Oarwin cxplk·aba cómo los arrecifes de coral, quecst:ín restringidos a las aguas superficiales, pueden construir estructur:as (jue loora existen en aguas mudiO más profundas. Durante la época de Darwin, sin embargo, no había ningún mecanismo plausible que explicara cómo una isla puede hundirse.

En la actualidad. la tectónica de placas ayuda a explicar cómo una isla volcánica puede extinguirse y hundirse a grandes profundidades durante largos períodos de tiempo. Las islas volcánicas suelen formarse encima de una pluma del manto relativamente cstacionaria, 10 cual hace que la litosfera se abombe. Durante un imer\'3 10 de millones de años, estas islas volcánicas se vuelven inactivas y se hunden de manera gradual a medida que la placa en movimiento las transpona lejos del punto caliente (Figura 13 .8 ).

Además, las perforaciones a través de los atolones han revelado que las roca.. \'01á nicas, de hecho, se extienden por debajo de las estructuras de arrecifes de coral más antiguas (y más profundas), lo cual confirma la hipótesis de Oarwin. Por tanto, los atolones deben su existencia al hundimiento grad ual de las islas volcánicas que contienen arrecifes de coral que con el tiempo se fonuan en dirccci6n ascendente.

U>goon

Arrecife

"'~

/

c.

/

A''''''' ./

... Agur. 1 J .B Formación de un atolón de coral debida al hundimiento gradual de la corteza oceánica y el crecimiento ascendente del arrecife d e coral. A. Se forma un arrecife de coral periférico alrededor de una isla volcánica activa. B. A medida que la isla voIdnica se aleja de la región de actividad d el punto calienle, ésta se hunde y el arrecife periférico se convierte de manera gradual en un arrecife barrera. c. Al fi nal. el volcán se sumerge por completo y el atolón permanece.

Anatomía de una dorsal oceánica

:173

... figura 1 ) .9 Distribución del sistema de dorsa les oceánicas, que recOrrf: todas las principales cuenus oceánicas, como la costura de una pelota de béisbol.

nicas profundas adyacentes y marca los bordes de placa donde se crea nueva corteza oceánica.

Obsérvese en la Figura 13.9 que las grandes secciones del sistema de dorsales oceánicas han recibido su nombre según sus localizaciones en e1 interior de diferentes cuenC'3S oceánicas. Lo ideal seria que las dorsales ocuparan el (:entro de las cuencas oceánicas, donde se denominan dorsales ce11fr()()(elÍlIicns. Eso es cierto para la dorsal Centroatlántica, que está situada en el centro del atlántico, más o menos panllela a los bordes de los continentes a ambos lados (Figura 13.9A). Eso también es cierto para la dorsal Centroíndica, pero obsérvese que la dorsal del Pacífico o rient.al está desplazada hacia el lado oriental del océano Pacífico (Figura 13.9B, q .

El ténnino dcrsnl puede llevar a equívocos. ya que no se trata de estructuras estrechas y escarpadas, tal como el término implica, sino que tienen anchuras que van de 1.000 a 4.000 kil óm etros y el aspecto de una gran elevación alargada que suele exhibir una topografía irregular.

Además, en un examen atento de la Figura 13.8 se observa que el sistema de dorsales está dividido en segmentos de entre unas pocas decenas y centenares de ki lómetros de longitud. A pesar de que cada segm ento es independiente del seb'lnento adyacente, en general están conectados, el uno con el otro, a través de una faU a transfonnanle.

Las dorsales oceánicas son tan altas como algunas montañas continentales y, por tanto, suelen describirse como estructunlS de naturaleza montañosa. Sin embargo, la semejanza acaba ahí. Mientras la mayor parte de montañas continentales se fornla cuando las fuer7$ compresionales pliegan y met:lmorfosean gruesas secuencias de rocas sedimentarias a lo largo de los bordes convergentes de placa, las dorsales oceánicas se fo mlan donde las fue rzas tensionales fra ctunln y sepanln la corteza oceánica.

Las dorsales oceánicas están compuestas de capas y pilas de rocas basálticas recién foo nadas falladas según bloques alargados que ascienden isostaticamente.

A lo largo del eje de algunos segmentos del sistema de dorsales oceánicas hay grandes fosas limitadas por fa llas normales denominadas valles de rift (Figura 13. 10).

Estas estructuras pueden superar los SO kilómetros de ancho y los 2.000 metros de profundidad. Dado que contienen bloques fa llados e inclinados de corteza oceánica, así como conos volcánicos que han crecido sobre fondo oceánico recién fornl ado, los valles de rift: suelen exhibir una topografía escarpada. El nombre vnlk de rift se ha aplicado a estas estructuras porque son muy parecidas a los valles de riftcontincntales; un buen ejemplo de ello es el rift del Este de Áfri~.

Topográficamente, los fl ancos externos de la mayoría de las dorsales están relativamente hundidos (excepto los picos volcánicos aislados) y se elevan de manern muy gradual (pendientes inferiores a 1 grado) hacia el eje de la dorsal. Cerca de las crestas, la topografía se hace más escarpada a medida que las cstructunlS ,"olcánicas y los valles limitados por fa llas que tienden a ser parnlelos al eje de la dorsal van adquiriendo más notoriedad. La topografía más escarpada se encuentra en las dorsales que tienen grandes valles de rift:.

Debido a su accesibilidad a los investigadores americanos y europeos, aJgunas partes de la dorsal Centroatlántica se han estudiado de una manera considerable mente detallada (Fi gura 13. 10). Se trata de una ancha cstructunl sumergida que se eleva de 2.500 a 3.000 metros por encima del fondo de la cuenca oceánica adyacente. En algunos lugares, como en Islandia, la dorsal se ha elevado incluso por encima del nivel del mar (Figura 13.9). AWlque casi a lo largo de toda su longitud, este borde de placa diverbrente se encuentra muy por debajo del

374

e A p rT u l

o 1 3 Bordes divergentes: origen y evolución del fondo oceánico

.. Flgur. 1 ).10 El eje de algunos segmentos del sistema de dorsa les oceánicas contiene bloques hundidos limitados por faltas denominados valles de rift. Algunos pueden superar los 50 kil6metros de ancho y los 2.000 metros de profundidad.

nivel dcl mar. Otro rasgo destacado de la dorsal Centroatlántica es su profundo valle de ri ft linea l que se extiende a lo largo del eje de la dorsal. Mediante barcos y sumergibles, así como equipos de sonar lateral sofi sticados, se han obtenido «imágenes» de este valle de rift en beneficio de las investigaciones acruales y fu turas. En algunos lugares el ancho d e este valle mide más de 30 kilómetros y está limitado por paredes de unos 1.500 metros de altura, Jo cual lo convierte en una est ructura comparable a la parte más profunda y más ancha del Gran Cañón de Arizona.

Origen de la litosfera oceánica

!J~ Bordes divergentes \VJ . . del Dorsales oceánicas y expansión fondo oceánico ~s OE \,t-

Las dorsales oceánicas representan los bordes constructivos de placa en los que se origina nueva litosfera oceánica. De hecho, el mayor volumen de magm a (más del 60 por ciento del total de la producción anual de la Tierra) se genera a 10 largo del sistema de dorsales oceánicas en

Origen de la litosfe--a oceánica

asociación con la expansión del fondo oceánico. Conforme las placas divergen, se crean fracturas en la corteza oceá nica que se llenan inmediatamente de roca fundida que asciende, procedente de la aSfenosfera caliente inferior. Este material fundido se enfría lentamente y se convierte en roca sólida, produciendo nuevas capas de suelo oceánico. Este proceso tiene lugar una y otra vez y genera nueva litosfera que se aleja de la cresta de la dorsal a modo de cinta transportadora.

Expansión del fondo oceánico Recordemos que Harry H ess, de la Universidad de Princeton, fonnuló el concepto de expansión del fondo oceánico a principios de los años sesenta. M ás tarde, los geólogos pudieron verificar el argumento de H ess de que se está produciendo expansión del fondo oceánico a lo largo de zonas relativamente estrechas localizadas en las crestas de las dorsales denominadas zonas de rift. Ahí, bajo el eje de la dorsal donde las placas litosféricas se separan, las rocas calientes y sólidas del manto ascienden y sustituyen el material que se ha d esplazado hacia los lados. Recordemos del Capítulo 4 que, a medida que la rocll asciende, ésta experimenta una disminución de la presión de confinamientO y puede fundirse sin adición de calor. Este proceso, denominado fllSiÓ'1I por des(Q'mptttiÓ'll, es la manera en que se genera el magma a lo largo del eje de la dorsal.

La fusión parcial de las rocas del manto produce magma basáltico con una composición sorprendentemente unifonne a todo lo largo del sistema de dorsales.

E.,<¡te magma recién formado se separa de las rocas del manto de las que se deriva y asciende hacia la superficie en fon na de lágrimas o plumas. Aunque la mayor parte de este magma se almacena en depósitos alargados (cámaras magmáticas) situad os justo debajo de la cresta de la dorsal, el 10 por ciento acaba migrando hacia arriba a lo largo de fisuras y es expulsado en fomla de coladas de lavas sobre el fondo oceánico (Figura 13. 10). Esta actividad añade nucvas rocas basálticas a los bordes de placa de una manera continua, uniéndolas temporalmente; estoS enlaces sólo se rompen al continuar la expansión . A lo largo de algunas dorsales, las emisiones de lavas bulbosas forman volcanes en escudo (montes submarinos) sumergidos, así corno dorsales alargadas. En otros lugares, las lavas muy fluidas crean una topograña más suave.

Durante la expansión del fondo oceánico, el magma inyectado en las fracturas recién desarrolladas fonna diques que se enfrían desde sus límites externos hacia el centro. Dado que los interiores cálidos de estos diques recién fonnad05 son débiles, la expansión continuada produce nuevas fracturas que tienden a separar estas rocas jóvenes más O menos por la mitad. Como consecuencia, se añade nuevo material a las dos placas divergentes por

375

igual. Por consiguiente, crece nuevo suelo oceánico simétricamente a ambos lados de la cresta de la dorsal situada en el centro. De hecho, los sistemas de dorsales de los océanos Atlántico e Índico están localizados cerca de la mitad de esos volúmenes de agua y, por consiguiente, se denominan dorsales cenuooceánicas. Sin embargo, la dorsal del Pacífico oriental está situada bastante lejos del centro del océano Pacífico. Pese a la expansión unifomle a lo largo de esta dorsal, gran parte de la cuenca del Pacífico que en alguna ocasión esruvo al este de este centro de expansión ha sido cabalgada por la migración hacia el este de las placas americanas.

Las zonas de separación activas miden sólo de 20 a 30 kilómetros dc ancho aproximadamente y se caracterizan por las fu lJas y el volcanislllo. En estos lugares los grandes trozos de corteza oceánica se desplazan a lo largo de fall as normales y p roducen una topografia escarpada compuesta de bloques fu llados inclinados (horsts y grabens) paralelos al eje del centro de expansión (vénse Capírulo 10). A lo largo de la mayoría de segmentos de la dorsal, las estructuras volcánicas también son prominentes.

Sin embargo, la región de volcanismo activo parece estar limitada a una zona de menos de 10 kilómctros de ancho.

Más allá de la zona activa de rift, las fu lJas y el volcanismo desaparecen y la corteza se vuelve rígida y estable.

Cuando Harry H ess propuso por primera vez el concepto de expansión del fondo oceánico, se creía que la corriente ascendente del manto era una de las fu eT'/..as conductoras de los movimiemos de placas. Desde entonces, los geólogos han descubierto que la corriente ascendente a lo largo de la dorsal oceánica es un proceso pasivo.

En otras palabras, la corriente ascendente del manto tiene lugar porque se crea «espaciolOo a medida que la litosfera oceánica se aleja horizontalmente del eje de la dorsaL Por el contra rio, las plumas del manto que se originan en la profundidad del manto ascienden porque son más calientes y, por tanto, más ligeras que las rocas del manto circundantes.

¿Por qué las dorsales oceánicas están elevadas?

La razón principal que explica la posición elevada del sistema de dorsales es el hecho de que la lito.sfera oceánica recién creada está caliente, ocupa más volumen y, por tanto, es menos densa que las rocas más frías de las cuencas oceánicas profunda s. A medida que la corteza basáltica recién fonnada se aleja d e la cresta de la dorsa l, se enma desde arriba a media que el agua marina circula a través de los poros y fracturas de la roca. También se enfría porque se aleja de la zona de corriente ascendente, que es la principal fuente de calor. Como consecuencia, la litosfera se enfría de manera gradual, se contrae y se hace más densa.

376

e A p rTU L o

1 3 Bordes divergentes: origen

yevolución del fondo oceánico

Esta contracción térmica expljca en parte las mayores profundidades oceánicas que existen lejos de las dorsales. Se tardan casi 80 millones de años amcs de que cese COmpletamente el enfriam iento y la contracción. Durante este

tiempo, las rocas que formaron parte del sist.ema de dorsales oceánicas elevad:Js, se localizan en las cuencas Oceánicas profundas, donde están cubiena por gruesas acumulaciones de sedimentos.

A medida que la ütosfera se aleja de la cresta de la do rsal, el enfriamien to también provoca un aumento gradual del gTOsor de la ¡¡[Osfera. Eso se produce porque el límite entre la Iitosfern y la astenosfcra se basa en las propi edades mednicas del material delm3mo, que dependen

de la rcmpcrarura. Recordemos que la litosfera es la capa extema fría y rigida de la Tierra, mientras que la astenosfem es una zona comparativamente caliente y débil. Confonne el material del manto superior envejece (se enfría), se vuelve rígido. Por tantO, la porción superior de la astenosfera se convierte en Litosfera simplemente mediante el enfriamiento. L a litosfera oceánica recién fonnad a continuará engrosándose durante unos 80 millones de años.

Luego, su grosor se mantiene relativamenle constante hasta que subduce.

Velocidades de expansión y topografía de las dorsales Cuando se estudiaron en detalle varios segmentos del sistema de dorsales oceánicas, se descubrieron numerosas dife rencias. Parece que muchas de estas diferencias están contro ladas por las velocidades de expansión. Uno de los principales metores (."'Qntrolados por [as velocidades de expansión es la cantidad de magma generado en una zona de rift. En los centros de expansión rápida, la divergencia se produce a una mayor velocidad que en los centros de expansión lentos, lo cu:'l1 tiene como consecuencia una mayor cantidad de magma que asciende del manto. Por consiguiente, las cámaras magmáticas situadas debajo de los centros de expansión rápida tienden a ser estructuras mayores )' más pennancntes que las asociadas con los centros de expa nsión más lentos. Además, la expansión a lo largo de los centros de expansión rápida parece ser un proceso relativamente continuo en el rifting y la corriente ascendente se producen a todo lo largo del eje de la dorsal. Por el contrario, la fractura en los centros de expansión lenta parece ser más episódica y los segmentos de la dorsal pueden penllanecer donnidos durante extensos períodos de tiempo.

A la... velocidades de expansión comparativamente lentas de 1 a 5 centímetros anuales, como sucede en las dorsales Centroatlántica y Centroínd ica, se desarrollan valles de ri ft prominentes a lo largo de la cresta de la dorsal (Figura 13. II A). Recordemos que estas estructuras

pueden medir 50 kilómetros de ancho y más de 2.000 metros de profundidad. Aquí, el desplazamiento de grand~ fragmentos de corteza oceánica a lo largo de fallas casi '·ex· ticales contribuye a la topografía característicamente (!5aupada de estOS valles de rift. Además, las estrucruras \ '01cánicas tienden a formar conos individuales. Por el contrario, en los centros de expansión rápida, los con~ volcánicos tienden a solaparse o pueden incluso desarrollarse en una dorsa l ,'olcánica alargad:'!, produciendo Wl2 topografía más suave.

A lo largo de la dorsa l de las Galápagos y en la sección más septentrional de la dorsal del Pacífi co orient;¡)o la norma es una velocidad de expansión intermedia de 5 z 9 centímetros anuales. En estos lugares, los valles de rifr quc se desarrollan son superficiales, con profundidades a mcnudo inferiores a los 200 metros, y su topografía tiende a ser suave en comparación con los que exhiben velocidades de expansión más lentas.

A velocidades de expansión más rápidas (más de 9 centímetros anuales), como las que se producen a lo largo de la mayor parte de la dorsa l del Pacífico o riental, no se desarrollan valles de rift centrales y la topograffa es relativamente suave (Figura 13. 1 lB). Además, dado que la profundidad del océan o depende de la edad del fondo oceánico, los segmento s de dorsa l que exhiben velocidades de expansión más lentas tienden a presentar perfiles más esca rpados que las dorsales con ve10cidades de expansión más rápidas (Figura 13.12).

Estructura de la corteza oceánica Uno de los aspectos más interesa ntes de la corteza oceánica es que su grosor y su estructura son destacadamente uniformes a todo lo largo de las cuencas oceánicas. Los sondeos sísmicos indican que tiene un grosor medio aproximado de sólo 7 kilómetros. Además, está compuesta casi en su totalidad por una capa de la roca. ultramáfica peridotita, que fonna el manto litosférico.

Aunque la mayor parte de la corteza oceánica se fonna fu era del alcance de nuestra \'ista, muy por debajo del nivel del mar, los geólogos han podido observar la estructura del fondo oceánico. En localizaciones como lerranova, Chipre, Omán y Gllifomia, fragmentos de la corteu oceánica ha.n cabalgado por encima del niveJ del mar. A partir de estos afloramientos, los investigadores concluyen que el fondo oceánico consiste en cuatro capas distintas (Figura J 3. 13): • Glpa 1: la capa superior está formada por una serie de sedimentos no consolidados .

• Capa 2: bajo la capa de sedi mentos hay una unidad rocosa compuesta principalmente de lavas basálticas que contienen abundantes estructuras

Estructura de la corteza oceánica

Vallo ele rift

377

• Flg"ra 13.11 Topografía de la cresta lavas almohadilladas de una do~1 oceánica. A. A velocidades d e ex pansión lentas, se desa rrolla un va lle de ritt prominente a lo largo de la c resta de la dorsal y la topografía es, en general, accidentada. B. A lo largo de los centros de expansión rápida no se desarrollan valles de ñft intermedios y la topografía es en comparación suave.

Lllvas a lmohadilladas

Gabro

en forma de almohada denominadas basaltos al-

Esta secuencia de rocas se denomina complejo ofioLíti-

1!lohadi/lndos.

ro (Figura 13.13). Del estudio de diversos complejos ofio-

• C apa 3: la capa r(x.:QSa imenncdia está fornla da por nwnerosos diques interconectados con una orientación casi vertical, denominados C01J1plqo dI!

di'llll!S. • Capa 4: la u nidad inferior está compuesta princi palmente por gabros, el equivalente de grano grueso del basalto, que crista(jzó en una cámara magmática debajo del eje de la dorsal.

líticos y de datos relacionados, los geólogos han deducido el proceso de fonnación del fondo oceánico.

Formación de la corteza oceánica Recordemos que el magma basá ltico que migra hacia arriba para crear nueva corteza oceánica se origina a partir de la fusión parcial de las rocas del manto (peridotiras). La re-

378

CAP f TUL O 1 3 Bordes divergentes: Oligen y evolucl6n del londo oceánico

B. Velocidades de expansión rápidas

.. FIgw. 13.1 2 La profundidad del océano depende de la edad del fondo oceánico. A. Las dorsales que exhiben velocidades de expansión lentas, como la dorsal Centroatllintica, tienen perfiles relativamente empinados. B. las dorsales como la del Pacífico oriental que tienen velocidades de expamiOO rápidas tienden a tener perfiles rnef10S empinados. Obséfvee que las pendientes de ambos perfiles, a5Í como los montes submarinos, e!;Lin ('f'I()fmemente exageradas.

Grooo< medio (km)

Tipo de roca Sedimenl06

0,3

""'"'""'" as

almohadilladas

oa.IIticas

..• .~ ~

•~ ~

Complejo dediques

~

""""

Gabro

-

Gabro estratifICado

~

"j

---

----. -

-

'~

(manto superior)

.. figura 13.13 Tipos de rocas y el g rosor de una se<.d6n tlpica de la corteza oceánica basada en datos obtenidos de los complejos oliolíticos y los est udios srsmkos.

gión de origen de este magma puede encontrarse más dt 80 ki lómetros por debajo del fondo oceánico. Al esta: parcialmente fundido y ser menos denso que la roca sóLda circundante, el magma se despla7..3 gradualmen te ha· cia arriba y entra en una cámara magrnática que se cree que mide menos de 10 kilómetros de ancho yse sitúa sólo I o 2 kilómetros por debajo de la cresta de la dorsal (figura 13. 11 ). En los estudios sísmicos realizados a lo largo de la dorsal del Pacífi co oriental se han identificadocilOaras magmáticas a lo largo dcl60 por ciento de la dorsal Por tamo, estas estrucruras parecen ser rasgos de alguru manera pennanentes, al menos a lo largo de los centr'Of de expansión rápidos. Sin embargo, a lo largo de los cer.· traS de expansión lentos, donde la velocidad de producción magmática es menor, parece que las cámaras magmáticas se fonnan de manera intermitente. Algunos investigadores han sugerido que la actividad volcá nica es también más esporádica a lo largo de los centros de ex· pansión lentos.

Confon ne la expansión del fondo oceánico prog-r~­ sa, se desarrollan numerosas fractu ras verticales en la correza oceánica situada sobre estas cámaras magmáticas. La roca fundida se inyecta en el interior de estas fisuras, donde una parte se enfría y solidifica, y fonna diques. Los nUevos diques intruyen en los diques antiguos, que todavía es-tán cali entes y son débiles, y fonnan diques en capas.

Esta parte de la corteza oceánica suele medir de 1 a 2 Dlómetros de grosor.

Aproximadamente el lO por ciento del magma que entra en las cámaras acaba siendo expulsado sobre el fon· do oceánico. Dado que la superficie de una colada de la\""& submarina se enfría rápidamente gracias al agua marina. en raras ocasiones se desplaza más de unos pocos kilómetrOS antes de solidificarse pur completo. El movimiento de avance se produce cuando la lava se acumula tras el bor· de solidificado y luego se abre paso. Este proceso se produce una y otra vez, a medida que se extruye el basalto fundido, de la misma manera que la pasta de dientes sale de un tubo que se apriete fuerte. El resultado son ~ protuberancias en fonna de tubo que parecen almohadas grandes apiladas las unas encima de las otras; de ahí d nombre de basaltos almohadillados. En algunos lugares. las lavas almohadilladas pueden fonn ar montones del t;.maño de un volcán parecidos a los volcanes en escudo pequeños, mientras que en otrOS lugares fonnan dorsales alargadas. Estas estructuras acabarán \-iendo interrumpido su suministro de magma a medida que son transporta· das lejos de la cresta de la dorsal a causa de la expansiÓl:. del fondo oceánico.

La unidad inferior de la corteza oceánica se desarrolla a partir de la cristalización en el interior de la propia cámara magmática central. Los primeros miner.ll~ que crista lizan son el olivino, el piroxeno y en algunai

Estructura de la corteza oceánica

ocasion es la crom ita (óxido de cromo), este último puede descender atravesando e l m agma y fo nnan una zona cstratificada cerca de l fo ndo de l d epósito. E l magma restante tiende a enfriarse a lo largo d e las pared es de la cám ara y fonn a cantid ades m asivas de gabro de g rano grueso. Esta unidad constituye la mayor parte de la corteza oceánica, don de pued e representar hasta 5 de sus 7 kilóm etros d e grosor total.

D e este modo, los procesos que actúan a lo largo del sistem a de do rsales generan toda la secuencia d e rocas que se encuentran en un complejo ofiolítico. Puesto que las cámaras magmáticas se vueh ren a rellenar periódicam ente con magma fresco procedente de la astenosfcra, la corte-ota oceánica se genera de m anera continu a.

Interacción entre el agua marina y la corteza oceánica Además de servir com o m ecanismo para disipar el calor interno d e la Ticn-a, la interacción entre el agua marina y la corteza basáltica recién fon nada altera tanto el agua ma rin a como la corteza . Puesto que las coladas de lava submari nas son muy penneables y la corteza basáltica superio r está m uy fracrurada, el agua m arina puede penetrar hasta una profundidad de 2 kilómetrOS. Cuando el agua

379

m arina circu la:l través de la corteza caliente, se calien ta y altera la roca basáltica m ed ian te un p roceso llamado 1fIeunnorjis1fIo hülrotl!rllll1/ (agua caliente). Esta alteración hace que la plagioclasa rica en calcio de los basaltos recién forIllados cambie el calcio por el sodio de la sal (NaCl) de l al:,rua mari na. Además, los silicatos oscuros d el basalto suelen altera rse y fonllar el mineral clo ri ta.

Además d e alte rar la corteza basáltica, también se m odifica el agua marina. C uando el agua m arina caliente circula a través d e la roca recién fo nnada, d isuelve los io· n es de silicio, hierro, cobre y ocros m etales p rocede ntes de los basaltos calientes. Una vez el agua se h a calentado a varios centenares de grad os Celsius, asciende ligeramen te a 10 larl:,'O de las fracturas y acaba siendo expulsada a la superficie (vénse Recuadro 13.3). En los estudios realizados con sumergibles a lo largo d e la dorsal d e J uan de Fuca se fo tografi aron estas soluciones ricas en metales cua ndo brotan del fondo oceánico y forman nubes llenas de partfculas denominadas fu marolas n egras, A m edida q ue ellíquido caliente (u nos 350 oC) se m ezcla con el agua marina fría , los m in erales d isueltos precipitan y fonnan depósitos m asivos de sulfu ros m etá licos, algunos d e [os cuales son económicamente importantes. En algunas ocasiones, estOS depósitos crecen hacia arri ba y fonn an grandes estructuras en fo n na de chimen ea.

las biocomunidades de las chimeneas hidrotermales submarinas: ¿la primera vida terrestre?

Las chimeneas hidrolcnnales de las profundidades marinas se ronnan a lo largo de muchas ronas de rirt activas. Ahí, el ab'Ua marina percola en la corte1.a oceánica caliente y recién fonnada. Durante su trayectO, el agua puede sllturarse con minerales antes de que vuelva a ser urojada al océano en fonna de fomoro/n ",gra. Las fumarolas oceánicas suelen emitirse desde altas chimeneas compuestas de sulfuros metálicos que han precipitado a medida que el agua caliente de la chimenell comacta con el agua fría del mar.

Las temperarura~ del agua en algunas chimeneas alcanzan hasta los 350 oC. lo cual es demasiado caliente para que haya vida. No obstan le, en otras chimeneas, las temperaturas de lOO oC o inferiores nutren unas exóticas bio(011/1/1/idaMS tk (h;'/Ientlls hidrr;ttrmllles de organismos que no se encuentran en ningún otro lug:ar del mun-

do. De hecho, se han descubierto centenares de nuevas especies (e incluso nuCl'OS géneros y familias) alrededor de estos hábitats de las profundidades marinas desde que los científicos los descubrieron a lo largo del rift de las Gal~pagos en 1977.

Existen otras bioc:omunidades de chi.meneas hidrotermales [ocali1.adas en pun tos espedficos a 10 largo de la dorsal del Pacíficooriental, la dorsal Centroatláncica, la dorsal Centroí"dica y la dorsal de Juan de Fuca. ¿Cómo sobreviven est OS organismos en este ambiente oscuro, caliente y rico en sulfu ros en el que [a fotosíntesis no puede tener lug:ar? En los esrudios de Jos organismos de las chimeneas hidrotermales se revela que los org;¡nismos microscópicos parecidos a las bacterias y denominados Im¡ueoharttrillJ (llTChlltOS "" an tiguo) que viven en el interior y en la proximidad de las chimeneas realizan

quimiosinttsis «(hono = qUlllm:a¡ syn "" con; thtsis :: ordenamiento) y constiruyen la base de la cadena trófica. Laschimeneas hidroren nales proporcionall enerb>Í3 térmica para que las arqueobacterias oxiden el sulfuro de hidrógeno (HzS), que se fonua a lravés de la reacción del agua caliente con el sulfuto disuelto (SO¡-2). Mediante la qui miosfntesis, las arqueobacterias producen azúcares y OtrOS alimentos que permiren que éstos y otros organismos vivan en este ambiente muy poco ha· bitual y extremo.

Algunas arqueobacterias viven simbióticamente dentro de gusanos gigantes sin intestinos que habitan en [os rubo<;.

Estas arqueobacterias proporcionan alimento a los gusanos rubícolas para que crezcan a una velocidad tal como 1 metro cada año y hasta alcanzar los 3 metros de longirud. Otras arqueobacrerias son consum idas por mejillones amarillos especia-

380

e A p f TUL o 1 3 Bordes divergentes: oogen y evolución del fondo oceánico

li7.ados, almejas blancas gigantes y erizos de mar rosas. A su ,·e::t., éstos son devorn· dos p<:lr' cangrejos y peces únicos. Por tan· ro, las arqueobacterias son el fundalllen· to de un ecosistema vivo que no necesita la luz solar.

Es muy probable que existieran aOl· bienlcs parecidos a los de las chimeneas

hidroternlalcs durnnle la historia inicial del planeta. Algunos científicos han suge· rido que la unifonnidad de las condicio-nes y la energía abundante de las chime· neas habrían proporcionado un hábitat ideal parn el origen de la vida. De hecho, las chimeneas hidrotennales pueden representar uno de los ambientes que ge·

Ruptura continental: el nacimiento de una nueva cuenca oceánica Bordes divergentes .. Formación de cuencas oceánicas El motivo por el que e l supercontineme Pangea empezó a separarse hace casi 200 mi llones de años no se sabe con se· guridad. Sin embargo, este acontecimiento sirve para ilustrar que quizás la mayoría de cuencas oceánicas empieza a fonnarse cuando un continente empieza a separarse. Éste es claramente el caso del océano Atlántico, que se fonnó ruando el continente americano se se~ró de Europa y África. También es cierto para el océano índ ico, que se desarrolló cuando África se separó de la Antártida y de India.

Evolución de una cuenca oceánica El desarrollo de una nueva cuenca oceánica empie7..:\ con la fo nnación de un rift continental, una depresión alargada en la que toda la litosfera se ha defonnado. Ejemplos de rifes continentales son el rift de África o riental, e l rift del Baik:tl (al sur de la Siberia central), el valle del Rin (noroeste de Europa), el rift de Río Grande y la provincia Basin and Range del oeste de los Estados Unidos. Parece que los ri fes continentales se fonnan en gran variedad de entornos tectónicos y pueden tenninar con la separación de un continente.

En los lugares en los que la ruptura continúa, el sistem a de rifts se convertirá en una cuenca oceánica joven y estrecha, como ejemplifica el mar Rojo en la actualidad.

Al final, la expansión del fondo oceánico tiene como re::.u ltado la fonnación de una rucnca oceánica madura limitada por bordes continentales. E l océano Atlántico es una estructura de este tipo. A continuación, observaremos este modelo de evolució n de las cuencas oceánicas mediante ejemplos actuales que representen los varios estadios de la ruptura.

Rift túAfrica oriental U n ejemplo de riftcontinental ac· tivo es el rift de África o riental, que se extiende a través del África o riental a lo lar go de unos 3.000 kilómetros. Más

Ilcrnn vida más antiguos, porque la aeñ,idad hidrotennal se produce donde hay volcanes yagua. Otrn línea de pruebas que respaldan que las chimeneas hidrotennales albergaron Wla pan c de la primera vida terrestre reside en el hecho de que las arqueobacrerias contienen una composici6n genética antigua.

que constituir un solo rift, el rift de África oriental está fo n nado por varios valles interconectados de algún modo que se separan en una sección o riental y otra occidental al· rededor del lago Victoria (Figura 13. 14). Toda,1a se debate si este rift se convertirá en un centro de expansión, don· de la subplaca Somalí se separará del continente afTicano.

No obstante, se cree que e l rift de África orienta l representa e l estadio inicial de la fractura de un continente.

El período de fracturación más reciente empezó hace unos 20 m illones de años cuando una corrie nte as· ccnde nte del m anto intruyó en la base de la litosfera (Figura 13. I SA). El ascenso ligero de la litosfera ca lentada hizo <lue la corteza adoptara fonna de domo. Como consecuencia, la corteza superior se rompió a lo largo de fuUas normales de !,rran ángulo y produjo bloques h undidos. o gmbens, mientras que la corteza inferior se defo nnó por el estiramiento dúctil (Figura 13. 158 ). Como se muestra en la Figura 13.14, en los valles hundidos, se fonnó uru. serie de lagos limitados por acanti lados inclinados de miles de kiló metros de altura. Por tanto, este sistem a de rifu continentales es muy parecido a los rifu que se encuentran a lo largo de los centros de expansión lentos, como la dor· sal Centroatlántica.

En su fase de form ación inicial, el m agma generado a tr.lvés de la fus ió n por descompresión de la pluma as· ccndentc del manto intruye en la corteza . Una parte del magma migra a lo largo de las fracturas y es expulsado hacia la superficie. Esta actividad produce coladas extensas basálticas en el im erior del ri ft, así como conos volcánicos. algunos de los cuales se fo rman a más de 100 kilómetros del eje del rift. Son ejemplos de e llo el monte Kilimanja· ro, q ue es e l punto más elewdo dc África y se eleva C'dsi 6.000 metros por encima de la Uanura de Serengeti, y el monte Kenia.

Mar Rojo Las investigaciones sugieren que si se mantienen las fuerzas tensionales, un valle de rift se alargará y se hará más profundo, hasr:a que finahnente se extenderá y al· canurá el borde del continente y, de este modo, éste quedará dividido en dos partes (Figura 13 .15C). En este pun· to, el r ift continental se transfonna en un estrecho mar lineal con una desembocad ura en e l océano, similar al mar Rojo.

Ruptura continental: el nacimiento de una nueva cuenca oceánica

381

... figura 11.14 Valles de rift del este de África y estructuras asociadas.

El mar Rojo se fonnó cuando la península Arábiga se separó de África, proceso que empezó hace unos 30 millones de años. Los escarpes de fall a inclinados que se elevan hasta 3 kilómetros por endma del nivel del mar flan quean los bordes de esta masa de agua. Por tanto, los escarpes que rodean el mar Rojo son parecidos a los acantilados que limitan el rift de África oriental. Aunque el mar Rojo sólo alcanza profundidades oceánicas (hasta 5 kilómetros) en algunos pUIllOS, las bandas magnéticas simétricas indican que ha tenido lugar una expansión del fondo oceánico durante los últimos 5 millones de años.

Océallo Atúilltico Si la expansión continúa, el mar Rojo se ampliará y desarrollará una dorsal oceánica elevada parecida a la dorsal Centroad ántica (Figura 13 . 15D).

Confonne se añade nueva corteza oceánica a las placas divergentes, los bordes conti nentales fracturados se alejan lentamente el uno del otro. Como consecuencia, los bordes continentales fracturados que habían estado situados encima de la región de la corriente ascendiente,

se desplazan hacia el interior de las placas en crecimiento. Por consiguiente, a medida que la litosfera continental se aleja de la fuente de calo r, se enfría, se contrae y se hunde.

Con el tiempo, estos bordes continentales se hWldirán por debajo del nivel del mar. Simultáneamente, el material erosionado de la masa continental adyace nte se depositará encima de la topografía fa llada del borde continental ~"Ume rgi do . Al final , este material se acumulará y formará una cuña de sedimentos relativamente poco modificados y rocas sedimentarias. Recordemos que los bordes continentales de este tipo se denominan Ixmm (0111;nrotales pasivos. Ejemplos de bordes continentales pasivos rodean el océano Atlántico, incluidos el norte y el sur de América, así como las ronas costeras del oeste de Europa y África. Puesto que los bordes pasivos no están asociados con los Iím..ites de pla!..":!, experimentan poco volcanismo y escasos terremotos. Recordemos, no obstante, que éste no era el caso cuando estos bloques litosféricos componían los flancos de un rift continental.

J82

e A p í TU L o

1 3 Bordes. divergentes: oogen y evolución del fondo oceánico

"

'.--' ,\

\

_ _ o,,",

.~

--

Corteza cci itIIl8I'ItaI

\

"

c:p

/

i,

B·L _ _-~-------'

-

Mar lineal

, .

c.L _ _---;;:::::;--~-----'

\ , D.L - - - - - - - - - - - '

E.

.. FIgura 13.15 Formación de una cuenca oceánica. A. las fuerzas tenSÍOflales y el ascenso de litosfera caliente provocan la frdCluración de la corteza superior a lo largo de las fal las normales, mientras que la corteza inferior se deforma mediante la tensión dúctil. B. A medida q ue la corteza se separa, las grandes capas de roca se hunden y generan una zona de rift. C. Una mayor expansión genera un mar estrecho. D. Al final, se crean una cuenca oceánica eltp<lnsiva y un sistema de dorsales. E. Ilustración de la separación de Suramérica y ÁfriC<l para formar el Atlántico sur.

No todos los valles de rift continentales desarrollan centros de expansión completos. Un rift abortado recorre el centro de los Estados Unidos y se extiende desde el lago Superior hasta el centro de Kansas (Figura 13 .16). Este vall e d e rift, que habia sido activo, está ll eno de rocas volcánicas que fueron extruídas sobre la corteza hace más de 1.000 millones de años. Todavía se desconoce el motivo po r el que un valJe d e rift desa-

rrolla un centro de expansión activo mientras otros están abandonados.

Mecanismos de ruptura continental Parece probable que existieron supcrcontinentcs de ma· nera esporádica durante el pasado geológico. Pangea, que fue el más reciente de ellos, constituía un super<..'Ontinen-

Ruptura continental: el nacimien to de una nueva cuenca oceánica

383

nominada pu1ll0 ca/iet/te, que puede tener un diámetro de hasta 2.000 kilómerros.

Las investigaciones sugieren que las plumas del manto tienden a concentrarse debajo de un supercontinente porque, una vez unida, una gran masa continenta l fonna una «manta .... aislante que atrapa e! calor del manto. El consiguiente aumento de la temperatura conduce a la fonnación de pl umas del manto que sirven como mecanismos de disipación del calor.

Se pueden obtener pruebas de! papel que las plumas del manto representan en la fra{,'lnentación contincnral en los bordes continentales pasivos, antiguos puntOS de ruptura. En varias regiones de ambos lados del Atlántico, la ruptura continental estuvo precedida por el ascenso de la corteza yerupciones masivas de lava basáltica. Son ejemplos los basaltos de inundación de Etendcka, al suroeste de África, y la provincia basáltica de Paraná, en Suramérica (Figura 13. 17A) . .& Figur. 1 :S.16 Mapa q ue muesl1a la situación de un ritt abortado qu e se extiende desde el lago Superior hasta Kansas.

te hace entre 450 y 230 millones de rulos, y se fraccionó poco después. Por tanto, los geólogos han llegado a la

conclusión de que la fonnaci ón de un supercomineme seguida por la fragmentación continental debe ser una parte integral de la tectónica de placas. Además, este fenómeno debe implicar un gran cambio en la dirección y la naruraleza de las fuerzas que conducen el movimiento de placas. En otras palabras, durante largos periodos de tiempo geológico, las fuenas que producen los movimientos de las placas tienden a organizar los fragmentos de corteza en un solo supercontinente, y luego cambian las di recciones y los dispersan de nuevo.

Se han propuesto dos mecanismos de ruptura continental: las plumas de rocas calientes móviles que ascienden desde la profundidad del manto y las fuerzas que surgen de los movimientos de placas. Aunque se cree que las plumas del manto connibuyen a la separación de una masa continental, este mecanismo no parece ser de la mab'1titud suficiente para dispersar los fragmentos. Por tanto, las plumas del manto pueden actuar en tándem con otros mecalllsmos.

Phnllos del manto y pumos azlieJl'es Recordemos que una pltmlO tkl11101lIO está compuesta de rocas del manto más calientes de lo non nal con un extremo en fonna de hongo de cemenares de kilómettos de diámetro unido a un conducto largo y est recho. Cuando el exrremo de la pluma se aproxima a la base de la litosfera fria, se expande hacia los lados. La fusión por descompresión en el interior del extremo de la pluma genera grandes volúmenes de magma basáltico que asciende y provoca el volcanismo en la superficie. El resultado es una región volcánica, de-

--

Africa

---

/ papel que las plumas del manto pueden desempeñar en la ruptura continental. A. Relación de las llanuras basálticas de Paraná y Etendeka con el punto caliente de Tristán da Cunha. B.localización de estas llanuras basálticas hace 130 millones de años, justo antes de que empezara a abrirse el Atlántico ~r.

.& Flgura 1J.17 Pruebas del

J84

e A P ¡ T UL o

, 3 8o«:Ies divergentes: origen y evolución del fondo oceánko

H ace unos 130 millones de años, cuando Suramérica y África estaban unidas en una sola masa continental, las grandes erupciones de lava produjeron una gran llanura bas.íltica continental (Figura 13. 178). Poco después de este acontecinúento, el Atlántico sur empezó a abrirse, separando la provincia bas.íltica en lo que ahora son las llanuras basálticas de Etendeka y Paraná. A medida que crecía la cuenca oceánica, el tallo de la pluma produjo una hilera de montes submarinos a cada lado de la dorsal recién fonnada (Figura 13.17A). La zona acmal de actividad

Recordemos que la corteza oceánica antigua subduce debido a que es más densa que la astenosfera subyacente. Es decir, se hunde a causa de su flotabilidad negativa. (Los objetos con una flotabilidad positiva «flotan-como un trozo de madera en el agua, mientras que los objetos con una flotabilidad negativa se hunden.) En si tuaciones en las que un continente está unido a un ~ mento de la litosfera oceánica en subducción, éste sen arrastrado hacia la fosa. Sin embargo, los continentes se extienden por encima de b'TUesas secciones de manto li-

del pLlnto caliente se centra alrededor de la isla volcánica

rosférico. Como consecuencia, tienden a resistirse a ~

de Tristán da Cunha, que se encuentra sobre la dorsal Ccntroatlántica.

Se cree que hace unos 60 millones de años otra pluma del manto inició la separación de GroenIandia del norte de Europa. Las rocas volcánicas asociadas con esta actividad se extienden desde el este de Groenlandia hasta Escocia. En la actualidad el punto caliente asociado con este acontecimiento se encuentra debajo de Islandia.

A partir de estos csrudios, los geólogos han concluido que las plumas del manto han desempeñado un papel en el desarrollo de al menos algunos rifes continentales. En estas regiones, la ruprura empezó cuando una pluma caliente del manto alcanzó la base de la litoSfera y provocó el abombamiento y la debilitación de la corteza supra}'<lcellte. A medida que la corteza ascendía ligeramente, se estiraba y desarrollaba rifu parecidos a los que se encuentran en el África oriental. Al mismo tiempo, la fusión por descompresión del extremo de la pluma condujo a grandes erupciones de lavas basálticas. Tras estos episodios de actividad ígnea, empezó a abrirse una cuenca oceánica. El mecanismo de ruptura propuesto es el deslizamiento por gravedad asociado con el levantamiento provocado por la pluma del manto.

Es im portante observar que no todo el volcanismo de puntos calientes conduce a la ruptura. Por ejemplo, las grandes erupciont's de lavas basálticas que constiruyen los basaltos del río Columbia en el noroeste deJ Pacífico, así como los d e Siberia, no están asociadas con la fragmentación de un continente. Además, aunque el levantamiento y el desli zamiento por grnvedad pueden ser producidos por la cabeza de la pluma , los tallos de la pluma son considerablemente menores y no se cree que desempeñen un papel importante en el movimiento de placas. Por tanto, aunque las plumas del manto pueden dar inicio a la ruptura, es improba ble que provoquen la d ispersión de los fragmentos. Por tanto, deben intervenir otras fu erzas.

remo lcados, lo cual crea esfuerzos tensionales que estire y adelgazan la corteza. El hecho de si el arrastre de pbcas puede separar un continente es todavía objeto de ~­ tudio. Quizá otros facto res, entre los cuales se cuentan b presencia de puntos calientes o zonas de fragilidad, COIJll..o una gran zona de falla, pueden conttibuir a la ruptura.

Los investigadores han sugerido que durante la frafmcntación de Pangea, el continente americano se sepan:. de Europa y África como consecuencia de otra fu erza: b mcció,¡ de las placllS. Recordemos que cuando una capa oceánica fria se hunde, hace que la fosa avance hacia el lado oceánico o vuelva atrás, lo cual crea una comente en la a..... tenosfera que arrastra la placa supra}'<lcente hacia la fQS¡ que se retira (Figura 13. 18).

Durante la fragmentación de Pangea, una zona de subducción se extendIa a todo lo largo del borde ocodental del continente americano. A medida que se desarrollaba esta zona de subducción, la fosa se retiraba lentamente en dirección oeste hacia el centro de expansiÓ&l situado en el Pacífico. Los restos actuales de esta zona de subducción son, entre otros, la fosa Perú-Chile, la fa.

Centroamericana y la zona de subducción Cascadia (viose Figura 13.8). La sucdón de las capas a todo lo largo del borde occidental del continente americano pueden habe:proporcionado las fuer.ta.s tensionales que fragm enrnrOll Pangea.

En resumen, la ruptura continental se produce cuando una masa continental se encuentra bajo tensión. que tiende a alargar y adelgazar la litosfera. Los puntos calientes que debilitan y elevan la corteza pueden ayudar 2 este mecanismo.

Arrnstre y succi6" tk las placas Existe el acuerdo b"CIleral de (lue las fueralS tensionales, que tienden a alargar o separar las rocas, son necesarias para que un continente se fragmente. Pero ¿cómo se originan estas fuerzas?

Destrucción de la litosfera oceánica Aunque en los bordes divergentes de placa se produce nueva litosfera de manera continua, el área de la superficie terrestre no aumenta. Para equilibrar la cantidad de litosfera recién creada, debe producirse un proceso por el que se destruyan las placas. Recordemos que eso ocurre a lo largo de los bo1-des amvergeutes, también denominados WlIIlS de subdtlcci61l.

Destrucción de la litosfera oceánica

385

... Figura 13.18 lIustr6Ci6n de cómo la retirada, o .. ro!l·back,., de la fosa produce fucrus de succión que se cree que contribuyen a la fragmentación de un continente.

En muchos puntos la litosfera oceánica es más densa que la astenosfera subyacente y, por tanto, se hundirá cuando se dé la oportunidad. Por el (:ontrario, la litosfera con cortC7..3 continental es demasiado ligera para subduOr. Cuando una masa continental forma parte de una placa oceánica en subducción, es arrastrada hacia la fosa. Al fin al, entra en la fosa y «tapa» el sistema, provocando el cese de la subducóón.

¿Por qué la litosfera oceánica subduce?

El proceso de la subducción de placas es complejo, y el destino fina l de las placas subducidas es todavía objeto de debate. Lo que se conoce con cierta seguridad es que una capa de litosfera oceánica subduce porque su densidad total es mayor que la del manto subyacente. Recordemos que cuando a lo largo de una dorsal se forma corteza oceánica, ésta es caliente y ligera, lo cual hace que la dorsal se eleve por encima de las cuencas oceánicas profundas. No obstante, a medida que la litosfera oceánica se aleja de la dorsal, se enfría y se engrosa. Después de alrededor de 15

millones de años, una capa oceánica tiende a ser más densa que la astenosfera que la aguanta. En algunas partes del Pacífico occidental, una porción de la litosFera oceánica tiene casi 180 millones de años de antigüedad. Se trata de la parte más gruesa y d ensa de los océanos actuales. Las placas en subducción de esta región descienden típicamente a ángulos próximos a los 90 grados (Figura 13. 19A).

Los puntos en los que las placas subducen a estos ángulos tan indinados se encuentran en asociación con las fosas de las Tonga, las Marianas y las Kuriles.

Cuando un centro de expansión está situado cerca de una zona de subducción, la litosfera oceánica es tOdavía joven y, por tant o , caliente y ligera. Por tantO, el ángu lo de descenso de estas placas es pequeño (Figura 13.1 98 ). Incluso es posible que una masa continenta l monte sobre la litos fera oceánica antes de que es ta última se haya enfriado lo suficiente como para subducir realmente. En esta situación, la capa pued e flotar tantO que, en lugar de hundirse en el manto, se mueve horizontalmente por debajo de un bloque de litosfera continenta L Este fe nómeno se denomina subducción flo-

J86

e A p r T UL o

1 ] Borde!; divergentes: Ofigen y evolución del fondo oceánico

.........

"' A

ceme. Por consiguiente, estas regiones experim entaL. grandes y frecucmcs terremotos.

Se ha deten ninado que las unidades dc cortez.a ocei · nica inusualmente gruesas, cuyo grosor supera los 30 I.J.lómctros, probablemente no subducirán. Un ejemplo es b llanura de OntongJ ava. que es una llanura basáltica occi· ruca gruesa situada en el Pacífico occidental. Hace unos_ millones de años, esta llanura alca nzó la fosa que consttuía el límite entre I ~ placa del Pacífico en subducción "f la placa Australiano- Indica suprayacente. Apa re ntemen~ demasiado ligera para subducir, la llanura de Ontong JaT'l obstruyó la fosa e interrumpió la subducción en este puctooConsideraremos lo que acaba pasándoles a estOS fragmentos de la corteza que son demasiado ligeros para subducir en el ca pítulo siguiente.

Placas en subducción: la desaparición de una cuenca oceánica

B.

... Rg"r. n .2O El ángulo al que desciende la litosfera oceánica hacia la astenosfera depende de su densidad. A. En algunas partes del pacífico la litosfcra es antigua pues tiene más de 160 millones de años y, en general, de!iciende hacia el manto a áng ulos próximm a los 90 grados. B. la litosfera oceánica joven está caliente y flota; por tanto, tiende a subducir con un ángulo pequeño.

t anteo Se cree que las placas ligeras acaban hund iéndose cuando se enman suficientemente y su densidad aumenta.

Es importante observar que es el mnntoIitosftfrico, situado debajo de la corteza oceánica, el que conduce la subducción. Incluso cua ndo la corteza oceánica es ba...tante antigua, su densidad es de 3,0 glanl , que es una densidad menor que la de la astenosfera subyacente, con una densidad de alrt'¿edor de 3,2 g/cm 1. La subducción se produce sólo porque el manto litosfénco frío es más denso que la astenosfera más cálida.

En algunos puntOS, la con eza oceánica es inusualmente gruesa porque contiene una cadena de montes submarinos. Aquí la litosfera puede tener la cantidad suficiente de material de la corteza y, por tanto, la suficiente flotabiLidad, para impedir o al menos modificar la subducciÓn. Ésta pareccser la situación en dos zonas a lo largo de la fosa de Pero-Chile, donde d ángulo de inclinadón es bastante pequeño: alrededor de lOa 15 grados. Los ángulos bajos suelen tener como consecuencia una fuerte interacción entre la capa descendente y la placa supra~-

M edia nte las anomalías magnéticas y las zonas de fractura del fondo oceánico , los geólogos empezaron a rcconstruir el movimiento de las placas durante los últimOi 200 millones de años. A partir de este trabajo, descubrieron que algunas panes, o incluso la totalidad de las cuencas oceánicas, han sido destruidas a lo largo de lb zonas de subducciÓn. Por cjemplo, obsérvesc que, durante la fragm entación de Pangea que se muestra en la Figura 2.A. la placa Africana rOta y se mueve hacia el no rte. AJ final , el borde septentrional de África colisiona con Eurasia. Durante este acontecimiento, el suelo del océano intem ledio de Tetis fu e consumido casi por completo en el manto, dejando atrás sólo un pequeño restO: el mar Mediterráneo.

Las reconstrucciones de la fragmentación de Pangea también ayudaron a los investigadores a comprender la desaparición de la placa de Farallón, una gran placa oceánica que había ocupado gran pane de la cuenca del Pacífico oriental. Antes de la fra gmentación, la placa de Fara· Ilón, junto con una o dos placas menores, se encontraban en el lado oriental de un centro de expansión situado cerca del centro de la cuen ca del Pacífi co. Un resto actual de este centro de expansión, que generó las placas de Farallón y del Pacífico, es la dorsal del Pacífico oriental.

Hace unos 180 millones de años, el continente americano empezó a ser impulsado en dirección oeste po r la expansión del fondo oceánico del Atlántico. Por tanto. los límites convergentes de placa que se fonnaron a lo largo de las costas occidentales del none }' el sur de Améri(";l migraron de manera gradual hacia el oeste en relación con eJ centro de expansión situado en el P acífi co. La placa de Farallón, que subducía por debajo del continente americano más rápidamente de como se generaba, se hizo cada vez más pequeña (Figura 13.20). A medida que dis-

~ura

y cielTe de cuencas oceánicas: el delo del supercontinente

Falta de la Reina Char10ta Placa Norteamericana

PI"", da F81aJl6n

Falla de la Reina Char10ta Placa Norteamericana

Placa Nortaamericana

Placa de Farallón

)87

Zona de oubducdón

....

do""'_ Placa Pacifica

Placa Pacifica

_ do """'-

Placa Pacifica

A. Hace 56 millones de anos

B. Hace 37 millones de at\os

+

C. En la actualidad

.. Figura n .2O Ilustración simplificada de la desaparición de la placa de Farallón, que había estado situada a lo largo del borde occidental del continente ameriCilIlO. Puesto que la ~u bducción de la placa de Fara llón era más rápida que su generación, se hizo cada vez más pequeña. los fragmentos restantes de la plsaa de Farallón, que habfa sido enorme, son las placas de Juan de Fuca, de Nazca y de Cocos.

minuia su superficie, se rompía en fragm entos más pequeños, algunos de los cuales subdujeron por completo.

Los fragmentos restantes de lo que había sido la enonne placa de Fara llón son ahora las placas de J u:m de Fuca, de Cocos y de Nazca.

Confonne la placa de Faral1ón se encogía, la placa del Paófico se agrandaba, invadiendo las placas americanas.

H ace alrededor de 30 millones de años, una sección de la dorsal del Paófico oriental coüsionó con la rona de subducción que antes se h abía extendido en la costa de California (Figura 13.20B). C uando este centro de expansión subdujo hacia el inte rior de la fosa de California, estaS estructuras se destru} eron mutuamente y fu eron sustituidas por un sistema de fa llas transfonnantcs recién generado que da cabida al movimiento diferencial entre las placas de Norteamérica y el Paófico . A medida q ue la dorsal subduóa más, el sistema de faUas transfonnantes, q ue ahora llamamos fa lla de San Andrés, se propagaba a través del oeste de California (Figura 13 .20). Más al norte, un acontecimiento similar generó la faUa transfonnante de la Reina C harlora.

Po r consigillente, gran pane del borde actual entre las placas del Paó fico y de Norteamérica se extiende a lo largo de las faIJas transfonnanres situadas en el interior del continente. En Estados Unidos (excepto Alaska), la única parte restante del extenso borde convergente q ue antes se extendía a todo lo largo de la costa occidental es la zona de subducción de Cascadia. Am, la subducción de la placa de Juan de Fuca ha ge nerado los volcanes de la cordillera Cascade.

En la actualidad, el extremo meridional de la fal1a de San Andrés conecta con un centro de expansión joven

(una extensión de la dorsal del Padfico oriental) que genero el golfo de California. A causa de este cambio en la geometría de la placa, la placa del Paófico ha capturado un fragmento de Norteamérica (la península Baja) y la está transportando en dirección noroeste hada Alaska a una velocidad aproximada de 6 centímetros anuales.

Apertura y cierre de cuencas oceánicas: el ciclo del supercontinente Bordes divergentes • Pangea: formación y fragmentación

de un supercontinente Los geólogos están seguros de que la tectónica de placas ha acruado durante los últimos 2.000 mi llones de años y quizá incluso durante más tiem po. Las preguntas que se plantean son: ofCQué había antes de Pangea?» y ofC¿Qué depara e l futuro ?» Pangea fue el supercontine nte m ás reciente, pcro no el (mico q ue existió en el pasado geológico. Podemos tener alguna noció n de qué había antes de Pangea si observamos más detenidamente el destino de este supcrcontinentc.

Recordemos que Pangea empe-LÓ a fragmentarse hace unos 180 millones de años y que los fragmentos todavía se están d ispersando en la actualidad. Los fragmentOS de la corte7.3 procedentes de la fragmentación de Pangea ya han empezado a unirse de nuevo para fonnar un nuevo supcrcontinente, como demuestra la colisión de India con Asia.

La idea de que la ruptura y la dispersión de un superconti-

388

e A p f TU L o

1 3 Bordes divergentes: origen

y evolución del fondo oceánico

nente va seguida por un largo período durante el eual los fragmentos se reúnen de manera gradual en un nuevo supercontinente con una configuración distinta se denomina ciclo supercontinental·. Observaremos la fragmentación de un supercontineme anterior y su reunión en Pangea como una manera de examinar el ciclo supercontinemal.

Antes de Pangea Los movimientos de placas que provocaron la fragmentación y la dispen.ión de Pangca están bien documentados.

Las fechas en las que los fragme ntos individuales de COrteza se separaron los unos de los otros pueden calcularse a partir de las anomalias magnéticas que quedaron en el fondo oceánico recién formado. Sin embargo, esta técnica no puede emplearse para reconstruir acontecimientos ameriores a la fragmentación de Pangea porque gran parte de la eOne7..3 oc'Cánica anterior a este período de tiempo ha subducido. No obstante, los geólogos han podido reconstruir las posiciones de los continentes en períodos anteriOres utilizando los caminos aparentes de migración de los polos, los datos paleoclimáticos y las estructuJ'3S geológicas antiguas coincidentes, como los cinturones montañosos y las formac iones rocosas.

El supercontincnte bien documentado más antiguo, Rodinin, se formó hace unos 1.000 millones de años. Aunque todavía se está investigando su reconstrucción, está claro que Rodirua tenía una configuración muy distinta a la de Pangea (Figura 13.21A). DUf3flte el período comprendido entre los 750 y los 550 millones de años, este supercontinente se separó y los fragm entos se dispersaron.

Algunos de los fragmentos acabaron reuniéndose y produjeron una gran masa continental situada en el hemisferio sur y Llamada GmUJw01U1. Gondwana estaba formada principalmente por lo que en la actualidad son Suramérica, Áhica, India, Australia y la Antártida (Figura 13.218).

También se fonnaron otros tres fragmentos continentales menores cuando Rodinia se separó; Lnurentia (Noneamérica y Grocnlandia), Siherin (Asia septentrional) y Hn/ti(Jl. (Europa noroccidentaJ). Después, un pequeño fragmento denominadoAvaJonia (Inglaterra y parte de Francia y España) se separo de Gondwana. Los continentes de Laurentia, Siberia, BaItica y Avalorua empezaron a colisionar hace alrededor de 430 milJones de años y formaron una masa continental situada sobre el ecuador, mientras que el continente meridional de Gondwana pcrmanecia sobre el polo Sur (Figura 13.2 1C).

Pangea empezó a tomar forma durante los 100 millones de años siguientes, a medida que Gondwana lru• El ciclo supcroontinent:ll a veces se denomi na rirlo ik Wilron en me· moria de jo TU7,o Wilson, que descri bió por primera vez. la apcrtuTa y el cierre de UM cuenca pt'OfOQtlimica.

graba hacia el norte y colisionó con Laurentia y 8altia.

Confonne el supercontinente en desarrollo se desplazaba hacia el norte, fragmentos menores se añadieron a Eura· sia (Baltica y Sibcria) y Suramérica se incrustó en Norteamérica (Laurentia). Hace unos 230 millones de años, el supercontinente de Pangea estaba casi comp l e tamen~ formado (Figura 13.2 1D). (Varios bloques de la corte7..3. que hoy constituyen gran pan e del sureste de Asia, nun· ca formaron parte de Pangea.) Antes incluso de que s<! añadieran los úl ~mos fragmentos de corteza a Pangea.

Norteamérica y Africa empezaron a separarse. Este aOOn· tecimiento marca el inicio de la fragmentación y la dispersión de este supercontinente <lC recién,.. formado.

la tectónica de placas en el futuro Los geólogos también han extrapolado los movimientos de las placas actuales en el futuro. En la Figura 13.22 se ilustra dónde pueden estar las masas continentales terrCS· tres dentro de 50 millones de años si los movimientos actuaJes de las placas persisten durante este intervalo de tiempo.

En Nortcamérica observamos que la península Baja y la porción del sur de California situada al oeste de la fa· lla de San Andrés se desli7..arán más allá de la placa Norteamericana. Si ('Sta migración hacia el none se produce.

Los Ángeles y San Francisco se cruzarán en unos 10 millones de años, y dentro d e aproximadamente 60 millones de años Los Ángeles empezará a descender hacia el interior de la fosa de las AJeutianas.

Si África continúa en un camino hacia el norte, colisionará con Eurasia, cerrará el Mediterráneo y dará irucio a un gran episodio de fonnación de montañas (Figura 13.22). En otras partes del mundo, Australia situará sobre el ecuador y, junto con Nueva Guinea, estará en una trayectoria de colisión con Asia. Entretanto, el none y el sur de América empt;zarán a separarse, mientas que los océanos Atlántico e Índico continuaf".ín creciendo a expensas del océano Pacífico.

Unos pocos geólogos han especulado incluso sobre la naturaleza del globo dentro de 250 millones de años.

Como se muestra en la Figura 13.23, el próximo supercontinente se formará como consecuencia de la subducción del rondo del océano Atlántico, que provocará la calisión de las dos Américas con la masa continental de Elll'3sia y África. El posible cierre del océano Atlántico viene respaldado por un acontecimiento similar cuando el Protoatlántico se cerró y formó las montañas Apalaches y CaledÓnicas. Durante los próximos 250 millones de años, Australia también está destinada a colisionar con el sureste asiático. Si este escenario es preciso, la dispersión de Pangea acabará cuando los continentes se reorganicen en el siguiente supe rcontinen te.

Apertura y cierre de weocas oceánkas: el cido del supen:ontinente

389

A. Hace 600 millooes de años

B. Hace 510 millones de afios

<.

.-

D. Hace 230 millones de años

... figura 13.21 SecuellCia que muestra la fragmentación y la d ispersión del supen::ontinente de Rodinia y la reunión gradual de los fragmentos en el nuevo supen:onti nente de Pangea. Cuando la supeñKie curva de la Tierra se d ibuja en un plano (mapa), queda algo distorsionada. El mapa que utilizamos aqul, denominado proyección de Moltweide. dittorslofla enormemente las distancias hacia los bordes pero tiene muy poca distorsión cerca del cenlro. (Tomado de C. Scot6e, R. K. Bambach. C. Barton. R. VanderVoo y A. Ziegler.)

AVECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN En e/ase hemos dicho que cuando la litosfera oceánica alcance alrededor de los 15 millones de aoos de edad, se habr6 enfriado lo suficiente como para ser mós densa que la astenosfera subyacente. ¿Por qué no empieza a subducir en ese punto?

La conveción placa-manto es mucho más complicada q ue el Aujo convectivo clásico que se desarrolla cuando un líquido

se calienta desde abajo. En un líquido convectivo, tan pronto como el material de la parte superior se enma y se hace más denso que el material subyacente, empieza a hundirse.

En la conveción placa-manto, la capa deJlúnite superior (la litosfera) es un sólido rígido. Para q ue se desarrolle una n ueva zona de subducci6n, es necesario que exista una zona de debilidad en algún puntOde la capa liwsférica. Además, la flotabilidad nega tiVll de la litosfera debe ser suficiente para ~1.J ­ perar la resistencia de la placa rígida fria. En o tras palabras, para que una parte de una placa subduzca, las fu er.:as que actúan en la placa deben ser lo sufi cientemente grandes como para doblar la placa.

390

e A p rTU L o

1 3 Bordes divergentes: origen y evolución del fondo oceánico

-"

Eurasia

-

África

--

" \...

'.

,

... Figura 11.22 El mundo tal como será d entro de 50 millones de años. (Modificado según Robert 5. Oietz, John C. Holden, C. Seotese y colaboradores.)

)

/

Amén

'r

I deIN~

,(

,, I

~

África

~

, ) /jJ

n

=I ~) l -'jJ

"

'

... Figura 1 J.23 Reconstrucción de la Tierra ta l como será den tro de 250 millone$ de anos. (Mod¡f icado según C. Scolese y colaboradores.)

Tales proyecciones, aunque son interesantes, deben observarse con un escepticismo considerable porque muchas suposiciones deben ser correctas para que estOS acontecimientos sucedan como se acaba de describir. Sin embargo, los cambios igualmente profundos en las fonnas y

las posiciones de los continentes ocurrirán sin duda durante muchos centenares de millones de años en el fururo. S6lo después de que se haya perdido mucha más cantidad del calor intern o de la TIerra cesará el motor que produce los movimien tos de las placas.

Resumen

)91

Resumen

--

batillletTÍll ocetinka sr d~urmina mediante erosul1dns y SQtUfr de haz 1míltipk, que rebotan señales sónicas en el fondo oceánico. Los receptores, cuya base se encuentra en los barcos, registran los ecos reflejados y miden con precisión el ¡meMo de tiempo transcurrido entre las señales. Con esta Uúonnación, se calculan las pro fundidades oceánicas y se dibujan mapas de la topografía del fondo oceánico. Recientemente, las mediciones por Siltélite de la superficie oceánica han añadido datos para cartografiar las esrrucruras del fondo oceáruco.

• ÚJ

• Los oceanógrdfos que estudian la topografia de las cuencas oceánicas han defin ido tres unidades principales: bJsmórgenl'S rontmmtaks, las cuencas ocu;l/ims profimdos y las donnles oceJniclJS (centroocetinicas).

• Las zonas que constituyen un margen cuntillental pasivo son la plataforma continental (wla superficie sumergida de pendiente sua~ e que se extiende desde la línea de costa hacia las cuencas oceánicas profundas); el talud amtinental (el borde verdadero del continente, con una escarpada pendiente que va desde la plataforma continental hacia las aguas profu ndas), y, en regiones donde no existen fosas, el talud continental relativamente escarpado se une con una unidad con inclinación más gradual conocida como pie de tallld. El pie de L11ud consiste en sedimentos que se han desplazado pendiente ahajo desde la plataforma continental hasta el suelo del fondo oceánico.

• Los 1IUírgents rontinemales activos están localizados fundamentalmente alrededor del océano Pacífico en ronas donde el borde anterior de un continente se superpone a la litosfera oceánica. En estos lugares, los sedim entos arrancados de la placa oceánica descendente se unen con el continente para fonnar una acumulación de sedimentos denominada prisma de ncrcdón. Un margen continental activo tiene en breneral una platafornu continental estrecha , que se convierte gradualmente en una fosa oceánica profunda.

• Las cuencas oceánicas profundas se encuentran entre el margen continental yel sistema de dorsales centrooceánicas. Se incluyen en ellas las fosas sulmwriJ/flS (estrechas depresiones alargadas que son las porciones más profundas del océano y que se encuentran donde las placas de corteza oceánica descienden de nUI!\·O al manto); las IltmurllS abisales (se cuentan entre los lugares más planos que existen sobre la TIelTIl y consisten en gruesas acumulaciones de sedimentos que fueron

apiladas sobre porciones irregulares del fondo oceánico por las corrientes de turbidez); los 1Itcmes submnrmos (picos volcánicos situados sobre el fondo oceánico, que se originan cerca de las dorsales oceánicas o asociados a puntos calientes volcánicos), y las III1111/ras ocelÍnicas (grandes provincias basálticas dc inundación parecidas a las que se encuentran en los continentes).

• Las dorsales oceún;C/JS (centroocelÍl1icas), puntos de expansión del fondo oceánico, se encuentran en los principales océanos y representan más del 20 por ciento de la superficie terrestre. Constituyen, por supuesto, los rasgos más prominentes de los océanos, pues forman una prominencia casi continua que se eleva de 2 a 3 kilómetros por encima del fond o de las cuencas oce-.inicaso Las dorsales se caracterizan por una fXJsicián elevndo, U7/a frncturación notahle y estrluturas volniniclJS que se han desarrollado en la corteza oceánica recién formad a. La mayor pane de la actividad geológica asociada con las dorsales se produce a lo largo de una estrecha región localizada en la cresta de la dorsal, denominada Z01Ul de rift, donde el magma de la astenosfern asciende hasta crear nuevos fragmentos de corteza oceánica . La topografía de los distintos segmentos de la dorsal oceánica es controlada por la velocidad de expansión del fondo oceánico.

• La nueva corteza oceánica se fonna de una manera continua por el proceso de expansión del fondo oceánico. La corteza superior está compuesta por lovlJS nl11lohadiJlndas de composición basáltica. Debajo de esta capa hay numerosos diques interconectados (cllpa de diques) por debajo de los cuales se extiende una capa gruesa de gabros. La secuencia entera se denomina complejo oftolitico.

• El desarrollo de una nueva cuenca oceánica empieza con la fonna ción de un rift amtmental parecido al rift de África oriental. En las localidades donde la ruptura continúa, se desarrolla una cuenca oceánica joven y estrecha, como el mar Rojo. Al final , la expansión del fondo oceánico crea una cuenca oceánica limitada por bordes continentales parecidos al actual océano Atlántico. Se han propuesto dos mecanismos de ruptura continental: las plumas de roca caliente que ascienden de la profundidad del manto y las fuerzas que surgen a partir de los movimientos de las placas.

• La litosfera oceánica subduce porque su densidad total es mayor que la de la astenosfera subyacente. La subducción de la litosfera oceánica puede provocar la destruc-

392

e A p f TU L o 1 3 Bordes d ivergentes: origen y evolución del fondo oceánico

ción de algunas partes, o inclU'iO la tOtalidad, de las cuencas oceánicas. Un ejemplo clásico es la placa de Farallón, cuya mayor parte subdujo por debajo de las placas americanas a medida que estaSse desplazaban hacia el oeste debido a la expansión del fondo oceánico del Atlántico.

• La ruptura y la dispersión de un supercontinente scguidas por un largo período durante el que los fragmentos sc reúnen de manera gradual en u n nuevo supercontinente con una configuración distinta, !te denomina de/o superrrmtinentlll

Preguntas de repaso

-----

1. Suponiendo que la velocidad media de las ondas so-

noras en el agua sea de 1.500 metros por segundo, detennine la pronmdidad del agua si la señal enviada por una ecosonda necesita 6 segundos para golpear el fondo y volver al aparato de registro (villse Figurn 13. 1).

2. Describa cómo los satélites que orbitan alrededor de la Tierra pueden detenninar las CStrUcturas del fondo oceánico si no pueden observarlas dirtttamente bajo varios kilómetros de agua marina.

3. ¿Cuáles son las tres principales provincias topográficas del fondo oceánico?

4. Enumere las tres estruCturas principales que comprenden un margen continental pasivo. ¿Cuál de estas estructuras se considera una extensión inundada del continente? ¿CuáJ tiene la pendiente más escarpada?

S. Describa las diferencias entre los márgenes continentales activos y pasivos. Asegúrese de incluir cómo varias características los relacionan con la tectónica de placas y dé un ejemplo geográfico de cada tipo de margen .

6. ¿Por qué son más extensas las llanuras abisales en el fondo del Atlántico que en el del Pacífico?

7. ¿Cómo se fon na un 1mmte mbmm'ino con la cúspide plana o guyot?

8. Describa brevemente el sistema de dorsales oceánicas.

9. Aunque las dorsales oceánicas pueden elevarse tanto como algunas montañas continentales, ¿en qué se diferencian ambas estructuras?

10. ¿Cuál es el origen del magma para la expansión del fondo oceánico?

11. ¿Cuál es la razón principal de la elevada altura del sistema de dorsales oceánicas?

12. ¿Cómo altera el metamorfismo hidrotennal las rocas basálticas que componen el fondo oceánico? ¿Cómo se modifica el agua marina durante este proceso?

13. ¿Qué es una fumarola oceánica?

14. Compare y contras te un centro de expansión lento como la dorsal Centroatlántica con una que exhiba una mayor velocidad de expansión, como la dorsal del Pacífico oriental.

15. Dcs<:riba brevememe las cuatro capas de la COrte7..3 oceánica.

16. ¿Cómo se fonna un romplejo de diques CJI capas? ¿Y la unidad inferior?

17. N ombre un lugar que ejcmpüfique un fift continental.

18. ¿Qué papel se cree que desempeñan las plumas del manto en la ruprura de un continente?

19. ¿Qué pruebas sugieren que el volcanismo de puntos calientes no siempre causa la fra gmentación de un continente?

20. ¿Qué ocurre cuando una masa continental adherida a una placa oceánica en subducción es empujada hacia una fosa?

21 . Explique por qué la litosfera oceánica subduce aunque la corteza oceánica es menos densa que la astcnosfera subyacente.

22. ¿Por qué la litosfera se engTosa confonne se separa de las dorsales como consecuencia de la expansión del fondo oceánico?

23. ¿Qué le ocurrió a la placa de Farallón? Nombre las partes restantes.

24. Describa el ciclo supcrcontinental.

Términos fundamentales

----------abanico submarino basa lto almohadillado

batimetría ciclo supercontincntal

--------

complejo ofiolítico cuenca oceánica profunda

dique en capas dorsal centrooceánica

Recursos de la web

dorsal oceánica ecosonda fosa oceánica profunda fumarola oceánica guyot llanura abisal

llanura oceánica margen continental margen continental activo margen continental pasivo monte submarino

perfil de reflexión sísmica pie de taJud plataforma continental prisma de acreción rift contin ental

393

sonar subducrión flotante talud continental valle de rift zona de rift

Recursos de la web La página Web &rtb utiliza los recursos y la flexibilidad de Internet para ayudarle en su estudio de los ternas de este capítulo. Escrito y desarrollado por profesores de Geología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite http~/www.librosite.netltarbuck y haga dic sobre la cubierta de Gitmntts de In TIerrn, octllVn edición. Encontnlrá:

• Cuestionarios de repaso en línea.

• Reflexión crítica y ejercicios escritos basados en la web.

• Enlaces a recursos web específicos para el capítulo.

• Búsquedas de términos clave en toda la red. http~/www.librosite.netltarbuck

CAP í TULO 14

Bordes convergentes: formación de las montañas y evolución de los continentes Formación de las montañas Convergencia y subducción de placas Principales estructuras de las zonas de subducción

Dinámica en las zonas de subducción

Subducción y formación de montañas Arcos insulares Formación de montañas a 10 largo

de los bordes de tipo andino Sierra Nevada y las sierras litorales

Colisiones continentales Himalaya Apalaches

Terranes y formación de montañas La naturaleza de los terranes Acreción y orogénesis

Montañas de bloque de falla Provincia Basin and Range

Movimientos verticales de la corteza Isostasja Convección del manto: un motivo del movimiento vertical de la corteza

Origen y evolución de los continentes Los primeros continentes de la Tierra

Cómo crecen los continentes

395

396

e A p f TUL o

1 4 Bordes convergentes: formación de las montañas y evolución de los continentes

L

as montañas son, a menudo, estructuras espectaculares que se elevan de una manera abrupta por encima del terreno circundante. Algunas aparecen como masas aisladas; el cono volcánico Kilimanjaro, por ejemplo, se yergue casi a 6.000 metros por encima del nivel del mar, y contempla desde lo alto las extensas praderas de África oriental. Otros picos forman parte de extensos cinturones montañosos, como la cordillera Americana, que transcurre casi sin interrupción desde la Patagonia (Sudamérica) hasta Alaska, abarcando las montañas Rocosas y los Andes. Cadenas como el Himalaya muestran picos jóvenes extremadamente altos que siguen ascendiendo todavía mientras que otras, entre ellas los Apalaches del este de Estados Unidos, son mucho más antiguas y han sido erosionadas muy por debajo de sus altitudes originales.

Muchos de los principales cinturones montañosos muestran signos de enormes fuerzas horizontales que han plegado, fa llado y, generalmente, deformado grandes secciones de la corteza terrestre. Aunque los estratos plegados y fallados contribuyen al aspecto majestuoso de las montañas, gran parte del mérito de su belleza debe atribuirse a la meteorización, los procesos gravitacionales y a la acción de la erosión producida por las corrientes de agua y por el hielo glaciar, que esculpen esas masas levantadas en un esfuerzo interminable por rebajadas hasta el nivel del mar.

En este capítulo, examinaremos primero la naturaleza de las montañas y los mecanismos que las generan. l uego consideraremos la relación entre la formación de las montañas y la formació n y la estructura de la corteza continental.

Fonnación de las montañas Bordes convergentes ~

Intro ducció n

Se formado de montañas durante el pasado geológico reciente en varios lugares del mundo. Los cinturones jóvenes montañosos abarcan la cordillera Americana, que transcurre a 10 largo del ma'gen oriental del continente Americano desde el cabo de Hornos hasta Alaska e incluye los Andes y las montañas Rocosas; la cadena Alpina-Himalaya, que se extiende desde el M editerráneo hasta el norte de India e lndochina, atravesando Irán, y los terrenos montañosos del Paón.co oriental, que comprenden arcos de islas volcánicas como Japón, Filipinas y Sumatra. La mayoría de esos jóvenes cinturones montañosos se fonnó en los últimos 100 millones de años. Algunos, entre ellos el Himalaya, empezaron su crecimiento hace tan sólo 45 millones de años.

Además de estos cinturones montañosos jóvenes, existen también en nuestro planeta varias cadenas montañosas foonadas durante el Paleozoico y el Precámbrico.

Aunque esas estructuras más antiguas están profundamente erosionadas y son topográficamente menos prominentes, poseen claramente los mismos rasgos estructu-

rales encontrados en las montañas más jóvenes. Los Apalaches al este de los Estados Unidos y los Urales en Rusia son ejemplos clásicos de este grupo de cinturones montañosos más antiguos.

Durante las últimas décadas, los geólogos han aprendido mucho de los procesos tectónicos que generan montañas. El término asignado a los procesos que producen colectivamente un cinturón montañoso es el de orogénesis (oros = montaña; genesis = llegar a ser). Algunos cinturones montañosos, incluidos los Andes, están formados predominantemente por lavas y derrubios volcánicos que fueron expulsados a la superficie, así como de cantidades masivas de rocas ígneas intrusivas que se han solidificado en profundidad. Sin emoorgo,la mayor parte de los principales cinturones montañosos exhiben pruebas visuales destacables de las grandes fuerzas tectónicas que han acortado y engrosado la corteza. Estas 1J1011tuñas compresiQua/es contienen grandes ClIltidades de rocas sedimentarias preexistentes y fragmentos cristalinos de la corteza plegados.

Aunque los pliegues y las fallas suelen ser los signos más visibles de la orogénesis, el metamorfismo y la actividad ígnea están siempre presentes en grados diversos.

Con el paso de los atIOS, se han ido proponiendo diversas hipótesis relativas a la formación de los principales cinturones montañosos de la Tierra (Figura 14.1 ). Una de las primeras propuestas sugería que las montañas son simplemente arrugas de la corteza terrestre producidas cuando el planeta se enfrió a partir de su estado semifundido original. A medida que la Tierra perdía calor, se contraía y se encogía. En respuesta a este proceso, la corteza se deformó de una manera parecida a como se encoge la piel de una naranja cuando la fruta se va secando. Sin embargo, ni ésta ni ninguna de las primeras hipótesis pudo resistir un escrutinio cuidadoso.

Con el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, ha surgido un modelo para la orogénesis con un excelente poder explicativo. D e acuerdo con este modelo, la mayor parte de la funnación de las montañas se produce en los bordes de placa convergentes. En estos puntos, las placas que colisionan proporcionan los esfuer¿os compresionales horizontales necesarios para plegar, fonnar fa llas y producir metamorfismo en las gruesas acumulaciones de sedimentos que se depositan a lo largo de los márgenes continentales. Estos procesos de engrosamiento y acortamiento elevan rocas que pueden haberse formado cerca del nivel del mar hasta grandes alturas.

Para desvelar los acontecimientos que producen las montañas, los investigadores examinan las estructuras montañosas antiguas, así como los lugares donde hay orogénesis activa en la actualidad. De particular interés son las zonas de subducción activas, donde las placas litosféricas están convergiendo. Aquí la subducción de la litosfera oceánica genera los terremotos más fuertes y las erup-

Convergencia y subducci6n de placas

397

Cinturones montañosos jóvenes (menos de 100 mili. de al'ios de antigüedad) _ _

Cinturones montañosos antiguos l eyenda Escudos

o o

,

:t ,."

,'o

.... Figura 14.1 Principales cinturones montañosos de la Tierra.

ciones volcánicas más explosivas de la Tierra, a la vez que representa un papel fundamenral en la generación de muchos de los cinturones montañosos de la Tierra.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ...

Se ha mencionado que la mayoría de montañas son el resultado de la deformación de la corteza. ¿ Existen zonas con topografía montañosa pero que se hayan producido sin deformación de la corteza?

Sí. Las llanuras, zonas de rocas elevadas esencialmente horizontales, son un ejempl o de una estructura que las fuerzas erosivas pueden diseccionar profundamente y convertirla en un accidentado paisaje montañoso. Aunque estas zonas elevadas son topográficamente parecidas a las montañas, carecen de las estructuras asociadas con la orogénesis. La situación opuesta también existe. Por ejemplo, la sección del Piedmont de los Apalaches orientales exhibe una topografía casi tan suave como la de las Grandes Llanuras. Aun así, puesto que esta región está compuesta de rocas metamórficas defonnadas, claramente fonna parte de los Apalaches.

Convergencia y subducción de placas Como se dijo en e! Capítulo 13, el ascenso de rocas del manto parcialmente fundidas a lo largo de los bordes divergentes de placa se traduce en la formación de nueva li-

tosfera oceánica. Por el contrario, las zonas de subducción situadas a lo largo de los bordes convergentes son los puntos de destrucción de las placas, lugares donde las capas de litosfera oceánica se doblan y se sumergen de nuevo en e! manto. A medida que la litosfera oceánica se hunde lentamente, las temperaturas y las presiones más elevadas alteran de manera gradual estas capas rígidas hasra que se asimilan por completo en el manto.

Principales estructuras de las zonas de subducción Las zonas de subducción pueden dividirse aproximadamente en las cuatro regiones siguientes: (1) unafosa oceánica profunda, que se forma donde una placa de litosfera oceánica en subducción se dobla y desciende hacia la astenosfera; (2) un arco vokánico, que se fonna sobre la placa suprayacente; (3) una región situada entre la fosa y el arco volcánico (región de antearco), y (4) una región situada en e! lado de! arco volcánico opuesto a la fosa (región de trasarco) . Aunque todas las zonas de subducción tienen estas estructuras, existe una gran cantidad de variaciones, tanto a todo lo largo de una sola zona de subducción como entre zonas de subducción diferentes (Figura 14.2).

Las zonas de subducción también pueden situarse en una de las dos categorías siguientes: aquellas en las que la litosfera oceánica subduce por debajo de otra capa oceánica y aquellas en las que la litosfera oceánica desciende por debajo de un bloque continental. (Una excepción es la zona de subducción de las A1eutianas, en la

398

e A p f TUL o

1 4 Bordes convergentes: formación de las montañas y evoluci6n de los cont inentes

.. Figura 14.2 Diagramas compartivos

l. Antea= !

entre un arco de islas volcánicas y un borde de placa de tipo andino.

Nro

volcanico I ' j'

-.

Trasarco

F"", - -.

B. Borde de placa de tipo andino

que la parte oeste es una zona de subducción océanoocéano, mientras que la subducción a lo largo de la sección ori ental tiene lugar bajo la masa continental de Alaska.)

ATCO$ volclÍnicos Quizá la estructura más evidente generada por subducciJn son los arros volcánicos, que se fannao sobre la placa suprayacente. Donde convergen dos placas oceánicas, una subduce debajo de la otra y se inicia la fusión parcial de la cuña del manto situada encima de la placa que subduce. Eso acaba conduciendo al crecimiento de un arco de islas volcánicas, o simplemente arco isla, sobre el fondo oceánico. Son ejemplos de arcos insulares activos los de las Marianas, las Nuevas H ébridas, las Tonga y las A1eutianas (Figura 14.3).

En los lugares donde la litosfera oceánica subduce po r debajo de un bloque continental, surge un arco volcánico continental. Aquí, el arco volcánico se forma sobre la tO)XIgrafía más elevada de las rocas continentales más antiguas y fonTIa picos volcánicos que pueden alcanzar los 6.000 metros po r encima de! nivel del mar.

Fosas oceónicas profllndas Otra gran estructura asociada con la subducción son las fosas oceánicas profundas.

La profundidad de la fosa parece estar estrechamente relacionada con la edad y, por tanto, la tempe ratura de la placa oceánica en subducción. En e l P acífico occidental, donde la litosfera oceánica es fria, las ca pas oceánicas relativamente densas descienden hacia el manto ~­ producen fosas profundas. U n ejemplo conocido es la fosa de las Marianas, en la que la zona más profund a se encuentra más de 11.000 metros po r dehajo del nivel del mar. Por e! contrario, a la zona de subducción de Cascadia le falta una fosa bien definida . Aquí, la placa ca liente y fl o tante de Juan de Fuca subduce con un ángulo muy pequeño debajo del suroeste de Canadá y el noroeste de los Estados Unidos. La zona de subducción de Pero-Chile, por otro lado, tiene profundidades de su fosa en tre estos extremos. G ran parte de esta fosa es de 2 a 3 kilómetros menos profunda que las del Pacífico occidental, cuya profund idad media oscila entre los 7 y los 8 kiló metros. Una excepció n se halla en la parte central de Chile, do nde el borde de la placa tiene una pendien-

Convergencia y subducción de placas

199

.... Flgur. 14.1 Tre5 de las numerosas islas volcánicas que forman el arco de las A1eutianas. Esta banda volcánica estrecha es el resultado de la subducción de la placa del Pacffico. En la distancia se encuentra el volcán Creat Sitki n (1.772 metros), que los alcutianos llaman el «Cran vaciador de intestinos .., por su frecuente actividad. (Foto de Bruce D. Marsh.)

te m uy suave, lo cual hace que la fosa sea prácti camente inexistente.

&gi011es de antearco y de trasllTCO Situadas entre los arcos volcánicos en desarrollo y las fosas oceánicas profundas se encuentran las regiones de nntenrro (Figura 14.2), en las que el material piroclástico procedente del arco volcánico y los sedimentos erosio nados de la masa continental adyacente se acumulan. Además, la placa que subduce transporta los sedimentos del fondo oceánico hacia la zona antearco.

Otro lugar en el que los sedimentos y los derrubios vo lcánicos se acumulan es la región de trasarco, que se sitúa aliado del arco volcánico pero en el lado opuesto a la fosa. En esas regiones, las fuerzas tcnsionales suelen dolninar, haciendo que la corteza se estire )' se adelgace.

Dinámica en las zonas de subducción Dado que las zonas de subducción se fonnan en el lugar en el que dos placas convergen, es natural suponer que las grandes fuerzas compresionales actúan para defonnar los bordes de las placas. De hecho, este es el caso a lo largo de muchos bordes convergentes de placa. Sin embargo,los bordes convergentes no son siempre regiones dominadas por las fu erzas compresio nales.

Ext.etl.ri6n y expmJSió'Il de la zona de trOSIlTCO A lo largo de algunos bordes convergentes de placa, las placas suprnyacentes están sometidas a tensión, lo cua l provoca el estiram iento y el adelgazamiento d e la corteza. ¿Pero cómo actúan los procesos extensionales cuando dos placas se mueven juntas?

Se cree que la edad de la placa oceánica en subducción desempeña un papel importante en la determinación de las fuerzas dominantes que actúan en la placa supraya-

cente. Recordemos que cuando Wla capa relativamente fria y densa subduce, no sigue un camino fij o hacia la astenosfera. Antes bien, se hunde verticalmente a medida que desciende, haciendo que la fosa se retire, como se m uestra en la Figura 14.4. Confonne la placa en subducción se hunde, crea un flujo (succión de plncn) en la astcnosfern que « rira» de la placa superio r hacia la fosa en renrada. (¡ lmaginemos qué pasaría si estuviéramos sentados en u n bote salvavidas cerca del 7itnl1ic mientras éste se hunde!) Como consecuencia, la placa suprayacente esci sometida a tensión y puede alargarse y adelgazarse. Si la tensión se maJltiene durante el tiempo suficiente, se fo rmaní. una cuenca de trasal"CO. Recordemos del C apítulo 13 que el adelgazamiento y la ruprura de la litosfera se traduce en el aAoramien{Q de rocas calientes del manto y la fus ión por descompresión que lo acompaña. La extensión continuada inicia un tipo de expansión del fondo oceánico que genera nueva corteza oceánica y, de este modo, aumenta el tamaño de una cuenca de rrasarco en desarrollo.

Se encuen tran cuencas de trasarco activas detrás d e las islas Marianas y las Tonga, m ientras que las cuencas inactivas contienen el mar del sur de la China )' el mar de J apón. Se cree que la expansión trasarco que fo n nó el mar de J apón separó un pequeño fra gmento de corteza continenta l de Asia. G radualmente, este fragmento de corteza migró hacia el mar junto con la fosa en retirada. La expansión del funJu o(;eánico, a su vez.., creó la corteUl oceánica del fo ndo del ma r de J apón.

Condiciones CO'mpresio'lloles En algunas zonas de subducción dom inan las fuerzas compresionales (véase Recuadro 14. t ). Éste parece ser el caso de los Andes central es, do nde un episodio de defonnación empezó hace unos 30 millo nes d e años. Durante este inten'a lo de tiempo, el borde occidental de Amé rica del Sur ha esta-

400

e A p f TUL o

1 4 Bordes convergentes: fonnación de las montañas y evolución de los continentes

do cabalgando activamente la placa de Nazca, en subducción, a una velocidad aproximada de 3 cencmetros anuales. En otras palabras, la placa Suramericana ha estado avanzando hacia la fosa Perú-Chile a una velocidad mayor de la de retirada de la fosa. Por tanto, en el caso de los Andes, la capa de litosfera oceánica descendiente sirve como un «I11uro» que resiste el movimiento en dirección oeste de la placa Suramericana. Las fuerzas tectónicas resultantes han acortado y engrosado el borde occidental de Arni:rica del Sur. (Es importante observar que la corteza continental es en general más débil que la corteza oceánica; por tanto, la mayor parte de la deformación ocurre en los bloques continentales.) En esta región, el bloque de corteza de los Andes tiene un máximo engrosamiento de unos 70 kilómetros, y una topografía montañosa que en algunas ocasiones supera los 6.000 metros de altura.

Arco insular

r

F"", -

.

r

~--

Subducción y fonnación de montañas

¡

...........

Como se ha comentado ameriornlentc, la subducción de la litosfera oceánica da lugar a dos tipos distintos de cinturones montañosos. Cuando la litosfera oceánica subduce por debajo de una placa ocetÍnicn, se desarrollan un arco insular y las estructuras tectónicas relacionadas. La subducción por debajo de un b/vque CO'ntinentnl, en cambio, se traduce en la fonnación de un arco volcártico a 10 largo del borde de un continente. Los bordes de placa que generan arcos volcárucos continentales suelen denominarse bordes de tipo andino.

,

• Figura 14.4 Modelo ef1 el que se muestra la formación de una cuen<:a de trasarco. La subducción y la retirada y dobla miento hacia detr'dS de la placa oceánica crea un fl ujo en el manto que «t ira.. de la placa superior hacia la fosa ef1 rt tirada.

Arcos insulares Los arcos insulares representan lo que quizá son los cinturones montañosos más simples. Estas estructuras son consecuencia de la subducción constante de la litosfera

Terremotos en el noroeste del Pacífico F.n los estudios sísmicos se hll demostra-

creencia convencional. No obstante, esa

do que la zona de subducción de Cascadia tiene menos actividad sísmica que cualquier otra zona de subducción a lo largo del borde de la cuenca Pacífi clI . ¿Significa eso que los terremotos no supoDen ninguna gran am enaza para los centtos de población del noroeste del Pacifico? Durante algún tiempo, ésta era la

opinión cambió con el descubrimiento de pantanos y bosques litorales enterrados que se explican mejor por el hundimiento rápido que acompaña un gran terremOto. La 'ZOna de subdueción de Cascadia es muy parecida al borde con vergente del centro de Chile, donde la placa oceánica

desciende a un ángulo pcquei'io de Wl~ 10-15 grados. En Chile, los efectos de las grandes fuer'7..l1S compresionales se perciben regulanncnte en fonna de fuen es terremotos. El terremoto más (uene jamás registrado ocurrió allí en 1960, Mw 9,5.

La investigación predice que la subduc-

ción a ángulos pequeños se traduce en un ambiente que conduce a grandes terre-

Subducción y formación de montañas

motos (Mw 8,0 O mayor). Una explicación parcial reside en el hecho de que en esos lugares existe una gran zona de contacto entre la placa superior y la placa en subducciÓn.

Como la zona de subducción del centro de Chile, el borde de C ascadia tiene una placa suavemente inclinada y carece de fosa, lo cual sugiere que la zona de subducción de Cascadia es capaz de causar grandes terremotos. Entre las pruebas de acontecimientos pasados de gran magnitud se cuentan los depósitos ente-

rrados de turba hallados en algunas zonas de la bahía. Esros descubrimientos son coherentes con los episodios de hundjmiento rápido parecidos a lo que ocurri6 durante el terremoto de Alaska de 1964 (véast Capítulo 11 ). Además, aparentemente una faUa cerca de Seattle actuó hace unos 1.100 años y produjo un gran tsunami.

Sin embargo, estaS pruebas también sugieren que un gran terremoto es poco probable, al menos a corto plazo. En los estudios geodésicos realizados a lo largo

oceánica, que puede durar 100 miUones de años o más. La actividad volcánica esporádica, el emplazamiento de cuerpos plutónicos en profundidad y la acumulación de sedimentos procedentes de la placa en subducción aumentan de manera gradual el volumen del material de la corteza que cubre la placa superior. Algunos arcos de islas volcánicas maduros, como el de Japón, parecen haberse formado sobre un fragmento preexistente de corteza continental.

El desarrollo continuado de un arco de islas volcánicas maduro puede traducirse en la fonnación de una topograffa montañosa compuesta de cinturones de rocas ígneas y metamórficas. Sin embargo, se considera esta actividad sólo como una fase del desarrollo de un gran cinturón montañoso. Como "eremos más adelante, algunos arcos volcánicos sOn transportados por una placa en subducción hacia el borde de un bloque continental, donde se convierten en una parte de un episodio de funnación de montañas.

Los arcos insulares y los bordes de placa de tipo andino tienen muchas estructuras enonnemente parecidas, lo cual refleja sus entornos tectónicos comparables (véase Figura 14.2). No obstante, hay una serie de diferencias., relacionadas principalmente con la edad de la placa oceánica que subduce y el tipo de corteza que cubre la placa suprayacente. En la siguiente sección, consideraremos la naturaleza de los bordes de tipo andino y el grado al que sus estructuras se parecen a los arcos insulares.

Formación de montañas a lo largo de los bordes de tipo andino La primera etapa en el desarrollo de un cinturón montañoso de tipo andino aparece antes de la fonnación de la zona de subducción. Durante este período, el margen continental es un margen pasivo, es decir, no es un borde de placa, sino parte de la misma placa donde se encuentra la corteza oceánica contigua. La costa este de Es-

401

de las zonas costeras del noroeste del Pacífico durante las últimas décadas, se indica que la tensión elástica no se está acumulando en gr.m medida. ¿Qué opinión es correcta? ¿Un gran terremoto en el noroeste del Pacífico es iruninente o improbable? Esperemos que una mayor investigación resuelva esta cuestión. Mientras tanto, quienes vivan en la región que rodea la zona de subducción de Cascadia debeñan conocer las precauciones que deben tomarse para mitigar los efectos de un gran terremoto.

tados Unidos proporciona un ejemplo actual de un margen continental pasivo. En lugares como éste, la deposición de sedimentos en la platafonna continental está produciendo una gruesa platafonna de areniscas, calizas y lutitas de aguas someras (Figura t4.5A). Más allá de la platafonna continental, las corrientes de rurbidez depositan sedimentos en el fondo de la cuenca oceánica profunda (véase Capítulo 13). En este ambiente, tres elementos estructurales diferenciados de un cinturón montañoso en desarrollo toman forma de una manera gradual: los arcos volcánicos, los prismas de acreción y las cuencas de antearco (Figura 14.5).

FQrmIlCión de un arco vokánicv Recordemos que a medida que la litosfera oceánica desciende hacia el manto, el aumento de las temperaturas y las presiones provoca la salida de los volátiles (principalmente agua) de las rocas de la corteza. Estos fluidos móviles migran hacia la pieza en foona de prisma del manto situado entre la placa en subducción y la placa superior. Una vez la capa que se hunde alcanza una profundidad aproximada de 100 kilómetros, estoS fluidos ricos en agua reducen el punto de fusión de las rocas ca lientes del manto lo suficiente como para provocar fusión parcial (Figura 14.5 B).

La fusión parcial de las rocas del manto (principalmente la peridotita) genera mag;mos primarios, con composi ciones basálticas. Puesto que son menos densos que las rocas a partir de las cuaJes se han originado, estos magmas basálticos recién formados ascenderán. Al alcanzar la base de la corteza continental, que está formada por rocas de baja densidad, en general estos magmas basálticos se reúnen y se acumulan. Sin embargo, el volcanismo reciente en los arcos actuales (la erupción del Ema, por ejemplo) indica que una parte del magma debe de alcanzar la superficie.

Para continuar el ascenso, los cuerpos magmáticos deben tener menor densidad que las rocas de la corteza.

En las zonas de subducción, eso suele conseguirse mc-

402

e A p r TU L o

1 4 Bordes convergentes: formación de las montañas y evolución de los conti nentes

.. Figura 14.5 Orogénesis a lo largo de

una zona de subducción de tipo andino. A. Margen conti nental pasivo con una extensa cuña de sedimentos. B. la convergencia entre placas genera una zona de subducción, y la fu sión parcial produce un arco volcánico en desa rrollo. la convergencia continua y la actividad fgnea deformaron y aumentaron el grosor de la corteza, elevando el cinturón montañoso, mientras se desarrolla un prisma de acredón. C. la subducción acaba y es seguida por un periodo de elevación y erosión.

100 1m

Prisma de aeración

o'*' KJBfa:. elevado

Altuoe'••

diante la diferenciación magmática, en la que los minerales pesados ricos en hierro cristalizan y se sedimentan, dejando el fundido restante enriquecido en sílice y otros componentes «ligeros» (véase Capítulo 4). Por tanto, a través de la diferenciación magmática, un magma basáltico comparativamente denso pude generar fundidos de

baja densidad con una composición andesítica (i.mernledia) o incluso riolítica (félsica).

El volcarusmo a lo largo de los arcos conti nentales está dominado por la erupción de lavas y materiales piroelásticos de composición andesítica, mi entras por otro lado pueden generarse cantidades menores de rocas ba-

Subducción y formación de montdñas

sálticas y rioliticas. Dado que el agua procedente de la placa en subducción es necesaria para la fusión, estos magmas derivados del manto están enriquecidos en agua y otros volátiles (el componente gaseoso del magma). Estos magmas cargados de gas son los que producen las erupciones explosivas cal"dcterísticas de los arcos volcánicos continentales y los arcos insulares maduros.

E'I1lp/azmn;ento de los pllltones La corteza continent:11 gruesa es un gran impedimento para el ascenso del magma. Por consiguiente, un porcentaje elevado de la cantidad que intruye en la corteza nunca alcanza la superficie; en lugar de eso, cristaliza en profundidad y forma plutones. El emplazamiento de estos cuerpos ígneos masivos metamorfoseará la roca buésped a través del proceso denominado metamorfismo de contacto (véflse Capítulo 8).

Al fi nal, la elevación y la erosión desentierran estos cuerpos ígneos y las rocas metamórficas asociadas. Una vez expuestas en la superScie, estas t'Structuras masivas se denominan bfl/oliUJs (Figura 14.5C). Compuestos de numerosos plutones, los batolitos forman el núcleo de Sierra N evada en California y predomina en los Andes peruanos. La mayoría de batolitos está compuesta de rocas ígneas intrusivas con una composición intermedia a félsica, como la diorita y la granodiorita, aunque pueden existir granitos. (El grnnito es escaso en los batolitos que se encuentran a lo largo del borde occidental de Norteamérica, pero hay cdntidades sigtúficativas en el núcleo de las montañas Apalaches.)

Desarrollo de 1m pris1IIa de acreción Durante el desaIToUO de los arcos volcánicos, los sedimentos transportados en la placa en subducción, así como fragmentos de la corteza oceánica, pueden ser arrancados y se adosan a la superficie de la placa suprayacente. La acumulación caótica de sedimentos deformados y fa llados y los fra gmentos de la corteza oceánica se denomina prisma de acrcción (Figura 14.5B). Los procesos que deforman estos sedimentos se han comparado a lo que le sucede a un suelo a medida que es arrancado y empujado delante de una excavadora.

Algunos de los sedimentos que componen el prisma de acreción son arcillas que se arumularon en el fondo oceá nico y luego fu eron transportadas a la zona de subducción por el movimiento de las placas. Otros materiales se derivan del arco volcánico adyacente y están compuestos por cenizas volcánicas y otros materiales piroclásticos, así como por sedimentos erosionados de estos relieves elevados.

Algunas zonas de subducción tienen prismas de acreción mínimos o no los tienen. La fosa de las Marianas, por ejemplo, carece de prisma de acreción, en parte debido a la distancia que la separa de un área fuente importante. (Orra explicación propuesta para la falta de un

40:1

prisma de acreción es que gran parte de los sedimentos dispo nibles ha n subducido.) Por el contrario, la 7..Ona de subducción de Cascadia tiene un gran prisma de acreción .

Aquí, la placa de Juan de Fuca tiene un manto de sedimentos de 3 kilómetros de grosor aportados principalmente por el río Colorado.

La subducción prolongada, en las regiones donde los sedimentos abundan, puede engrosar el prisma de acreción bastante como par a que sobresalga por encima del nivel del mar. Eso ha sucedido a lo largo del extremo meridional de la fosa de Puerto Rico, donde la cuenca del río Orinoco de Venezuela es una gran área fu ente. E l prisma resultante emerge en la isla de Barbados.

N o todos los sedimentos disponibles se convierten en una parte del prisma de acreción; antes bien, algunos subducen a grandes profun didades. Conforme estos sedimentos descienden, la presión aumenta de una manera constante, pero las temperaturas en el interior de los sedimentos se mantienen relativamente bajas, porque están en contacto con la placa fría que se hunde. Esta actividad genera una serie de minerales metamórficos de alta presión y baja temperatura. Debido a su baja densidad, algunos de los sedimentos subducidos y los componentes metamórficos asociados pueden ascender hacia la superficie.

Este ~rc flu;o» tiende a mezclar y revolver los sedimentos del interior del prisma de acreción. Por tanto, un prisma de acreción evoluciona y se convierte en una estructura compleja formada por rocas sedimentarias falladas y plegadas y fragmentos de corteza oceánica intennezclados con las nx:as metamórficas fonnadas durante el proceso de sulxlucción. La estructura ún.ica de los prismas de acreción ha ayudado enonnemente a los geólogos en su intento de reconstruir los acontecimientos que han generado nuestros continentes actuales.

ClIencos de anlearco A medida que el prisma de acreción crece en dirección ascendente, tiende a actuar como barrera al movimiento de los sedimentos desde el arco volcánico hacia la fosa. Como consecuencia, los sedimentos empi ezan a acumularse entre el prisma de acreción yel arco volcánico. Esta región, compuesta de capas de sedi mentos relativamente no deformadas y rocas sedimentarias se denomina cuenca de antearco (Figura 14.5 B). El descenso y la sedimentación continuada en las cuencas de antearco pueden generar una secuencia de esrratos sedimentarios hOtÍ7..0ntales de varios kilómetros de grosor.

Sierra Nevada y las sierras litorales Durante el período Jurásico, cuando el Atlántico norte empe7..ó a abri rse, se formó una zona de suhducción a lo largo del borde occidental de la placa Norteamericana.

Las pruebas de este episodio de subducción se encuentran en un cinturón casi C011UnuO de plutones ígneos que in-

404

e A p í T UL o 1 4 Bordes convergentes: formación de las montañas y evolución de los continentes

duyen el batolito Baja de México, los batolitos de Sierra Nevada y Idaho situados en el oeste de los Estados Unidos y el batoliw Litoral de Canadá (véase Figura 5.3 2).

Una parte de lo que fo nnó este borde convergente d e placa constituye ahora un excelente ejemplo de un cinturón orogénico inactivo de tipo andino. Que incluye Sierra Nevada y las sierras Costeras de California (Figura 14.6). Estos cinturones mo ntañosos paralelos se produjeron por la subducción de una parte de la cuenca del Pacifi co (placa de Farallón) debajo del borde occidental de California.

El batoliw de Sierra Nevada es un resto del arco volcánico continental que fu e generado por numerosas oleadas de magma a lo largo de 10 m.illones de años. Las sierras Costeras representan un prisma de acreciún que se fonnó cuando los sedimentos arrancados de la placa en subducción y erosinados desde el arco volcánico conti-

ncntal se plegaron y fa llaron de una man era intensa. (Algunas porciones de las sierras Costeras están compuesras de una m ezcla caótica de rocas sedimentarias y metamórficas y fragmentos de corteza oceánica denominada fo rmación Franciscan .)

La suhducción. que empezó hace unos 30 millones de años, cesó de manera gradual a Jo largo de gran parte del borde de Noneamérica a medida que el centro de expansión que produjo la placa de Farallón entraba en la fosa de California (véase Figura 13 .20). Tanto el centro de expansión como la zona de subducción se destruyeron posterionnente. El levantamiento y la erosión que siguieron a este acontecimiento han eliminado gran pane de la evidencia de la actividad volcánica antigua y han dejado expuesto un núdeo de rocas ígneas cristalinas y rocas metam órficas asociadas que componen la Sierra Nevada . El levantamienw de las sierras Costeras tuvo lugar sólo re-

.. Rgur. 14.6 Mapa de las montañas y relieve: del oeste de Estados Unidos.

(Tomado de Thelin y Pike. U. S.

GeoIogical Survey.)

drand ••

, \

Colisiones continentale

cientemente, como demuestran los sedimentos jóvenes, no consolidados, que todavía cubren zonas de estas tierras ele~das.

El Gran Valle de California es un resto de la cuenca de antearco que se ronnó entre la Sierra Nevada y las sierras Costeras, ambas en desarrollo. Durante gran parte de su historia, algunas partes del Gran Valle se extienden por debajo del nivel del mar. Esta cuenca llena de sedimentos contiene potentes depósitos marinos y derrubios erosionados del arco volcánico continental.

A partir de este ejemplo, podemos ver que los cinturones montañosos de tipo andino están compuestos de dos zonas de defonnación casi paralelas. Un arco volcáruco continental, que se fOnDa a lo largo de los bordes continentales, está compuesto de volcanes y grandes cuerpos ígneos incrusivos y rocas metamorncas asociadas. En el lado del mar del arco volcánico continental, donde las placas en subducción descienden por debajo del continente, se genera un prisma de acreción. Esta estructura está ronnada principalmente por sedimentos y derrubios volcánicos que se han plegado, se han fallado y en algunos lugares se han metamorfizado (Figura 14.5). Entre estas zonas dcfonnadas se extiende una cuenca de antearco, compuesta principalmente de estratoS marinos horizontales.

En reswnen, el crecimiento de cinturones montañosos en las zonas de subducción es una respuesta al engrosamiento de la corteza provocado por la adición de rocas ígneas derivadas del manto. Además, el acortamiento yel engrosamiento de la corteza tienen lugar a lo largo de los bordes continentales como consecuencia de la convergencia.

Colisiones continentales Bordes convergentes ~ Colisiones continentales Como hemos visto, cuando una lámina de la litoSfera oceánica subduee por debajo de un borde continental, se desarroUa un cinturón montañoso de tipo andino. Si la placa que subduce también contiene un continente, la subducción continuada acaba transportando el bloque cominental hacia la fosa. Aunque la litosfera oceánica es relativamente densa y subduce con facilidad, la corteza continental contiene cantidades importantes de materiales de baja densidad y es demasiado flotante como para experimentar una subducción apreciable. Por consiguiente, la llegada de la litosfera continental a la fosa se traduce en una colisión con el borde del bloque continental suprayacente y la interrupció n de la subducción (Figura 14. 7).

40S

L as colisiones continentales tienen como consecuencia el desarrollo de montañas compresionales caracterizadas por una corteza acortada y engrosada. Los grosores de 50 kilómetros son comunes y la corteza de algunas regiones tiene espesores que superan los 70 kilómetros. En estos lugares, el engrosamiento de la corteza se alcanza generalmente a través del plegado y el fallado.

Los cinturones de pliegues y cabalgamientos son estrucntras notables de la mayoría de montañas compresionales. Estos terrenos montañosos suelen ser el resultado de la defonnación de gruesas secuencias de rocas sedimentarias de aguas someras parecidas a las que fonnan los bordes continentales pasivos del Atlántico. Durante una colisión continental, estas rocas sedimentarias son empujadas tierra adentro, lejos del núcleo de cinturó n montañoso en desarrollo y sobre el interior continental estable.

En esencia, el acortamiento de la corteza se a1canza a través del desplazamiento a lo largo de los cabalgamientos (fallas inversas de ángulo pequeño), donde los estratos que antes se extendían horizontalmente se apilan los unos encima de los otros como se ilustra en la Figura 14.7. Durante este desplazamiento, el material atrapado entre las fallas inversas suele pl egarse y fonna la otra estructura principal de un cinturón de pliegues y cabalgamientos. Se encuentran ejemplos excelentes de cinturones de pliegues y cabalgamientos en los Apalaches, en las Rocosas canadienses, en el Himalaya (meridional) y en los Alpes septentrionales.

Los mecanismos que generan montañas compresionales también crean otros tipos de estrucruras tectónicas.

Entre éstos se cuentan los bloques del basamento que cabalgan hacia el continente opuesto. Además, las fa llas inversas y los pliegues son estructuras principales del prisma de acreción que se genera a lo largo del borde de tipo andino de uno de los dos continentes.

La zona en la que dos continentes colisio nan se denomina sutura. Esta parte del cinturón montañoso suele conservar restos de la litosfera oceánica que fueron atrapadas entre las placas en colisión. Como consecuencia de su estrucntra ofiolítica única (véase Capítulo 13), estos fragmentos de litosfera oceánica ayudan a identificar la localización del borde de colisió n. A lo largo de las zonas de sutura es donde los contin('ntes se sueldan. Sin embargo, al principio se trata de zonas muy cali entes y débiles. Por tanto, si los movimientos de las placas asociadas con ellas pasan drásticamente de la convergencia a la divergem.:ia, estaS zonas de fragilidad pueden convertirse en futuros puntos de ruptura continental.

Observaremos más detenidamente dos ejemplos de cordilleras colisonales: el Himalaya y los Apalaches. El Himalaya es la cordillera de colisión más joven de la Tierra y todavía está creciendo. Los Apalaches constituyen un cinturón montañoso mucho más antiguo, en el que la for-

406

e A p f TUL o

1 4 Bord6 convergentes: formación de las montañas y evolución de 10$ continentes

Gruesa

~ :m:a ~

._.~..

Prisma

de acreción

Arco volcánico continental

. ' '1 ..

..~....,....,

',.-

.... figura 14 .7 Il ustración en la que se muestra la formación de las principales estructuras de un cinturón montañoso compresional. induido el cinturón de pliegues y cabalgamientos.

mación activa de montañas cesó hace unos 250 millones de años.

Himalaya El episodio de forma ción de montañas que creó el Hima-

laya empezó hace alrededor de 45 millones de años, cuando la India empezó a colisionar con Asia. Antes de la fragmentación de Pangea. India era una parte de Gonclwana en el hemisferio sur (véase Figura l .A). Al separarse de ese continente, la India se movió rápidamente, desde el punto de vista geológico, unos pocos miles de kilómecros en dirección norte (véase Figura l .A).

La zona de subducción que facilitó la migración hacia el norte de India estaba situada cerca del borde meridional de Asia. La subducción continuada a lo largo del borde de Asia creó un borde de placa de tipo andino que contenía un arco volcánico bien desarroUado y un prisma de acreción. El borde septentrionaJ indio, por otra parte,

era un borde continental pasivo compuesto por una gruesa platafonna de sedimentos de aguas someras y rocas sedimentarias.

Aunque los detalles pcnnanecen algo incompletos, uno o quizás varios pequeños fragmentos continentales se situaron en la placa en subducción en a1gún punto entre India y Asia. Durante el cierre de la cuenca oceánica intennedia, un fragmento relativamente pequeño de la corteza, que ahora constituye el sur del Tíbet, alcanzó la fosa.

D espués d e este acontecimiento, se acreciona la India .

Las fuerzas tectónicas implicadas en la colisión de lndia con Asia eran enonnes e hicieron que los materiales más defonnables situados en los bordes litorales de estos continentes experimentaran grandes p liegues y faUas. El acortamiento y el engrosamiento de la corte7..3 elevaron gran des cantidades de material d e la corteza, generando las espectaculares montañas d el Himalaya.

Además de la elevación, el acortami ento produjo un engrosamiento de la corteza en la que las capas inferiores

Colisiones continentales

experimentaban temperaturas y presiones elevadas. La fu sión parcial en el interior de la región más profunda y defonnada del cinturón montañoso produjo plutones que mtruyeron y defonnaron las rocas suprayacentes. Es en ambientes de este tipo donde se genera el núcleo metamórfico e ígneo de las montañas compresionales.

Tras la fonnación del Himalaya vino un período de elevación que hizo ascender la llanura Tibetana. Las pruebas procedentes de los estudios sísmicos sugieren que una parte del subcontinenre indio fue empujada por debajo del Tíbet posiblemente a lo largo de una distancia de 400 kilómetros. Si fue así, el grosor añadido de la corteza explicaría el paisaje elevado del Tíbet meridional, que tiene una elevación media más alta que el monte \.Vh.itney, el punto más elevado de los Estados Unidos. Otros investigadores no están de acuerdo con es1e escenario. Por el contrario, sugieren que las grandes fallas inversas y los pliegues en el interior de la corteza superior, así como la defonnaci ón dúctil uniforme de la coneza inferior y el manto Iitosférico subyacente, produjeron el gran grosor de la corteza que explica la elevación extrema de esta Uanura. Es necesaria más investigación para resolver esta cuestión.

La velocidad de la colisión con Asia disminuyó, pero no frenó la migración hacia el norte de India, que desde entonces ha penetrado al menos 2.000 kilómetros en la masa continental asiática. E l acortamiento de la corteza explica una parte de este movimiento. Se cree que gran parte de la penetración restante en Asia se ha traducido en el desplazamiento latera l de grandes bloques de la corteza asiática mediante un meca nismo denominado escope CQ1Itinen/nJ. Como se muestra en la Figura 14.8, cuando In-

407

dia colisionó con Asia, algunas partes de Asia fueron ..estrujadas» hacia el este fuera de la zona de colisión. En la acrualidad estos bloques desplazados de la corteza consti tuyen gran parte de Indochina y secciones del continem e chino. ¿Por qué el interior se Asia se defonnó hasta tal grado mientras [ndia propiamente ha pennanecido en esencia inalterada ? La respuesta reside en la naturaleza de estOS bloques de corteza diferentes. Gran parte de India es un escudo compuesto principalmente de rocas cnsL11inas precámbricas (véase Figura 14.1 ). Esta lámina gruesa y fría de material de la colteza ha permanecido intacta duranlc más de 2.000 millones de años. Por el contrario, el sureste asiático se formó más recientemente a partir de fragmentos más pequeños de la corteza, durante e induso después de la fonnación de Pangea. Por consiguiente, es todavía relativa mente ..caliente y débil» de los períodos recientes de fonnaci ón de montañas. La defon nación de Asia se ha recreado en ellahoratorio con un bloque rigido que representa India y que es empujado hacia el interior de una masa de arcilla defonnable de moldeado, como se muestra en la Figura 14.8.

India continúa siendo empujada hacia Asia a una velocidad estimada de unos pocos centímetros cada año.

Sin embargo, los numerosos terremotos registrados en la costa meridiona l de India indkan que se puede estar formando una nueva zona de suhducción. Si se fonnara , proporcionaría un lugar de subclucción para el fondo del océano Índico. que se genera de manera continuada en un centro de expansión situado al suroeste. Si eso ocurriera , el viaje de [ndía hacia el norte, en relación con Asia, se interrumpiría y cesaría el crecimiento del Himal aya.

.. figura 14.8 la colisión entre India y Asia que generó el Himalaya y la llanura Tibetana también deformó enormemente gran parte del sureste asiático. A. Vista cartográfica de algunos de los princi pales rasgos estructurales del sureste asiático que se cree que están relacionados con este episodio de formaci6n de montañas. B. Recreación de la deformación de Asia, ton un bloque rfgido que representa India empujado hacia una masa de arcilla de modelar deformable.

408

e A p í TUL o

1 4 Bordes convergentes: formación de las montaf\as y evoIuci6n de los continentes

Apalaches Los Apalaches proporcionan una gran belleza paisajística al este de Norteamérica desde Alabama a Terranova. Además, en las islas Británicas, Escandinavia, Europa occidental y G roenlandia se encuentran montañas que se formaron a la vez que los Apalaches (véose Figura 2.5). La orogenia que generó este extenso sistema montañoso duró unos pocos centenares de millones de años y fu e uno de los estadios de la reunión del supercontinente de Pangca.

Los estudios detallados de los Apalaches centrales y meridionales indican que la fonnación de este cinrorón montañoso fue más compleja de lo que se había creído. En lugar de fornl3TSe durante una única colisión continental, los Apalaches son fruto de tres e pisodios diferenciados de fonnación de montañas.

Este escenario excesivamente simplificado empieza hace alrededor de hace 750 millones de años con la fragmentación del superconrinente anterior a Pan.,gea (Rodinia), que separó Norteamérica de Europa y Africa. Este episodio de ruptura continental y expansión del fon do oceánico generó el Atlántico non e ancestral. Situado en el interior de esta cuenca oceánica en desarrollo había un fragm ento de corteza continental que se había separado de Norteamérica (Figura 14.9A).

Luego, hace unos 600 miJlones de años, el movimiento de las placas cambió de una manera drástica y el Aclántico norte ancestral empezó a cerrarse. Probablemente se formaron dos nuevas zonas de subducción.

Una de ellas se encontra ba en el lado de mar de la costa africana y produjo un arco volcánico parecido a los que en la actualidad rodean el Pacífico occidental. La otra se desarrolló sobre el fragmento continental situado delante de la costa de Norteamérica, como se muestra en la Figura 14.9.

Hace entre 450 y 500 millones de años, el mar marginal situado entre este fragmento de la corteza y Norteamérica empezó a cerrarse. La colisión subsiguiente deformó la plataforma continental y sururó el fragmento de corteza a la placa Norteamericana. Los restos metamorfi zados del fragmento continental se reconocen en la actualidad como las rocas cristalinas de las regiones de Blue Ridge y el Piedmont occidental de los Apalaches (Figura 14.9B). Además del metamorfismo regional generalizado, la actividad ígnea produjo numerosos cuerpos plutónicos a todo lo largo del borde continental, en especial en N ueva Inglaterra.

Un segundo episodio de formación de montañas rovo lugar hace unos 400 millones de años. En el sur de los Apalaches, el cierre continuado del Atlántico norte ancestral se tradujo en la colisión del arco volcánico en desarrollo con Norteamérica (Figura 14.9Q. Las pruebas de este acontecimiento son visibles en el cinturón pizarroso

de Carolina del Piedmont oriental, que contiene rocas sedimentarias y volcánicas metalllorfizadas características de un arco insular.

La orogenia fina l tuvo lugar en a$ún momento hace 250-300 millones de años, cuando Africa colisionó con Norteamérica. En algunos puntos el desplazamiento tierra adentro total de las provincias Blue Ridge y Piedmont puede haber superado los 250 kilómetros. Este acontecimiento desplazó y deformó los sedimentos y las rocas sedimentarias de la plata forma que antes habían flanqueado el borde ori ental de Norteamérica (Figura 14.9D). En la actualidad esas areniscas, arcillas y lutitas plegadas y falladas constituyen las rocas de la provincia de Valley and Ridge que, en gran parte, no ha experimentado metamorfismo. Se encuentran afloramientos de las estructuras plegadas y falladas características de las montañas compresiona les en lugares tan interio res como el centro de P ensilvania y el oeste de Virginia (Figura 14.10).

D esde el pumo de vista geológico, poco después de la formación de los Apalaches, el supercontinenre recién formado de Pangea empezó a romperse en fragmentQi más pequeños. D ado que esta zona de ruprora rovo lugar al este de la sutura que se fonnó entre Africa y Norteamérica, un resto de Africa permanece «soldado". a la placa Norteamericana (Figura 14.9E).

Otras cordilleras montañosas que exhiben pruebas de colisiones continentales son, entre otras, los Alpes y los Urales. Se cree que los Alpes se formaron como consecuencia de una colisión en tre África y Europa durante el cierre del mar de Tetis. Por otro lado, los Urales se formaron durante la reunión de Pangea cuando Báltica (Europa septentrional) y Siberia (Asia septentrional) colisionaron (ViOH Capítulo 13).

En resumen, la subducción continuada de la litosfera oceánica a lo largo de un botde de placa de tipo andino acabará cerrando una cuenca oceánica y hará que 105 continentes, o los fragmentos de los continentes, colisionen. El resultado es la orogenia de un cinrorón montañoso compresiona! como el Himalaya o los Apalaches. Se cree que los principales acontecimientos de estos episodios de formaci ón de montañas suceden de la siguiente manera: 1. Después de la fragmentación de una masa continental, se deposita una gruesa cuña de sedimentos a lo largo de los márgenes continentales paSIVOS.

2. A causa de un cambio de la dirección del mOlimiento de las placas, la cuenca oceánica empieza a cerrarse y los continentes empiezan a converger.

3. La convergencia de las placas provoca la subducción de una placa oceánica. por debajo de uno

Colisiones continentales

Terranova

Norteamérica

Nueva

A. Hace 600 millones de años

Norteamérica

409

Blue Riclge/ Piedmont occidental

Arco insular

África

B. Hace 450-500 millones de años

Cinturónln~~~~~~' r.i~d~.,:Carol;' !

I ¡nal

" C. Hace 400 millones de años Leyenda

Cinturones de pliegues y cabalgamientos Rocas metamórficas _

P1utones granfticos

F. Principales rasgos estructurales de los ApaJaches

Atlántico norte en desarrollo

E. Hace 200 millones de años, cuando comienza la apertura del

noo•

... Figura 14.9 Estos diagramas simplificados describen el desarrollo de los Apalaches meridionales cuando el AUántico norte ancestral se cerró durante la fonnaci6n de Pangea. las fases separadas de la actividad fonnadora de montañas se extendieron durante más de 300 millones de años. (romado de Zve Ben-Avraham, Jack Oliver, lany BrOlNfl y Frederick Cook.)

410

CAP í TUL O 1 4 Bordes convergentes: formación de las montañas y evolución de los continentes

.6 Figura 14.10 la provincia de Valley and Ridge. Esta porción de los Apalaches consi ste en estratos sedimentarios plegados y fallados que fueron desplazados tierra adentro con el cierre del proto-Atlántico. (Imagen LANDSAT, cortesía de Phillips Petroleum Company, Exploration Projects Section.)

de los continentes y crea un arco volcánico de tipo andino y el prisma de acreción asociado.

4. Finalmente, los bloques continentales colisionan.

Este acontecimiento compresional deforma y metamorfiza severamente los sedimentos atrapados en la colisión. La convergencia continental hace que esos materiales deformados, y grandes láminas de material de la corteza, se acorten y engrosen, produciendo un terreno montañoso elevado.

5. Por último, un cambio en el movimiento de las placas interrumpe el crecimiento del cinturón

montañoso. En este momento, los procesos causados por la gravedad, como la erosión, se convierten en las fuerzas dominantes que alteran el palsa)e.

Se piensa que esta secuencia de acontecimientos ha sucedido muchas veces durante la larga historia de la Tierra..

Sin embargo, los ambientes tectónicos y climáticos variaron en cada caso. Por tanto, la formación de cada cadem montañosa debe considerarse como un acontecimiento único (véase Recuadro 14.2).

Terrones y formación de montaí'las

La porciólI de las montañas Rocosas que

se extiende d esde el sur de Montana hasta Nuevo M éxico se produjo por un periodo de defonnación conocido como la

orugrnil1 Lurmnide. Este acontecimiento, que creó uno de los paisajes más pintorescos de Estados Unidos, alcanzó su punto álgido hace unos 60 millones de años. Las cordilleras montañosas generadas durante la orogenia Laramide son, en tre OIraS, la cordillera Frontal de Colorado, la Sangre de Cristo de Nuevo México y Colorado y los Bighorns de Wyoming.

Estas montañas son estructurahnente muy diferentes de las del norte de las Rocosas, entre las que se cuentan las Rocosas canadienses y las porciones de las Rocosas de Idaho, el oeste de Wyoming y el oeste de Montana. Las Rocosas septentrionales son montañas compresionalcs compuesras de gruesas secuencias de rocas sedimentarias defonnadas por pliegues y fallas inversas de bajo ángulo. La mayoría de los investigadores coincide en que la colisi6n de uno o más microcon tin entes con el borde occidental de Norteamérica gener6 la fuerza conductora que se encuentra detrás de la fonnaci ón del norte de las Rocosas.

El sur de las Rocosas, por otro lado, se fonnó cuando las rocas cristalinas profundas ascendieron casi verticalmente a 10 largo de fallas muy indinadas, empujando las capas suprayacentcs de rocas sedimen-

tarias más jóvenes. La topografía montañosa resultante esci compuesta de grandes bloques de rocas antiguas de basamento separadas por cuencas llenas de sedimentos. Desde su formación, gran parte de la cubierta sedimentaria se ha erosionado de las porciones más altaS de los bloques elevados y éstos exhiben sus n úcleos ígneos y metamórficos. Entre los ejemplos se cuenta una serie de afloramientos graníticos que se proyectan como cimas escarpadas, como el pico Pikes, y el pico Longs en la cordillera Frontal de Colo rado. En muchas zonas, los restos de los estratos sedimentarios que habían cubierto esta región son visibles en fonna de prominentes dorsales angulares, denominadas bogbacks, que flanquean los núcleos cristalinos de las montañas.

Antes se habia supuesto que como otras regiones de topografía montañosa el sur de las Rocosas se mantenía eleV3do porque la corteza se había engrosado a causa de los acontecimientos tectónicos del pasado. Sin embargo, los estudios sísmicos realizados a tra\ 'és del suroeste americano revelaron un grosor de la corteza no superior al que se encontraba debajo de Denver. Estos datos descartaban la fl otabilidad de la corteza como la causa del saltOabrupto de 2 kilómetros en la elevación que tiene lugar donde las Grandes llanuras se encuentran con las Rocosas.

Aunque el sur de las Rocosas se ha cstudiado extensamente dur,¡nte más de un

Terralles y fonnación

de montañas Bordes convergentes .... Fragmentos de la corteza y formación de las montañas Los cinturones montañosos también pueden desarro Uarse como consecuencia de la colisión y la fusió n de un arco insular, u otro fragmen to pequeño de la corteza, a un bloque continental. Como cabe esperar, las montañas generadas por la colisión d e un pequeño fragm ento de corteza serán de una escala algo m enor que las generadas por

411

siglo, hay todavía mucho debate en to m o a los mecanismos que condujeron a la eleV3ción. Una hipótesis propone que este período de elevación empezó con la subducción casi horizontal de la placa de Farallón hacia el este por debajo de Norteamérica, tierra adentro hasta las 8 1ack Hills de Dakota del Sur. A medida que la placa subducida pasaba rozando por debajo del continente, las fuerzas compresionales iniciaron un periodo de actividad tectónica. Confonne la placa de Farallón comparativamente fría se hundía, era sustituida por rocas calientes que ascendían del manto. Por tanto, según este escenario, el mantO caliente proporcionaba la flotabilidad para elevar las Rocosas meridionales, así como la llanura de colorado y las montañas de Basin and Rangc.

Otros discrepan y mantienen que no hay ninguna necesidad de recurrir al proceso anterior. Antes bien, sugieren que la convergencia de placas y la colisi6n de uno o más microconnnentes contra el borde occidental de Nortcamérica generaron la fuerza conductora que está dt:trás de la orogenia Laramide (véase la sección «Terrones y fonnaci6n d e las mom añas,.).

D ebe señalarse que ninguna de estas propuestas ha recibido un amplio reconocimiento. Tal como 10 dijo un geólogo que conoce esta región, «simplemente, no lo sabemO!>"")I..

una colisión continental. El proceso de colisión y acreción (unión) de fragmentos de corteza comparativamente pequeños h a generado m uchas de las regiones montañosas que rodean el Pacifico.

La naturaleza de los terrones Los geólogos se refi eren a estos bloques de corteza acredonada com o terrones (terrenos). De una m anera sencilla, la expresión terranes se refi ere a cualquier fragmento de la corteza que tiene una historia geológica distinta de la correspondiente a las 7..onas colindantes. Los terrmleJ tien en fomlas y tamaños variados.

412

e A p í TUL o

1 4 Bordes convergentes: formación de las montañas y evolución de los continentes

¿Cuál es la naturaleza de esos fragmentos de corteza y de dónde proceden? La investigación sugiere que, antes de su acreción a un bloque continental, algunos de los fragmentos podían haber sido microcontinentes similares a la actual isla de Madagascar, localizada al este de África, en

el océano Ínclico. Muchos otros eran arcos de

islas como Japón, Filipinas y las islas Aleutianas. Aún otros podían haber estado por debajo del nivel del mar; sus análogos actuales pueden ser fragmentos de corteza sumergidos, como los que se encuentran en el fondo del Pacífico occidental (véase Figura 14.11). En la actualidad se sabe que existen más de cien de esos fragmentos de la corteza comparativamente pequeños. Sus orígenes varían. Algu-

nos son fragmentos sumergidos compuestos principalmente de corteza continental, mientras otros son islas volcánicas extinguidas, como la cadena de lTIontes submari-

nos de las islas Hawaii-Emperador. Otros son llanuras oceánicas sumergidas creadas por emisiones masivas de lavas basálticas asociadas con la actividad de puntos calientes.

Acreción y orogénesis La opinión generalmente aceptada es que, a medida que se mueven las placas oceánicas, transportan adosadas a ellas llanuras oceánicas arcos de islas volcánicas y microcontinentes hacia una zona de subducción de tipo andino.

Cuando una placa oceánica contiene una cadena de pequeños montes submarinos, en general estas estructuras

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN

subducen junto con la placa oceánica. Sin embargo, las unidades gruesas de corteza oceánica, como la llanura de

¿Cuál es la diferencia entre un terrane y un terreno?

Ontong Java, o un arco insular maduro compuesto por abundantes rocas ígneas « ligeras» producido por diferenciación magmática, dejan la litosfera oceánica demasiado flotante como para subducir. En estas situaciones, se produce una colisión entre el fragmento de corteza y el continente.

La secuencia de acontecimientos que ocurre cuan-

El ténnino terrane se utiliza para designar una serie diferenciada y reconocible de formaciones rocosas que han sido transportadas por procesos de la tectónica de placas. Dado que los geólogos que cartografiaron estas TocaS no estaban seguros de su procedencia, estas focaS a veces recibían el nombre de te1'Tanes «exóticos», «acrecionados» o «extraños». No hay que confundir este ténnino con el ténnino terreno, que describe la forma de la topograña superficial o la «disposición de la tierra».

do un arco insular maduro llega a un borde de tipo andino se muestra en la Figura 14.12. Debido a su flotabilidad, el arco insular maduro no subducirá por debajo de la placa continental, sino que se abrirá camino hacia el conti-

.... Figura 14.11 Distribución de las llanuras oceánicas actuales y otros fragmentos sumergidos de la corteza. (Datos de Ben-Avraham y colaboradores.)

Terrones y formación de montañas

Arco de islas volcánicas inactivas

8.

413

nente y defonnará ambos bloques. Cuando no puede producirse más convergencia, se desarroUa una nueva fosa en el lado marítimo del arco volcánico acrecionado.

La subducción a lo largo del borde convergente recién fonnado puede transportar otro fragmento de la corteza hacia el borde continental. Cuando este fragmento colisiona con el borde continental, desplaza el arco im.ular acrecionado más hacia el interior, añadiéndose a la zona de defonnación, aumentando la extensión lateral del borde continental La idea de que la orogénesis se produce en asociación con la acreción de fragmentos de la corteza a una masa continental surgió principalmente a raíz de estudios Uevados a cabo en la parte septentrional de la cordillera Norteamericana (Figura 14.13). Aquí, se detennmó que algunas áreas montañosas, principaLmente las correspondientes a los cinturones orogénicos de Alaska y Columbia Británica, contienen evidencias fósiles y paleomagnéticas que indican que esos estratos esruvieron en alguna ocasión cerca del Ecuador.

Se supone ahora Que muchos otros terrones encontrados en la cordillera Norteamericana estuvieron en alguna ocasión dispersos por todo el Pacífico oriental, de una manera muy parecida a la distribución Que encontramos en la actualidad para los arcos de islas y las llanuras oceánicas distribuidos en la actualidad por el Pacífico occidental (Figura 14. 11). Desde antes de la fragmentación de Pangea, la porción oriental de la cuenca Pacífica (placa de FaraUón) ha estado subduciendo por debajo del borde occidental de Norteamérica. Aparentemente, esta ac-

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN AIIIi........

c.

¿Cuáles son los ejemplos actuales de materiales que puede acabar siendo terranes en el futuro?

Secuencia de acontecimienlos en la que se muestra la colisión y la acreción de un arco insular a un borde continental.

.t. Rgura 14.12

El suroeste del océano Pacífico es un buen lugar pan¡ encontrar fragmentos de tierra que algún día pueden convertirse en terTb7Ies. Aquí, hay muchos arcos insulares, llanuras oceánicas y microcontinentcs que probablemente se acrecionarán a los límites de un continente. Uno de los t erTUlies más conocidos es la zona occidental de la falla de San Andrés, entre las que se encuentran el suroeste de California y la península Baja California de México. Esta zona, ya denominada +<Trrrll7le de California», se mueve hacia el noroeste y probablemente se separará de Norreamérica dentro de unos 50 milloncs de años. El movimiento continuado hacia el noroeste la conducirá hasta el sur de Alaska, donde se convertirá en el siguiente de una larga serie de terrones que han sido transportados hacia AJaska y se han +<acoplado» allí durante los últimos 200 millones de años.

e A p f TUL o

414

\

1 4 Bordes convergC!ntes: formación de las montañas y evolución de los continentes

Terranes acrecionados . . Arco insular Dep6saos submarinos

, o.'.

1 )

,, I )

\

Cratoo

, o

BOOkm

... figura 14.1 J Mapa que muestra los terrones que se han ido añadiendo al oeste norteamericano durante los últimos 200 millones de años. los datos procedentes de las pruebas paleomagnéticas y los fósiles indican que algunos de esos terrones se origi na ron a miles de kilómetros al sur de su localización actual.

(Tomado de D. R. Hutchinson y colaboradores.)

tividad rovo como consecuencia la adición gradual de fragmentos de corteza a lo largo de todo el margen del Pacifico del continente, desde la península de Baja California hasta el norte de Alaska (Figura 14.13). De una manera similar, muchos microcontinentes modernos acabarán acrecionándose a márgenes continentales activos, produciendo nuevos cinturones orogénicos.

Montañas de bloque de faUa La mayoría de cinturones montañosos, incluidos los .-\1pes, el Himalaya y los Apalaches, se forma en a m bien~ compresionales, como demuestra el predominio de grandes fallas inversas y estratos plegados. Sin embargo, Otr05 procesos tectónicos, como la fragm entación continentaL también pueden producir el ascenso y la formación d~ montañas. Las montañas que se forinan en estos lugares. denominadas montañas de bloque de falla, están relacionadas con fallas normales de gran ángulo que disminuyen de buzamiento de manera gradual con la profundidad. La mayor parte de las montañas de bloque de faJb se forman en respuesta a un gran levantamiento, que provoca el alargamiento y el fall ado. Una situación de este tipo está ejemplificada por los bloques de falla que se elevan por encima de los valles de rift del este de Africa.

Las montañas de los Estados Unidos en las que el fallado y el levantamiento gradual han contribuido a su alrota elevada son, entre otras,la Si erra Nevada de Californi a y las Grand Teton de Wyoming. Ambas están hlliadas a lo largo de sus flancos orientales, los cuales fue ron levantados como bloques inclinados hacia el oeste.

Mirando al oeste desde el valle Owens, California, y Jackson Hale, \Vyoming, los frentes orientales de estas cordilleras (Sierra Nevada y las Teton, respectivamente) se elevan más de 2 kilómetros, lo cual las convierte en los: frentes montañosos más imponentes de Estados Unidos..

Provincia Basin and Range Una de las regiones más extensas de la TIerra con montañas de bloque de falla es la provincia Basin and Range.

Esta región se extiende en una dirección aproximada norte a sur a lo largo de casi 3.000 kilómetros y abarca todo el estado de Nevada y algunas partes de los estados circundantes, así como algunas partes del sur de Canadá y el oeste de M éxico. Aquí, la corteza superior frágil se ha roto literalmente en cientos de bloques de falla. La inclinación de estas estructuras fa lladas (semi graben) dio lugar a varias cordilleras montañosas casi paralelas, con una longitud media de unos 80 kilómetros que se elevan por encima de las cuencas adyacentes llenas de sedimentos (vio" Hgura 10.19).

La extensión en la provincia Basin and Range empezó hace alrededor de 20 millones de años y parece haber «estirado» la corteza hasta dos veces su anchura originaL En la Figura 14.14C se muestra un esbozo aproximado de los bordes de los estados occidentales antes y después de este período de extensión. El alto flu jo térmico en la región, tres veces superior a la media, r los distintos episodios de volcanismo proporcionan pruebas firmes de que el ascenso del manto provocó el

Movimientos verticales de la corteza

41 S

• Figura 14.14 la provincia Basin and Range está formada por numerosas montaf'ias de bloque de falla que se generaron duran te los

últimos 20 millones de años de la historia de la Tierra. El ascenso de las rocas calientes del manto y quizás el colapso gravitacional (deslizamienlo de la corteza) contribuyeron al esti ramiento y el adelgazamiento considerables de la corteza.

abom bamiento de la corteza, que a su vez contribuyó a la extensión de la regió n.

También se ha sugerido que el cambio de la naturaleza del borde de la placa a lo largo del borde occidental de Cali fomia que empezó hace unos 30 millones de años ha contri buido a la fonnación de Basin and Range (Figura 14. 14A). Recordemos que en esa época, el centro de cxpansió n que había generado la placa de FaraUón se consumía en una rona de subducció n siruada delante de la costa de California . Como consecuencia, la corteza elevada de Basin and Range, aguantada por debajo por un manto caliente y flotante, empezó a deslizarse gravitacionalmenle desde su posición elevada (Figura 14. 148 ).

Movimientos verticales de la corteza Además de los grandes despla7..3m.ientos de la corteza causados principalmente por la tectónica de placas, se observan movimientos verticales graduales de la corte-l3 (."Ontinental en muchos lugares de todo el mundo. Aunque gran

parte de este movimiento vertical oculTe a lo largo de los bordes de las placas y está asociada con la fo nnación activa de las montañas, una parte de éste no lo está.

Pruebas del levantamiento de la corteza se encuentran a lo largo de la costa occidental de Estados Unidos.

Cuando la altura de una zona costera pennanece sin cambios durante un largo período, se desarrolla una platafo nna erosionada por las olas. E n zonas de Cali fornia , las antiguas platafo nnas erosionadas por las olas puedCJ1 encontrarse ahora en fo nna de terrazas, centenares de metros por encima del nivel del mar. Este tipo de pruebas del levantamiento de la oorte7..3 son fácil es de encontrar; por desgracia, las razones del levantamiento no son siempre tan fáci les de determinar.

Isostasia Los primeros investigadores descubrieron que la corteza terresue menos densa flota en la parte superior de las rocas más densas y defornlables del manto. E l concepto de una corte-a flotante en equilibrio gravitacional, como pro-

416

e A p f T UL o

1 4 Bordes converge ntes: fo rmación de las montaflas y evolución de los continentes

puso Airy, se denomina isosta5i3 (iso = igual; JUJSis = permanecer). Q uizá la fonna más fácil de captar el concepto de isostasia sea imagi nar flotando en el agua una serie de bloques de madera de diferentes alturas, como se muestra en la Figura 14.15. Obsérvese que los bloques de madera más gruesos sobresalen más del agua que los bloques más finos.

De una manera similar, los cin rurones montañosos se yerguen más por encima del terreno circundante a causa del engrosamiento de la corteza. Estas montañas compresionales tienen «raíces» que alcanzan zonas más profundas en el material que las sustenta por debajo, de la misma manera que los bloques de madera más gruesos que se muestran en la Figura 14.15 (vénse Recuadro 14.3).

.. figura 14.15 Este d ibujo ilustra cómo fl otan en e l agua bloques de madera de grosores diferentes. De manera similar, secciones gruesas de materiales corticales flotan en una posición más elevada que las placas de corteza más finas.

¿Las montañas tienen raíces?

Uno de los principales avances en la deternUnllción de la estructura de las montañas se produjo en la década de 1840, cuando Sir George E\'erest (en cuya memoria se dio nombre al monte Everest) realizó la primera investigación topogrn6ca en India. Durante este estudio se midió la disrnncia en tre las localidades de Kalianpur y Kaliana, situadas al sur de la cordillera del Himalaya, mediante dos métodos diferentes. En un método se utilizaba la técnica de invescigación convencional de la triangulación y en el otro método se determinaba la d isbncia astronómicamente.

Aunque am bas técnicas deberían haber dado resultados similares, los cálculos :tstronómicos situaron estas locaüdades casi 150 metros más cerca la una de la o tra que la invescigación por triangu1ación.

La discrepancia se atribuyó a la atracción gravit:1cional ejercida por el masivo Himalaya sobre el peso de plomo ucilizado para nivelar el instrumento. (Un peso de plomo es un peso metálico suspendido por una cuerda utilizado para detenninar la orien tación vertical.) Se sugirió que el desvío del peso de plomo sería mayor en Kaliana que en Kalianpur porque la primera está situada más cerca de las mont'añas (Figura 14.A).

Unos años después, ]. H . Pratt estimó la masa del Himalaya y calculó el error que debería haber sido causado por la infl uencia gravitacional de las mont'añas.

Sorprendido, Pratt descubrió que las montañas deberían haber producido u n error tres veces mayor que el que se observó en realidad. En otras palabras: las montañas no estaban «tirando de su peso'*'. Era como si tuvieran un núcleo central hueco.

G eorge Airy desarrolló una hipótesis para explica r la masa aparentememe «:IU-

sentC>l'. Airy sugirió que las rocas más ligeras de la corteza terrestre flotan en el manto más denso y que se defonna con mayor facilidad. Además. argumentó rorrcctamente que la corteza debe de ser más gruesa debajo de las montañas que debajo de las regiones bajas adyacentes.

En otras palabras, los terrenos montañosos son al,"uanrndos por material ligero de

.. Flgur. 14.A Durante el primer estudio topog ráfico de India, se produjo un error en la medición porque el peso de plomo de un instrumento fue desviado por el masivo Himalaya. El trabajo posterior de George Airy predijo que las montañas tienen rafees de rocas ligeras de la corteza. El modelo de Airy explicaba por qué e l peso de plomo se desvió mucho menos de lo esperado.

Movimientos verticales de la corteza

la corter...a que se extiende en fon na de 4CraíCCS>l> en d manto m~s denso (Figura 14A). J~ icebergs, que flotan por e! peso

del abrua desplazada, exhiben este fenómeno. Si el H.imalaya tiene raíces de rocas ligeras de la corteza que se extienden muy por de bajo de la cordillera, estas

montañas ejercerán una menor atracción gravitacional, tal como Pr;¡tt calculó. Por tanto, el modelo de Airy explicaba por qué el peso de plomo se desvió mucho menos de lo esperado.

Los estudios sismo lógicos y gravitacionales h an confirmado la existencia de

Ajuste isostático Veamos lo que ocurriría si se colocara OtrO bloque pequeño d e madera encima de uno de los bloques de la Figura 14.15. El bloque combinado se hundiría hasta alcanzar un nuevo equilibrio isostático (gravitacional). Sin embargo, la parte superior del bloque combinado estaría realmente más alta que antes y la parte inferior estaría más baja. Este proceso de establecimiento de un nuevo nivel de equili brio se deno mina ajuste isostático.

Aplicando el concepto de ajuste isostático, cabría esperor que al añadir peso a la corteza, esta última respondiera hundiéndose y, al retirar el peso, la corteza ascendería (imaginemos lo que le ocurre a un barco cuando es cargado y descargado). Las pruebas del hundimiento de la corteza seguido de su ascenso son proporcionadas por los glaciares del periodo glacial. Cuando los glaciares continentales d e casquete ocuparon extensas zonas de Norteamérica dunlnte el Pleistoceno, el peso añadido por la masa de hielo de 3 kilómetros de espesor produjo una combadura de la corteza de ("cntenares de metros. En los 8.000 ailOS transcurridos desde que se fun dieron los últimos casquetes glaciares, en la región de la bahía de Hudson en Canadá se ha producido un levanramiento de hasta 330 merros en los Jugares donde se había acumulado la mayor cantidad de hielo (vlnst Figura 18. 19).

Una de las consecuencias del ajuste isostático es que a medida que la erosión reduce las cimas de las mo ntañas, la corteza se elevará en respuesta a la reducción de la carga (Figuro 14. 16). Sin embargo, cada episodio de levantamiento isostático es algo meno r que la pérd ida de elevación debida a la erosión . Los procesos de levantamiento y de erosi6 n continuarán hasta que el bloque montañoso alcance el grosor -tenonnal". de la corteza.

Cuando esto ocurre, las montañas habrán sido erosionadas hasta un nivel próxim o al del mar, y las partcs de las montañas que habían estado pro fu ndamente enterradas quedarán expuestas en la superficie. Además, a medida que las montañas van siendo d esgastadas, los sedimentos erosionados serán d epositados en el margen continental adyacente y causarán el hundimiento de éste (Figu ... 14. 16). ¿Cuánto pueden elevarse? C uando las fuerzas compresionales son gra ndes, como las que transportan India ha-

417

raíces d e la corteza bajo algunas cordilleras montañosas. El grosor de la corteza continental es en general d e unos 35 kil6metros, pero se han detenninado grosores de la corteza superiores a los 70 kilómetros para algunos cinturones mo ntañosos.

... figura 14.16 Esta secuencia ilustra cómo el efecto combinado de la erosión y el ajuste isostático produce un adelgazamiento de la corteza en las regiones montañosas. A. Cuando las montañas son jóvenes, la corteza continental es más grue5a. B. A medida que la erosión rebaja las montañas, la corteza se eleva en respuesta a la reducción de carga. C. la erosión y ellevantamienlo continúan hasta que las monta nas akanzan el g rosor .. normal,. de la corteza.

cia Asia, aparecen mo ntañas corno las d el I-ümaIaya. ¿Pero existe un límite hasta el que las montañas pueden elevarse? A medida que las cimas de las montañas se elevan,la erosión y los procesos gravitacionales se aceleran, esculpiendo los estratos deformados en paisajes accidentados. Sin embargo, el hecho de que la graved ad tam bién actúe en las rocas del interior de estas masas montañosas tiene igual importancia. Cuanto más alta sea la mo ntaña, mayor será la fuerza ejercida sobre las rocas cercanas a la

418

e A p fT U L o

1 4 Bordes convergentes: formación de las m ontañas y evolución de los continentes

base. (Imagi nemos un grupo de animadoras en un aco ntecimiento deportivo que fonne una pi rámide huma na.)

En algún punto, las rocas profundas del interior de la montaña, que están comparativamente caliemes y débiles, empezarán a fluir en dirección lateral, como se muestra en la Figura 14.17. Ése es un proceso análogo a lo que ocurre cuando se desposita una cucharada de masa en una plancha muy caliente. Como consecuencia, la montaña experimentará un colapso gravitacional, que implk a el fa llado normal y el hundimiento en la parte superior y frág il de la corteza y la expansión dúcti l en la profundidad.

Entonces se plantea la siguiente pregunta : ¿Qué man tiene en pie el Him aJaya? Simplemente, las fuertaS compresionales horizontales que empujan lodia hacia Asia son mayores que la fuerza vertical de la gravedad. No obstante, cuando el desplazamiento hacia el norte de India se acabe, la rensió n descendente de la gravedad se convertirá e.n la fu erza dominante que actúe sobre esta región montañosa.

Convección del manto: un motivo del movimiento vertical de la corteza Basándonos en Jos estudios del campo gravitacional de la 'Iierra, se hizo evidente que el Uujo coO\'ectivo vertical del

la compresión provoca el acortamiento ,el de la

.. Figura 14.17 Bloque diagrama de un cint urón montañoso que se hunde bajo su propio «peso... El hundimiento gravitacional implica el fa llado normal en la pon:i6n superior frágil de la corte.:c.a y la expansiÓrl dúctil en profundidad.

manto tam bién afecta la elevación de las principales formas del relieve terrestre. La flotabilidad del Illaterial ascendente caliente explica el abombamiento de la litosfera suprayacente, mientras que el flujo descendente provoca el hundimiento.

Elevación de clmti71entes enteros El sur d e África es una región en la q ue el movimiento vertical a gran escala es evidente . Gran parte d e la regió n es una llanura con una elevación media de casi 1.500 metros. En los esrudios geo lógicos se ha demostrado que el sur de África y el fondo oceánko circundan te han estado ascendiendo lentamente durante los últimos 100 millones de años, aunque no ha experimentado ninguna colisión de placas durante casi 400 millones de años.

Las pruebas de la tomog rafía sísmica (véase Recuadro 12.3) indican que una gran masa en fo nTIa de hongo de rocas calientes del manto se cen tra d ebajo del extremo meridional de África. Esta mperplumo asciende a lo largo de unos 2.900 kiló metros desde el límite manto-núcleo r se extiende a lo largo de V'"d riOS m iles de kiló metros. Los investig'Jdores han concluido que el flujo ascendente de esta enonne pl uma del manto es suficiente para elevar el sur d e África.

Hundimiemo de la corteza También se han descubierto áreas extensas d e hundim iento sinformal. Po r ejemplo, se encuentran grandes cuencas casi circulares en el interior de algunos continentes. En los esrudios se indica que muchos episodios importantes de hundimiento de la corteza no son provocados por el peso de los sed imentos acumulados. Antes bien, se demuestra que la fonnanón de cuencas fomentaba la acumulación de grandes cantidades de sedimentOs. En Estados Unidos existen vari as estructuras de este tipo, incluidas las grandes cuencas d e Michigan e IIlino is.

Se conocen episodios parecidos de h undimiento a gran escala en otros continentes, incluida Australia. La causa d e estos movimien tos descendentes seguidos por el ascenso puede estar relacionada con la subducción de capas d e la li tosfera o ceánica. Una propuesta sugi ere que cua ndo la subducción se interrumpe a 10 largo d e u n borde continental, la capa en subducción se separa de la litosfera qu e arrastra y prosigue su descenso hacia el manto. Cuando esta capa litosférica separada se hunde, crea una corriente descendente en su este la que arrastra la base del continente suprayacente. En algunas situaciones, la co rteza es aparentemente arrastrada hacia abajo bas,·ante como para permitir que el océano se extienda tierra adentro. A medida que la capa o ceánica se hunde más en el manto , la tensión de la estela que arrastra se debilita y el continente « flota » d e nuevo en equilibrio isostárico.

Origen y evoluaón de los continenles

Origen y evolución de los continentes Al principio de este capítulo aprendimos que la teo ría de la tectónica de placas proporciona un modelo a partir del cual poder examinar la formación de los principales cinturones montañosos de la Tierra. Pero ¿qué papel ha desempeíiado la tectó nica de placas en los acontecimientos que indujeron el origen y la evo lució n de los continentes?

Los primeros continentes de la Tierra La TIerra tiene alrededor de 4.500 millones de años, según los datos radiométricos obtenidos de los meteoritos (restos de los derrubios a partir de los cuales se formó el sistema solar). Sin embargo, las rocas más antiguas conocidas de la TIerra, dt!SCUbiertas en la provincia de Slave al noroeste de Canadá son considerablemente más jóvenes, de unos 4.000 millo nes de años. (Unos pocos pequeños cristales del mineral circón encontrados en Australia proporcionan datos radiométricos de alrededor de 4.200 miUo nes de años.) La fa lta de rocas más antiguas que éstas indica que la superficie terrestre se fundió durante los primeros 500 millones de años de su historia o que las rocas de la corteza que se formaron se reciclaron de nuevo en el manto.

La mayoría de investigadores coinciden en que una vez la Tierra se enfrió lo suficiente, se desarrolló una capa de corteza en la superficie que actuaba como una manta, reduciendo la velocidad de la pérdida de calor procedenre del in'"erio r. En este ento rno (la capa superficial fría y el manto caliente) es muy probable que algún tipo de mecanismo parecido a la tectónica de placas empezara a acruar. No obstante, durante el comienw de la historia terrestre, el calor liberado por la desintegración de los elementos radiactivos habría sido dos o tres veces mayor que en la aCtualidad, haciendo que la convección del manto durante este período fuera muy vigorosa. Como consecuencia, si un tipo de tectónica de placas estaba en activo durante los primeros tiempos de la historia terrestre, éste actuó a una velocidad m ucho mayo r.

En cualquier acontecimiento, basado en fragmentos aislados de material de la corteza que se han descubierto en los escudos de todos los continentes actuales, algunos procesos generaron material cortical demasiado flotante como para subducir. Los restos de estos primeros bloques de cortezas continentales son bastante pequeños y proporcionan datos radiométricos de entre 3.800 y 3.500 miUones de años.

Algunos de los primeros investigadores suponían que, dado que sólo se conservan pequeñas cantidades de

419

este primer material de la corteza, se generaban cantidades relativamente pequeñas de éste. En la actualidad sabemos que esta suposición es poco realista. Es igualmenre posible que extensos co ntinentes existi eran en los primeros tiempos de la historia terrestre, pero que desde entonces este material se hay.¡. reciclado de nuevo en el manto.

Cómo crecen los continentes Una vez se fonna la corteza continental, pueden crecer tanto su grosor como su extensión lateral En la actua lidad, la mayor parte del crecimiento continental ocurre a lo largo de los bordes convergentes de placa. Aquí, los magmas derivados del manto generan arcos volcánicos, así como pluto nes ígneos asociados que aumentan el grosor de la cortCl..3 continental. Además, las colisiones continentales «exprimen» los sedimentos erosionados de las masas continentales y los «pegan» a los bordes continentales. El principal proceso por el que la corteza continental se destruye y regresa al manto es la subducción de los sedimentos, aunque se conocen orros mecanismos que reciclan la corteza continental.

Puesto que el material continental deriva del manto y vuelve tam bién al manto, la medida en la que estos procesos opuestos se equilibran determina la velocidad del crecimiento continental. Por ejemplo, durante los períodos en los que el volcanismo añade más material continental del que se destruye por subducción, la masa del continente crecerá. La mayoría de investigadores coinciden en que el volumen de la corteza continental se ha incrementado, al menos hasta cierto grado, y.¡. que la corteza inicial se desarrolló hace más de 4.000 millones de años. Sin embargo, hay un debate considerable en tomo a la velocidad a la que la corteza continental ha evolucionado desde su primera aparición en el planeta. ¿Existieron continentes parecidos a los actuales en masa y área durante los primeros tiempos de la historia terrestre sólo para ser reciclados mediante el proceso de la tectónica de placas? ¿O evolucionó gradualmente la corteza continental durante los últimos 4.000 millones de años con un aumento constante del volumen y el área?

Evolución temprana de Jos continentes En un extremo se haUa la propuesta que sugiere que quizá hasta un 85 por ciento de toda la corteza continental se fonnó al principio de la historia de la Tierra, posiblemente durante los primeros 1.000 millones de años. Durante este período, la diferenciación química se tradujo en la migración ascendente de los silicatos menos densos del manto que produjo una «espuma» de rocas de tipo continental. Al mismo tiempo, los silicatos más densos (los enriquecidos en hierro y magnesio) pennanecieron en el manto.

420

e A p í T UL o ,

4 Bordes convergentes: formación de las montaí'las y evolución de los continentes

Poco después de este período de diferenciación química, un mecanismo que podía parecerse a la tectónica de placas reactuó y recicló la con eza continental. A través de dicba actividad, se defonnó la corteza continental, fue sometida a metamorfismo e illcluso se volvió a fundir. Sin embargo, puesto que estas rocas ricas en sílice eran fl otantes, no se destruyeron en gran medida o, si fue así, fueron sustituidas en cantidades aproximadameme iguales por los magmas derivados del manto. Por tanto, la esencia de esta hipótesis es que el volumen total de corteza continental no ha cambiado de manera apreciable desde su origen: sólo la distribución y la forma de las masas de tierra han sido modificadas por la actividad tectónica.

Evolución grtuhull de Jos ctmtinentes Un punto de vista opuesto sostiene que los continentes han ido aumentando de tamaño gradualmente a 10 largo del tiempo geológico por la adición de material derivado del manto superior. Un argumento principaJ a favor de esta hipótesis es que la coneza primitiva era de tipo oceánico y los continentes eran pequeños o posiblemente inexistentes. Luego, a través de la diferenciación magmática de los magmas derivados del mantO, los continentes fueron creciendo lentamente durante grandes intervalos de tiempo geoló¡pco.

Según este escenario, las primeras rocas continentales aparecieron en unos pocos arcos insulares aislados.

Una vez. formados, esos arcos de islas coalescieron para formar masas continentales más grandes, mientras se deformaban las rocas volcánicas y sedimentarias, que eran depositadas en sus márgenes. Al final, este proceso generó bloques de corteza continental que tenían el tamaño y el grosor de los continentes modernos.

Podemos considerar el crecimiento de los continentes, como se ha descrioo antes, como un proceso en dos fases. La primera fase supone la fonnaci ón de rocas ricas en sílice, que son los principales constiruyentes de la corteza continental superior. Como se ha comentado antes, este proceso ocurre en general en las zonas de subducciún, donde los magmas derivados del manto fonnan rocas

crustales en lugares como los arcos insulares. La segunda fase supone la acreción de estos terrenos en provincias corticales más extensas, que a su vez. se unen mediante suturas y forman bloques de corteza de tamaño continentaL Este último acontecimiento está asociado con un gran episodio de forma ción de montañas.

NortC::lmérica proporciona un ejemplo excelente del desarrollo de la con,eza continental y su unión de fragmentos en un continente. Obsérvese en la Figura 14.18 que existe una cantidad muy pequeña de corte7..a continental de más de 3.500 miUones de años de antigüedad.

Por el contrario, hace entre 3.000 y 2.500 millones de años hubo un período de gran crecimiento de la coneza.

Durante este intervalo de tiempo, la acreó ón de numerosos arcos insulares Yotros fragmentos de la corteza generó varias grandes provincias corticales. Norteamérica contiene algunas de estas provincias de corteza, incluidos los cra ton~ Superior y H eamelRae, que aparecen en la Figura 14. 18. Se desconocen las localizaciones de estos bloques continentales antiguos durante su formación. Sin embargo, hace unos 1.900 millones de años estas provincias de la corteza coli~;o na ron y produjeron el cinrurón montañoso Trans-Hudson (Figura 14. 18). (Este episodio de fonnación de montañas no se limitó a Norteamérica. porque se encuenrran estratos deformados antiguos de una edad similar en otros continentes.) Este acontecimiento fonnó el núcleo de Norteamérica, alrededor del cual se añadieron varios grandes fragmentos y numerosos fragmentos pequeños de coneza. Son ejemplos de estas últimas adiciones, entre otros, las provincias B1ue Ridge r Piedmont de los Apalaches y varios terrenos que se añadieron al borde occidental de Norteamérica durante las eras Mesoooica y Cenozoica.

No se sabe con ceneza cuántos períodos de formación de montañas se han producido desde la fonnación de la Tierra. Probable.mente cada uno de estos acontecimientos marca la fon nación de un supercontinente. El último periodo importante coincidió evidentemente con el cierre del Atlántico ancestral y de otras cuencas oceánicas antiguas durante la [onnación del supercontinente Pangea.

R esumen • El nombre para los procesos que colectivamente producen un cinturrín mIlIlumoso CC1111prtsionnl es el de unr génesis. La mayoría de las montañas compresionales consisten en rocas volcánicas y sedimentarias plegadas y falladas, porciones de las cuales han experimentado un fuerte metamorfismo e intrusión por cuerpos ígneos más jóvenes.

• La convergencia de placas puede resultar en una zona de subclucción fo rmada por cuatro regiones: (1) una fosa oceónica profimda que se fonna cuando una placa en sulxlucción de la litosfera oceánica se dobla y desciende hacia la astenosfera; (2) un arco volcónico, que se forma sobre la placa suprayacente; (3) una región situada entre la fosa y el arco volcánico (regiÚ11 de tmte-

Resumen

421

.... Figura 14.18 Mapa en el qu e se muestran las principales provincias geológicas de Norteamérica y sus edades en miles de millo nes de años (Ca). Parece que Norteamérica se reunió ti partir de bloques de corteza que se unieron por procesos muy similares a la tectónica de placas actu al.

Estas colisiones antiguas produjeron cinturones montañosos que incluyen restos de arcos de islas volcánicas atrapados por los fragmentos continentales en colisión.

arco); y (4) una región en el lado del arco volcánico opuesto a la fosa (región trasareo). A lo largo de algunas zonas de subducción, la expansión del trasarco se traduce en la fonnación de cuencas de trasarco, como las del mar de Japón y del mar de China.

compresionales caracterizadas por una corteza acortada y engrosada como la que exhibe el Himalaya. El desarrollo de un gran cinturón montañoso suele ser . complejo e implica dos o más episodios diferenciados de fonnación de montañas. Una estructura común de las montañas compresionales son los cinturones de pliegue y eabalgamieutos. Las colisiones continentales han generado muchos cinturones montañosos, como los Alpes, los U rales y los Apalaches.

• La subducción de la litosfera oceánica debajo de un bloque continental da origen a un borde de placa de tipo andino que se caracteriza por un arco volcánico continental y los plutones ígneos asociados. Además, los sedimentos derivados del continente, así como el material arrancado de la placa en subducción, se pegan al lado de tierra de la fosa y forman un prisma de acreción.

Un ejemplo excelente de un cinturón montañoso de tipo andino inactivo se encuentra al oeste de Estados Unidos e incluye la Sierra Nevada y las sierras Costeras de California.

• Los cinturones montañosos pueden desarrollarse como consecuencia de la colisión y acreción de un arco insular, una llanura oceánica, un fragmento pequeño de la corteza O un bloque continental. Muchos de los cinturones montañosos de la cordillera Norteamericana, principalmente los de Alaska y la Columbia Británica, se generaron de esta manera.

• La subducción continuada de la litosfera oceánica por debajo de un borde continental de tipo andino acabará cerrando una cuenca oceánica. El resultado será una colisión continental y el desarrollo de montañas

• Aunque la mayoría de las montañas se forma a lo largo de los bordes convergentes de placa, otros procesos tectónicos, como la fragmentación continental pueden producir la elevación y la formación de montañas topo-

422

e A P ¡ TUL o

1 4 Bordes convergentes: formación de las monlañas y evolución de los continentes

gráficas. Las montailas que se forman en estos lugares, denominadas 1nuntoñas de hloque de folla, están relacionadas con fallas normales de gran ángulo que se horizontalizan de manera gradual con la profundidad. La provincia Basin and Range del oeste de Estados U nidos está formada de centenares de bloques fall ados que dan origen a cordilleras montañosas casi paralelas que se elevan encima de las cuencas lIc:nas de sedimentos.

• La corteza de la 1ierra, menos densa, flota e11cima de las rocas más densas y deformables del manto, de manera muy parecida a como los bloques de madera flotan en el agua. El concepto de una corteza que flota en equilibrio gravitacional se denomina irostasia. Casi toda la topografía montañosa está localizada allí donde la corteza se ha acortado y engrosado. Por consiguiente, las monta ñas tienen raíces profundas de corteza que las sustentan isostáticamente. A medida que la erosión reduce los picos, el ajuste isostlÍtico eleva gradualmente como respuesta las montañas. Los procesos de levantamiento y erosión continuarán hasta que el bloque montañoso alcance el grosor «normal,. de la corteza. La gravedad también provoca el colapso

bajo su pro pio «peso» de las estructuras montañosas muy elevadas.

• Las corrientes convectivas del manto contribuyen al movimiento "ertical de la corteza. Se cree que el flu jo ascendente de una gnm superpluma situada debajo del sur de África ha elevado esta región durante los últimos 100 miUones de años. El hundimiento de la corteza ha producido grandes cuencas y puede haber permitido que el océano invada los continentes varias veces durante el pasado geológico.

• Los geólogos están intentando detenninar el papel desempeñado por la tectónica de placas y la formación de montañas en el origen y la evolución de los continentes. En un extremo se encuentra la opinión de que la mayor parte de la corteza continental se formó al principio de la historia de la TIerra y simplemente ha sido remodelada por Jos procesos de la tectónica de placas. En el caso extremo opuesto está la hipótesis de que los continentes han aumentado de tamaño de manera gradual a través de la acreción de material derivado del manto.

Preguntas de repaso

--~~-----------------

1. En el modelo de la tectónica de placas, ¿qué tipo de borde de placa está asociado de una manera más directa con la formación de montañas?

2. Enumere las cuatro estructuras principaJes de una zona de subducdón y describa dónde se sitúa cada una en relación con las demás.

9. ¿Qué es un margen pasivo? Ponga algún ejemplo.

Ponga un ejemplo de un margen continental activo. lO. La formación de topografía montañosa en un arco de islas volcánicas, como Japón, se considera sólo una fase del desarroUo de un gran cinturón montañoso. Expliquelo.

3. Describa brevemente cómo se fomlan las cuencas de trasarco.

11. ¿Qué estructura tectónica existe en las sierr-ds Cos-

4. Describa el proceso que genera la mayor parte del magma basáltico en las zonas de subducci6n.

12. Las zonas de sutura suelen describirse como ellugar donde los continentes se «sueldan,.. ¿Por qué esta afinnación puede causar confusión?

S. ¿Cómo se cree que se producen los magmas que muestran una composición intermedia a félsica a partir de los magmas basálticos derivados del manto en los bordes de placa de tipo andino?

6. ¿Qué es un batolito? ¿En que lugar tectónico actual se están generando batotitos?

7. ¿En qué se parecen Sierra Nevada (California) y los Andes? ¿En qué se diferencian?

8. ¿Qué es un prisma de acreción? Describa brevemente su fonnación.

teras de California?

13. Durante la formación del Himalaya,la corteza continental asiática se deformó más que la propia India. ¿Por qué creemos que ocurrió?

14. ¿Dónde puede generarse magma en una cadena calisional recién formada ?

1S. Supongamos que se descubriera un fragmento de corteza oceánica en el interior de un continente. ¿Esto apoyaría o re-futaría la teon a de la tectónica de placas? Explíquelo.

Recursos de la web

16. ¿Cómo puede considerarse que los Apalaches son una cordillera montañosa de colisión cuando el continente más cercano se encuentra a 5.000 kilómetros de distancia?

17. ¿Cómo contribuye la tectónica de placas a explicar la existencia de vida marina fósi l en rocas situadas en las cimas de las montañas compresionales?

18. Con sus propias palabras, describa brevemente los estadios de la fonnación de un gran cinturó n m ontañoso según el modelo de la tectónica de placas.

19. Defi na la expresión terrane. ¿En qué se d iferencia del ténnino teTTe7lO?

20. Además de los microoontinentes, ¿qué Otras estructuras se cree que transporta la litosfera oceánica y

423

22 . Compare los procesos que generan las montañas d e bloque d e falla con los asociados con la mayoría d el resto d e los grandes cinturones momañosos.

23. Po nga un ejemplo d e prueba que respalde el con cepro de la elevación de la corteza.

24. ¿Qué le ocurre a un cuerpo que flota cuando se le añade un peso? ¿Y cuando se le quita? ¿Cómo se aplica este principio a los cambios de la elevación en las montañas? ¿Qué término se aplica al ajuste que causa la elevación de la corteza de este tipo?

25. ¿Cómo explican algunos investigadores la posición elevada del sur de Afri ca?

26. Contraste las opiniones opuestaS sobre el origen de la corteza continental.

acaban acrecionándose a un continente?

21 . Describa brevemente las principales diferencias entre la evolución de los Apalaches y la cordinera Nor-

teamericana.

Ténninos fundamentales ajuste isostáoco arco de islas volcánicas arco insular arco volcánico continental borde de placa de tipo andin o

cinturon de pliegues y cabalgam..ientos cuenca antearco cuenca trasarco hundimiento gravitacional

--

isostasia margen paSIVO rrucrocontinente montaña compresional montaña de bloque de fana

orogénesis prisma de acreción sutura tenlme

Recursos de la web La págin a Web Ennh utiliza lo s recursos y la flexibilidad de lntemet para ayudarle en su estudio de los temas de este capírulo. Escrito y desarro llado por profesores de Geología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite http://www.librosite.net/tarbuck y h aga dic sobre la cubierta de Cimcias de In Tierra, ()(tova edici6n. Encontrará:

• Cuestion arios de repaso en línea.

• Refl exión crítica y ejercicios escritos basados en la web.

• Enlaces a recursos web específi cos para el capítulo.

• Búsquedas de términos clave en toda la red. http://www.librosite.net/tarbuck

CAPíTULO 15

Procesos gravitacionales: la fuerza de la gravedad Un desastre provocado por un deslizamiento en Perú Procesos gravitacionales y desarrollo de las formas del terreno Papel de los procesos gravitacionales Las pendientes cambian con el tiempo

Controles y desencadenantes de los procesos gravitacionales Papel del agua Pendientes sobreempinadas Eliminación de la vegetación Terremotos como desencadenantes ¿Deslizamientos sin desencadenan tes?

Clasificación de los procesos gravitacionales

Tipo de movimiento Velocidad de movimiento

Desplomes Deslizamiento de rocas Flujo de derrubios Flujos de derrubios en las regiones

semiáridas Lahares

Flujos de tierra hfovilnientoslentos Reptación Solifluxión

Deslizamientos submarinos

Tipo de material

425

426

e A P f T U Lo

1 5 Procesos gravitacionales: la fuerza de la gravedad

a superficie de la Tierra nunca es perfectamente plana, sino que consiste en laderas de muchas variedades diferen tes. Algunas son empinadas y escarpadas; otras son moderadas o suaves. Algunas son largas y g raduales; otras, cortas y abruptas. las laderas pueden estar cubiertas de un manto de suelo y vegetación o consistir en roca estéri l y escombros. En conjunto, las laderas son los elementos más comunes de nuestro paisa je físico. Algunas laderas pueden parecer estables e invdriables, pero la fuerza de la g ravedad hace que los materiales se desplacen pendiente abajo. En un extremo, el movimiento puede ser gradual y prácticamente imperceptible. En el otro, puede consistir en un flujo ruidoso de derrubios o una estruendosa avalancha de rocas. l os deslizamientos de tierras son un peligro natural en todo el mundo. Cuando estos procesos peligrosos llevan a la pérdida de vidas y p ropiedades, se convierten en desastres naturales.

do tras el impacto, e inmediatamente empezó a descender impcruosamente por la ladera de la m ontaña convertido en un fluido debido al aire atrapado y al hielo fundido.

Los derrubios que caían arrancaron desatados millones de toneladas de derrubios, adicionales confonne descendían ladera abajo con estruendo. Se generaron vientos huracanados a medida que el aire comprimido escapaba de debajo de la masa de la avalancha p roduciendo un ruido atronador y despejando las laderas cercanas de vegeración. Aunque el material seguía una gar ganta previamente erosionada, una porción de los derrubi os saltó un puente de roca de unos 200 a 300 metros que había protegido Yungay de acontecimientos simi lares en el pasado y enterró la ciudad entera. D espués de destruir otro pueblo en su camino, Ranrahirca, la masa de derrubios alcanzó por fin el fondo del valle. Allí, su ímperu le penn.itió atravesar el río Santa Ana y ascender d ecenas de metros de la pared del valle en el lado opuesto. Éste no fue el primer desastre de este tipo que ocurrió en la región y, probablemente, no será el último. Tan sólo hace ocho allos, una avalancha menos espectacular. pero devastadora, se cobró las vidas de unas 3.500 personas en un vaUe densamente poblado siruado en la base de la montaña. Por fortuna, movimientos de masas como el que sc acaba de descri bir son infrecuentes y sólo ocasionalmente afectan a un gran n úmero de personas.

L

Un desastre provocado por un deslizamiento en Perú Periódicamente oúnos noticias que relatan los detalles terroríficos, y a veces siniestros, de los deslizamientos de tierras. El 31 de mayo de 1970 se produjo uno de estos sucesos cuando una avalandla gigantesca de rocas enterró a más de 20.000 personas de Yungay y Ranrahirca, Perú (Figura 15.1). Hubo pocas advertencias del desastre iruninente; empezó y fina lizó en cuestión de minutos. La avalancha se inició a unos 14 kilómetros de Yungay, cerca de la cima de 6.700 metros del Nevado Huascarán, el pico más elevado de los Andes peruanos. D esencadenado por el movimiento de tierra de un fuerte terremoto a poca distancia de la costa, se produjo el desprendimiento de una enonne masa de roca y hielo de la escarpada cara norte de la monraña. D espués de precipitarse casi un kilómetro, el material quedó pulveriza-

Procesos gravitacionales y desarrollo de las fonnas del terreno Los deslizamientos de tierra son ejemplos espectaculares de acontecimientos geológicos fundam en tales denominados procesos gravitacionales. Por procesos gravitacio-

B.

.. Figura 15.1 Una avalancha de rocas provocada por un terremoto próximo a la costa devastó este valle peruano en mayo de 1970.

A. Antes. B. Después de la avalancha de rocas. (Fotos cortesía de Iris lozier.)

Controles y desencadenantes de los procesos gravitacjonalcs

naJes se entienden los movimientos pendiente abajo de roca, regalito y suelo, bajo la influencia di recta de la gravedad. Se diferencian de los procesos erosivos que se examinarán en los capítulos siguientes porque los procesos gravitacionales no precisan un medio de transporte como el agua, el viento o el hielo de los glaciares.

Papel de los procesos gravitacionales En la evolución de la mayoría de las fonnas del paisaje, los procesos gravi tacionales constituyen la etapa consecutivOi a la meteorización. E n sí misma, la meteori zación no produce foml as significativas de paisaje. É.c;tas se desarrollOin confonne los productos de la meteorización son retirados de los lugares donde se originaron. Una vez que la meteorización debilita )' disgrega la roc.l, los procesos gravitacionales transfi eren los derrubios pendiente abajo, donde una corriente, que actúa como una cinta transportadora, nonnalmente se los Ueva. Aunque puede haber muchas paradas intennedias a lo largo del camino, el sedimento acaba por ser transportado a su desDll0 fin al: el mar.

Los efectos combinados de los procesos gravitacionales y las aguas de escorrentía producen \<llJes fluvia les, que son los paisajes más comunes y llamativos de la Ti erra.

Si sólo las corrientes fueran responsables de la creación de los valles por los que fluyen, aquéllos serían muy estrechos.

Sin embargo, el hecho de que la mayoría de los valles fl uviales sean más anchos que profundos es una fuerte indicación de la importancia de los procesos gravitacionales con respecto al suministro de material a las corrientes. Esto se pone de manifiesto en el Gran Cañón. Las paredes del caílón se extienden bastante más allá del río Colorado debido a la transferencia de derrubios meteorizados pendiente abajo hacia el río y sus afluentes por procesos gravitacionales. De esta manera, las corrientes y los procesos gravitacionales se combinan para modificar }' esculpir la superficie. Por supuesto, los glaciares, las aguas subterráneas, las olas y el viento son también agentes importantes en el modelado de las fonnas y desarrollo de los paisajes.

Las pendientes cambian con el tiempo Está claro que si tienen que producirse procesos gravitacionales, debe haber pendientes por las que las roc.lS, el suelo y el rega lito puedan descender. Los procesos volcánicos y de fonnación de montañas de la TIerra son los que producen estas pendientes a través de cambios esporádicos en las elevaciones de las masas continentales y el fon do oceáni co. Si los procesos dinámicos internos no produjeran continuamente regiones con mayores elevaciones, el sistema que mueve los derrubios a COtas menores iría perdiendo velocidad de manera gradual y acabaría desapareciendo.

427

Los procesos gravitacionales más rápidos yespectaculares tienen lugar en zonas montañosas accidentadas y geológicamente jóvenes. Los ríos y los glaciares erosionan rápidamente las montañas recién fonnadas y las convi erten en regiones caracterizadas por pendientes escarpadas e in estables. En IUb'<l res como éstos se producen los deslizamientos de tierra masivos y destructivos, como el desastre de Yungay. Cuando disminu)'e la formación de montañas, los procesos gravitacionales y erosivos rebajan el terreno. Con el tiempo, las pendienlcs escarpadas y accidentadas de las montañas dan lugar a WI terreno menos pronunciado, más suave. Por tanto, a medida que el paisaje envejece, los procesos gravitacionales masivos y rápi dos dan lugar a movimientos pendiente abajo más pequeños, menos espectaculares.

Controles y desencadenantes d e los p rocesos gravitacionrues Procesos gravitadonales • Controles y desencadenantes de los procesos gravitacionales La gravedad es la fuer.ta que controla los procesos gravitacionales, pero varios factores desempeñan un papel importante en cuanto a la superación de la inercia y la creación de movimientos descendentes. Mucho antes de que se produzca un deslizamiento, varios procesos actúan para debilitar el material de la pendiente, convirtiéndolo de una manera gradual en un material cada vez más susceptible a la fuerza de la gravedad. Durante este período, la pendiente pemlanece estable pero cada vez se aproxima más a la inestabil idad. Al fina l, la fu erza de la pendiente se debilita hasta el punto de que algo hace que cruce el umbral de la estabil idad a la inestabilidad. Un aconteci miento de este tipo que in icia el movimiento descendente se denomina desencadnumte. Recordemos que el desencadcnante no es la única l.'3usa del proceso gravitacionaJ , sino sólo la última de muchas causas. Entre los factores comunes que desencadenan los procesos gravitadollales se cuentan la saturación en agua del material, el exceso de inclinación de las pendientes, la eliminación de la vegetación andada y las vi braóones del suelo debidas a terremotos.

Papel del agua A veces los procesos gravitaciona les se desencadenan cuando las fuertes ll uvias o los períodos de fusión de la nieve saturan los materiales de la superficie. Ése fue el caso en octubre de 1998, cuando las lluvias torrenciales asociadas con el huracán M.itch desencadenaron corrientes de barro devastadoras en Centroamérica.

428

e A P f T UL o

1 5 Procesos gravitacionales: la luerza de la gravedad

Cuando los poros del sedimento se llenan de agua, se destruye la cohesión entre las particulas, pennitiendo que se deslicen lilas sobre otras con relativa facilidad. Por ejemplo, cuando la arena está ligeramente húmeda, se pega bastante bien. Sin embargo, si se añade suficiente agua como para llenar los huecos entre los granos, la arena se escurrirá poco a poco en todas las direcciones (Figura 15.2). Por tanto, la saturación reduce la resistencia interna de los materiales, los cuales son puestoS fáci lmente en movimjento por la fuerza de la gravedad. Cuando la arcilla está húmeda , se convierte en una masa muy suave: otro ejemplo del efecto «lubricante» del agua. El agua añade también considerable peso a una masa de material.

El peso añadido puede ser suficiente en sí mismo para hacer que el malerial se deslice o fluya pendiente abajo.

A. Suelo seco - atta fricción

B. Suelo saturado

Figura 1 S.2 El efecto del agua en los procesos gravitacionales puede ser enorme. A.. Cuando hay poca agua o no la hay, la fricción entre las empaquetadas partículas de sucio en la pendiente las mantiene en su lugar. 8. Cuando el suelo está saturado, los g ra nos son separados a la fuerza y la fricción se reduce, permitiendo que el suelo se mueva pendiente abajo. Á

Pendientes sobreempinadas El exceso de pendiente es otra causa de muchos movimientos de masa. En la naturaleza hay muchas situaciones en las que hay exceso de pendiente. Una corriente fluvial que socava la pared de un valle y las olas que golpean contra la base de un acantilado no son sino dos ejemplos familiares. Además, a través de sus actividades, el ser humano crea a menudo pendientes sobreempinadas e inestables que se convierten en zonas principales de acruación de los procesos gravitacionales (véosr Recuadro 15.1).

Las particulas granulares no consolidadas (granos del tamaño de la arena o más gruesos) adoptan una pendiente estable denominada ángulo de reposo (reposen = descansar). Éste es el ángulo más empinado al cual el material se mantiene estable. Dependiendo del tamaño y la fonna de las partículas, el ángulo oscila entre 25 y 40 grados. Los granos mayores y más angulosos mantienen las pendientes más empinadas. Si se amnenta el ángulo, los dernlhios de roca se ajustarán desplazándose pendiente abajo.

El exceso de pendiente no es importante simplemente porque desencadene movimientos de materiales granulares no consolidados. Produce también pendienles inestables y movimientos de masa en suelos cohesivos, en regolito y en roca viva. La respuesta no será inmediata, como en el caso del material granular suelto, pero antes o después, uno o más procesos gravitacionales eliminarán la pendiente excesiva, restaurando su estabilidad.

Eliminación de la vegetación Las plantas protegen contra la erosión y contribuyen a la estabilidad de las pendientes, porque sus sistemas radiculares unen el suelo y el regalito. Además, las plantas protegen la superficie del suelo de los efectos erosivos del impacto de las gOlas de lluvia. Donde faltan plantas, se potencian los procesos gravitacionales, en especial si las

pendientes son empinadas y el agua abundanle. Cuando se elimina el anclaje de la vCbTCtación, como consecuenrn de los incendios forestales o de la actividad del hombre (tala de árboles, agricullura o urbanización), los materiales de superficie suelen desplazarse pendiente abajo.

Un ejemplo insólito que ilustra el efecto fijador de las plantas se produjo hace varias décadas en las empinadas pendientes próximas a Menton, Francia. Los agriCtÚtores sustiruyeron olivos, que tiene raíces profundas, por una cosecha económicamente más rentable, pero de raíces superficiales: los claveles. Cuando se desplomó la pendiente menos estable, el corrimiento de tierras se cobró once vidas.

En julio de 1994, un gran incendio azotó la montaña 5tonn King, al oeste de G lenwood Springs, Colorado. y eliminó la vegetación de las pendientes. Dos meses después, las fuertes lluvias originaron numerosas corrientes de derrubios, una de las cuales bloqueó la Interestatal ;0 y amenazó con hacer un dique en el río Colorado. 1;n tramo de 5 kilómetros de la autopista quedó inundado con toneladas de rocas, balTO y árboles quemados. El cierre de la lnterestatal 70 supuso retrasos costOSOS en esta autopista principal. Tras los extensos incendios acaecidos en el verano de 2000, tipos parecidos de procesos gra\;tacionales amenazan las autopistas y otras ampliaciones cercana~ a las I:Hier:¡s d evas~das por el fuego en el oeste de Estados Unidos.

Además de eliminar las plantas que fijan el suelo, el fuego puede fomentar los procesos gravitacionales de otras maneras. Después de un incendio forestal, la parte superior del suelo se vuelve seca y suelta. Como consecuencia, incluso con un tiempo seco, el suelo tiende a descender por las pendientes empinadas. Además, el fuego también puede «cocer» el suelo y crear una capa repelente

Controles y desencddenanles de los procesos gravitacionales

429

El desastre de la presa de Vaiont Al principio de este capítulo se describe una avalancha masiva de rocas en Perú.

Como ocurre con la mayoria de los procesos gravitacionales, este trágico episodio fue desencadenado por un acontecimiento natural, en este caso, un terremoro. Sin embargo, los desastres también se producen como consecuencia del movimienro de masas de material superficial desencadenado por las acciones humanas.

En 1960, se construyó una gran presa, de casi 26S metros de alrura, a través del cañón Vaiont en los Alpes italianos. Se construyó sin buenos datos geolÓf,ricos y el resultado fue un desastre sólo tres afios después.

El !iUStrato rocoso en el cañón Vaiont se indinó abruptamente hacia abajo en dirección al lago retenido detrás de la presa. El lecho de roca estaba compuesto por estratos débiles de caliza muy fracturada, con capas de arcilla y numerosas cavidades de disolución. A medida que el embalse se llenó detrás de la presa ya finalizada, las rocas empezaron a sarurarse en agua y las arcillas se hincharon y se volvieron más plásticas. E l ascenso del agua red ujo la fricción interna que había mantenido la roca en su lugar.

Las determinaciones realizadas poco después de lIel12r el embalse hadan alusión al problema, porque indicaron que una porció n de la montaña reptaba lentamente colina abajo a una velocidad de un cen úmetrO por semana. En septiembre de 1963, Ia velocidad aumentó a un centímetro por día, luego a 10-20 centímetros por día, y finalm en te hasta 80

centímetros por día en la fecha del d eP or último, la ladera de la montaña se desprendió. En tan sólo un instante, 240 millones d e metros cúbicos de roca y derrubios se deslizaron ladera abajo y llenaron casi dos kiló melTos de la garganta hasta alturas de ISO metros por encima del nivel del embalse (Figura ISA). Esto empujó el agua completamente fuera del embalse en una ola de más de 90 metros de altura. A más de I,S kilómetros cam ente ahajo, el muro de agua seguía te-

"""'"

mendo una altura de 70 metros, destruyendo todo a su paso.

El acontecimiento entero duró menos de siete minutos, pero se cobró unas 2.600 vidas. Aunque éste se conoce como el peor desastre de la histuria ocurrido en una presa, la propia presa d e Vaiont se mantuvo intacta. Y aunque la catástrofe fue d esencadenada por la interferencia humana en el rio Vaiont, el d eslizamiento habria ocurrido finalm ente por sí mismo; sin embargo, los efectos no habrian sido tan trágicos.

Embalse de Vaiont

de Vaiont

1 t

\

1

2,

... MonteToc

D

lí'Me de ilLn:Iación

D

Limite de d8sizanient0, 9 de octtilre de 1963

no

... figura U .A Mapa esquemático del área del Vaiont que muestra los límites del deslizamiento, Id porción del embalse que se llenó de derrubios y la extensión de la inundadón comente abajo. (Tomado de G. A. Kiersch, .. Vaiont Reservoir Disaster.., Civil Engineering 34 (1964) 32-39.)

al agua a poca profundidad. Esta barrera casi impenneable impide o reduce la infiltración del agua, lo cual se traduce e n un aumento de la escorrentla superficial clurnnte las lluvias. La consecue ncia puede ser la aparición de torrentes peligrosos de barro viscoso y derru bios rocosos.

Terremotos como desencadenantes En una zona pueden existir durante m ucho tiempo con diciones favo rables p ara los procesos gravitacionales sin que se p roduzca movimiento alguno. A veces es necesario

un factor adicion al para desencadenar el movimie nto. Entre los desencadenantes m ás importantes y espectaculares se e ncuentran los te rremo tos. U n te rre moto y sus réplicas pueden desalojar volúmenes e nonnes de roca y de mate rial no consolidado. El acontecimiento ocurrido e n los Andes peruanos, descrim al prim .i pio de este capírulo , es un ejemplo trágico.

Deslizomie1l1OS dese1lauJenaMs por el terremoto NflrlJJrid-

ge

En enero de 1994 un terremoto azotó la región de Los Angeles, al sur de California . Bautizado por SU e picentro

430

e A P f TUL o

1 5 Procesos gravitacionales: la fuerza de la gravedad

en la localidad de Northridge, el acontecimiento de una magrutud de 6,7 p rodujo pérdidas estimadas en 20.000 millones d e dólares. Algunas de estas pérdidas fueron el resultado de mi les de desli zamicncos en una zona de 10.000 metros cuadrados que se pusieron en movimiento a causa del sismo. En la mayoría d e casos se trató de caídas y deslizamientos de rocas superficiales, pero algunos fueron mucho mayores y llenaron los fondos del cañón de un revoltijo de suelo, rocas y derrubios vegetales. Los derrubios d e los fondos del cañón crearon una amena7..3 secundaria porque podían movilizarse durante las tormentas y crear corrientes de derrubios. Las corrientes de este tipo son comunes y suelen resultar desastrosas al sur de California.

Los procesos gravitacionales desencadenados por el terremoto Northridge destruyeron docenas de hogares y causaron grandes daños en carreteras, gaseoductos y la m aquinaria de los pozos en los campos de petróleo. En algunos lugares, más del 75 por ciento de las zonas con pendiente fue denudado por los deslizamientos y se hicieron vulnerables a los procesos gravitacionales posteriores desencadenados por las fuertes lluvias.

Licuefacción El intenso temblo r de tierra durante los terremotos puede provocar que los materiales superficiales saturados en agua pierdan su resistencia y se conviertan en masas que fluyen parecidas a los fluidos. Este proceso, denominado IicuefacciÚll. fue una de las causas principales de los daños a la propiedad en Anchorage, Alaska, durante el impresionante terremoto de VIernes Santo en 1964 descrito en el Capítulo 11.

¿Deslizamientos sin desencadenantes? ¿Los procesos gravitacionales rápidos requieren siempre algún tipo de desencadenante como las fuertes lluvias o un terremoto? La respuesta es no; esos acontecimientos a veces ocurren sin ningún desencadenante. Por ejemplo, la tarde del 9 de mayo de 1999, un deslizamiento provocó la muerte de 10 excursionistas e hirió a otros muchos en el Parque Estatal Sacred Falls cerca de H auula en la costa seprencrional de Oahu, Hawaii. E l trágico acontecimiento rovo lugar cuando una masa de roca de la pared de un cañón descendió 150 metros por una pencliente casi vertical al fondo del valle. D ebido a cuestiones de seguridad, el parque se cerró para que los especialistas en deslizamientos del U . S. Geologica1 SUlVey pudieran investigar el lugar. En su estuclio, concluyeron que el deslizamiento se produjo sin 1m desencadenante procedente de ninguna condición externa apreciable.

Muchos procesos gravitacionales rápidos ocurren sin un desencadenante apreciable. Los materiales de la pendiente se debilitan de manera gradual con el tiempo bajo

la influencia de la meteorización a largo plazo, la in6lmción de agua y otros procesos fi'sicos. Al final, si la resistencia cae por debajo del nivel necesario para mantener b estabilidad de la pendiente, se producirá un deslj7..amientoo E l ritmo de los acontecimientos de este tipo es aleatorio y, por tanto, es imposible predecirlos con precisión.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿Cuántas muertes se cobran los deslizamientos cada año?

El U. S. Goological Sucvey calcula que entre 25 y 50 personas mueren a causa de los deslizamientos cada año en Estados Unidos. El peaje de muenes en todo el mundo, por supuesto, es mucho más elevado.

Clasificación de los procesos gravitacionales H ay una larga serie de procesos d iferentes que los geólogos denominan procesos gravitacionales O movimientos de masa. En la Figura 15.3 se ilustran cuatro de ellos. Er. general, los diferentes tipos se clasifican en función <id tipo de material implicado, de la clase de movimiento exhibido y de la velocidad del mismo.

TIpo de material L a clasificación de los procesos gravitacionales en funciÓL del m aterial implicado en el movimiento depende de si u masa descendiente empezó como un material no consolidado o como sustrato de roca . Si el suelo y el regalito SOG dominantes, se utilizan ténninos como derrubios, barro o tierra en la descripción. Por el contrario, cuando se d~ prende y se desplaza pendiente abajo una masa rocosa, el ténnino roca será pane de la descripción.

TIpo de movimiento Además de caracterizar el tipo de material implicado en m. acontecimiento del movimiento de masa, también puede ser importante cómo se lIIut:vt: t:I material. En general, b clase de movimiento se describe como desprendimiento. deslizamiento o flujo.

Desprendimiento Cuando el movimit:nto implica la caída libre de fragmentos sueltos de cualquier tamaño, se denomina d esprendimiento. El desprendimiento es UD:! fonna común d e movimiento en penclientes que son tan. empinadas que el material suelto no puede mantenerse

Clasificación de 1m procesos gravitacionales

431

B. Deslizamiento de

C. Flujo de de,ru,<o, .. Figura 15.) l os cuatro proce50s ilustradm aquí se conside ran todos formas relativamente rápidas de procesos gravitacionales. Dado que el material en 105 desplomes A y en los deslizamientos de roca B se mueven a lo largo de superficies bien definidas, se dice que se mueven por deslizamiento. Por el contrario, cuando el material se mueve pendiente aba jo como un fluido viscoso, el movimiento se describe como un fl ujo. l os flujos de derrubios e y 1m flu jm de tierra O avanzan pendiente abajo de esta manera.

sobre la superficie. L a roca puede desprenderse di rectamente hacia la base de la pendiente o moverse en una serie de saltos y rebotes sobre otras rocas a lo largo del camino. Muchos desprendimientos se producen cuando los ciclos de congelación y deshielo o la acción de las raíces de las plantas, o ambas cosas, debi li tan tanto las rocas que interviene la gravedad. Aunque hay señales a lo largo de aflo ramientos rocosos que en las carreleras advierten de desprendi mientos de roca, pocos de nosotros hemos sido realmente re...tigos de esos acontecimientos. Sin embargo, ocurren de verdad. Así, el desprendimiento ocurrido la mañana del 9 de mayo de 2003, en el cañón G lenwood de Colo rado interrumpió tempo ralm ente el tráfico en direcci(ín este y en dirección oesre rle 1:1 Tnrt"resNl t:;d 70. G randes rocas de hasta 4 metros cúbicos cayeron sobre la carrelera. Una masa de roca del tamaño de un coche cruzó rebota ndo toda la autopista y aca bó reposando en el canal del río Colorado. Po r fornma, no hubo heridos graves.

Los desprendimientos son la forma fundamental por la que se crean y mantienen las pendie1ltes de fniud. A veces los desprendimientos pueden desencadenar otras fo nnas

de movimientos pendiente abajo. Por ejemplo, re'-:ordemos q ue el desastre de YWlgay descrito al principio del capítuJo se inició por el desprendimiento de una masa de material en caída libre desde la cima casi vertical del N evado H uascarán.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Qué dificultad tiene subir por la pendiente

de un talud?

Mucha. Puede describirse con más precisión romo una es· calada debido a su inclinación. Ascender por la pendiente de un talud de materi al más grueso implica escalar de bloque en bloque. La pendiente de un talud compuesto de material más fino I;!.'¡ más dificil de e<¡Qllar porque se puede provm,'a r el deslizamiento del material a medida que se asciende. A menudo, esta actividad agotadora se traduce en resbalar alrededor de un paso y medio hacia arms por cada paso que se da.

432

e A p fr u LO

1 5 Procesos gravitacionales: la fuerza de la gravedad

Deslizamiento La mayoría de los procesos gravitacionales se describe como deslizamiento. Los deslizamientos se producen cuando el material se mantiene bastante coherente y se mueve a lo largo de una superficie bien definida . A veces la superficie es una diaclasa, una falla o un plano de estratificación que es aproximadamente paralelo a la pendiente. Sin embaígo, en el caso del movimiento denominado desplome, el material descendente se mueve en masa a lo largo de una superficie de ruptura C\ln'a.

Llegados a este punto es necesaria una nota de aclaración. A veces la palabra deslizamiento se utiliza como sinónimo de crnrimiento de tierras. Debe indicarse que, aUJ1que muchas personas, los geólogos incluso, la utiliza n, esta última expresión carece de una defini ción específica en Geología. Más bien, debe considerarse un término popular no técnico que describe todas las fonnas perceptibles de procesos gravitacionales, entre ellas las fonnas en las que no se producen deslizamientos.

Flujo El tercer tipo de movimiento común para los procesos gravitacionales se denomina flujo. El flujo se produce cuando el material se desplaza pendiente abajo en forma de un fluido viscoso. La mayor parte de los flujos

está saturada de agua y se mueve nonnalmente siguiendo una fonna de lengua o lóbulo.

Velocidad de movimiento El acontecimiento descrito al principio de este capítulo implicaba claramente un movimiento rápido. La roca y los derrubios se movían pendiente abajo a velocidades que superaban en mucho los 200 kilómetros por hora. Este tipo de movimiento de masa más rápido se denomina avalancha de rocas (avnler = descender). Muchos investigadores creen que las avalanchas de íQca, como la que se produjo en el paisaje de la Figura 15.4, deben «flotar literalmente en el aire», conforme desciende pendiente abajo. Es decir, se producen velocidades elevadas cuando el aire queda atrapado y comprimido debajo de la masa de derrubios que se precipita, permitiendo que se mueva como una lámina flexib le y elástica a través de la superficie.

La mayoría de los movimientos de masa, sin embargo, no se desplaza con la velocidad de una avalancha de rocas. D e hecho, la gran mayoría de los procesos gravitacionales son imperceptiblemente lemos. Un proceso que examinaremos más tarde, denominado reptnciÓ1/, es

... Figura 15.4 Esta larga lengua de 4 kilómetros de cascotes fue depositada en la cima del glaciar Sherman de A1aska por una avalancha de rocas. El acontecimiento fue desencadenado por un tremendo terremoto ocurrido en marzo de 1964. (Foto de Austin Post, U. S. Geological

Survey.)

Clasificación de los procesos gravitacionales

consecuencia de movimiem os de partículas que suelen medirse en milím etros o centímetros al año. Por tanto, como puede verse, las velocidades del movimiento pueden ser espcctacu1anneme súbitas o excepcionalmente graduales. Aunque los diversos tipos de procesos gravita-

433

cionales suelen c1asifiC<1 rse en rápidos o lentos, esta distinción es muy subjetiva, ya que existe un amplio interva lo de veJocidades entre los dos extremos. Incluso la velocidad de un proceso individual en un lugar concreto puede variar considerablemente (véase Recuadro 15.2).

Control a tiempo real de los deslizamientos activos' Los dcsliz:unientos son una amenaza para la vida y la propiedad en los SO estados que componen Estados Unidos. Para reducir el riesgo procedente de los desli¡r.amientos activos, el U . S. eeological Survey (USeS) desarrolla y utiliza sistemas de control en tiem po real de los deslizam ientos. EJ control puede detectar las indicaciones iniciales dd movimiento cataStrófi co rá pido.

Durante las fuertes lluvias de enero de 1997, miles de toneladas de rocas y derrubios cedieron en Sierra N evada, destruyeron tres casas, bloquearon una carretera principal del norte de California (U. S. 50) y formaron un dique en el río Americano adyacente durante un bre\'e intervalo de tiempo (Figura 15.B). Las aguas estancadas por el deslizamiento inundaron la carretera y se llevaron dos coches que circulaban por ella, lo cual llevó a unos res-

cates espectaculares. La reapertura de la carretera OO51Ó 4,5 millones de dólares y se calcula que las pérdidas económicas indirectas del cierre de la carretera superaron los 50 millones de dólares.

Varios deslizamientos grandes y activos de la misma ¡r..ona continúan amenazando la carretera U. S. 50. Aunque estos deslizamientos suelen m overse lentamente, algunos tienen el potencial de colapsar de manera catastrófica. Para ayudar a reducir el riesgo que estos movimientos rápidos representan, el USGS, en colaboración con otras agencias. estableció un control continuo en tiempo real de la actividad de los deslizamientos mediante sistemas desarrollados para controlar los volcanes activos de zonas remotas. Los datos procedentes de varios sensores instalados en los deslizalnientos son transmitidos por radio a los computadores del (Figura 15.q.

uses

•I,n gof"'de....la 15.8 Casa destruida por un deslizamiento catastrófko súbito en 1997 a lo carretera U. S. 50, a 40 kilómetros al este de Placerville, California. (Foto UrlOS

de Marte Reid/ U. S. GeologicaJ Survey.)

• Agun 15.e Prueba de un sistema de radiotelemetría alimentado con energía solar para la transmisión a distancia de datos de un deslizamiento en tiempo real.

En las zonas de deslizamiento controladas a distancia, el movimiento del suelo y las presiooes de las aguas subterráneas se miden cada segundo. la cantidad del movimiento descendente es registrada por extensómetros q ue pueden detectar la ten~ón o el acortamiento del suelo. Las vibraciones del suelo se controlan mediante geófonos enterrados en el interior de los deslizamientos. las condiciones de las aguas subterráneas en el interior de los deslizamientos se controlan a través de sensores de la presión del agua de los poros y los pllNi6metros in situ registran las precipitaciones. (Foto de Mane ReidN. S. GeoIogical Survey.) ¿Por qué es necesario recoger a distancia los datos del desliza miento en tiempo real? La detección inmed iata de la actividad del deslizamiento proporcionada por los sistemas en tiempo real puede • Basado en el materi~l prepando por el U. S. Cwlogin! Su""')'.

434

e A P ¡ T UL o

' 5 Procesos gravitacionales; la fuerza de la gravedad

ser cnu::ial para salvar las vidas hwnanas y proteger la propiedad. El control puede determinar la velocidad del movimiento del deslizamiento y también puede detectar los primeros indicios del movimiento catastrófi co. El movimiento rápido de algunos deslizamientos, por ejemplo, va precedido de una aceleración !,'T'adua l.

Utilizando los datos en tiempo real procedentes de esos deslizamientos, los geólogos pueden predecir los posibles movi-

miemos ca('a~tróficos. El contrOl de deslizamientos del USGS se centra en la detección de ( 1) las condiciones de precipitación y de aguas subterráneas que podrían desest:lbili7.ar la pendiente de la elevación, (2) la aceleración del movimiento del desli7..amiemo y (3) las \·¡braciones del suelo asociadas con el mo"imiento.

En la actuali dad, 58 instrulUentos controlan en tiempo rcal cinco desliza-

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Las avalanchas de nieve se consideran un

tipo

de proceso gravilacíona/?

Sí. Algunas veces e...tos movimientos atronadores de la nieve yel hielo pendiente abajo IllUl."Ycn grandes cantidades de rocas, sucio)' árboles. Por supuesto, las avalanchas de nieve son muy peligrosas, en especial para los esquiadores en las pendientes mont:lñosas elevadas y para los edificios }' las carreteras al pie de las pc!ndientes en las regiones propensas a las avalanchas.

Cada año se producen alrededor de 10.000 ava lanchas de nieve en la zona monrañosa del oeste de Est:ldos Unidos. En un año nonnal, se cobran entre 15 y 25 vidas eJl E...(ados Unidos yCanadá. Son un problema (¡ue va en aumento, puesto que cada vez hay más personas que practican Ins deportes y el ocio de invierno.

Desplomes Procesos gravitacionales .,. Tipos de procesos gravitacionales Se entiende po r desplome el deslir....1micllto hacia abajo de una masa de rocas o de materi al no consolidado {lue se mueve como una unidad a lo largo de una superficie curva (Figura 15.5). Nonnahnente, el material desplomado no viaja a una velocidad cspectacular ni muy lejos. E... ra es una fe nna común de proceso gravitaciona l, en especial en acumulaciones gruesas de materiales cohesivos, como la arci Ua. La superficie frnctur ada tiene una fonna característica en cuchara, cóncava hacia arriba o hacia fuera. Confonne se produce el movimiento, se crea WI escarpe en fonna de cuarto creciente en la cabecera, )' la superficie superior del bloque a veces se indin a hacia atrás. E l desplo me puede implicar una sola masa, pero a menudo consis-

miemos a lo largo de la carretera U. S. 50. E.~t3 red, dirigida en colaooración con el Dcpartalllt:mo de Transportes de California, proporciona la notificaci6n temprana de la actividad del (Ieslizamiento ~. la iofonnación útil para el diseño de medidas correctivas para frenar estOS desli· 7.amientos. El uses dirige otroS puntos de control remoto en tiempo real en California y Washington, Nuevo México y Colorado.

te en bloques múltiples. A "cccs, se acumula agua en tre la base del escarpe }' la parte superio r del bloque ind in ado.

Conforme el agua se fil tra hacia abajo a lo la rgo de la superfici e de ruptura, p uede promover una ulterior inestabilidad y un movimiento ad icio nal.

Los de.. plomes se producen nommhn ente debido a que la ladera tiene una pendiente excesiva. E l material siruado en la po rció n superior de la pendiente se mantiene en su IUlf-lr po r el material situado en la base de la m isma.

C onform e se eli mina este material de anclaje de la base" el material siruado encima se vuelve ine..table y reacciona al empuje de la gravedad . Un ejemplo relat ivam ente común es una pared de valle cu)'a pendiente se hm:e excesivamente empinada como consecuencia de un río meandriformc. El desplome puede producirse tambi én cuando una pendiente eslá sohrct.-a rgada, ca usando tensión interna sobre el mate rial que está debajo. Este tipo de desplome se produce a menudo en los lugares donde el material blando, rico en arcilla, se encuentra debajo de estratos de roca más compacta y resistente, como la arenisca. La infiltración del agua a tra\'és dc las capas superiores reduce la cohesión de la arcill a que hay debajo y produce así el desplo me de la pendiente"

Deslizamiento de rocas Procesos gravitacionales .,. Tipos de procesos gravitacionales Los deslizaInientos de roCRS se producen cuando bloques rocosos se sueltan y se deslizan pendiente abajo (viose Figura 15.3 8). Si el material implicado está muy poco consolidado, se utiliz.1 la expresión deslizam.ie nto de derrubios. 'T.1les aconteci mi entos se cuent:ln entre los mo\>1mientos de masa más rápidos }' m ás destructivos. Notmalmenre los deslizamientos de roca tienen lugar en un ambiente geológico donde los estratos rocosos esL'Ín indinados, o donde h ay diadasas }' fracturas para lelas a la

Deslizamiento de rocas

435

.. Figura 15.5 los desplomes se producen cuando el material se desliza pendiente abajo en masas a lo largo de una superficie de ruptura curva. l os flujos de tierra se forman a menudo en la base del desplome.

pendiente. Cuando dicha unidad de roc.l se ve socavada en la base de la pendiente, pierde apoyo y la roca acaba por desprenderse. A veces, los desliz..1mientos de roca se desencadenan cuando la lluvia o el agua de fusió n de la nieve lubrican la supe rficie subyacente en el lugar en el cual la fricción ya no hasta par-a mantener la unidad rocosa en su lugar. Como consecuencia, los deslizamientos de f(x.:a tienden a ser más comunes d urante la primavera, cuando son más frecuentes las ll uvias abundantes y la fusión de la nieve .

Los terremotos pueden desencadenar dcsJjzamientos rocosos y otros movimientos de masa. El terremoto ocurrido en 18 11 en N uevo Madrid, Misso uri , por ejemplo, produjo desli zamientos en un área de más de 13.000 kilómetros cuadrados a lo largo del vaIJe del río M.ississippi. Un ejemplo más reciente se produjo el 17 de agosto de 1959, cuando IDl inl enso terremoto iniciado al este del Parque Nacional Ye llowstone desencadenó un deslizamiento masivo en el cañón del río Madison en el suroeste de Mo ntana (Figura 15.ó). En cuestión de momentos,

.. Flgur. 15.6 E1 1 7 de agosto de 1959 un terremoto desencadenó un impresionante deslizamiento de rocas en el cañón del río Madison de Montana. Alrededor de 27 millones de metros cúbicos de derrubios descendieron por la pared del caMn y forma ron un dique que creó el lago Earthquake. (Foto de John Montagne.)

436

e A P f TUL o

1 S Procesos gravitacionales: la fuerza de la gravedad

se deslizó en el cañón una cantidad calculada en 27 millones de metros cúbicos de roca, suelo y árboles. Los derrubios obstruyeron el lÍo y enterraron una carretera y una zona de acampada. Perecieron más de veinte campiscas a quienes pilló desprevenidos.

No muy lejos de aquella zona, se había producido 34 años antes el deslizamiento de rocas del Gros Ventre. El río Gros Ventre fluye hacia el oeste desde la parte más septen trional de la cordillera Wrnd River en el noroeste de Wyoming, a través del Parque Nacional Grand Teton, y acaba vaciándose en el río Snake. El 23 de jwtio de 1925, ocurrió en su vaJle un imponente deslizamiento de rocas, justo al este de la pequeña ciudad de Kelly. En el lapso de tan sólo unos minutos, una gran masa de arenisca,lutita y suelo chocó contra el lado sur del valle, llevándose con él un denso pinar. El volumen de derrubios, que se calculó en 38 millones de meeros cúbicos, creó un dique de 70 metros de alto en el río Gros Ventre. D ebido a que este río se bloqueó por completo, se fonnó un lago. Éste se llenó tan deprisa que una casa Que había estado 18 metros por encima del no flotaba fu era de sus cimientos 18 horas después del deslizamiento. En 1927. el lago desbordó el dique, drenando en parte cl lago y produciendo una devastadora inundación comente abajo. ¿Por qué ocurrió el deslizamiento de rocas del G ros Ventre? Duranre la primavera de 1925, el agua procedente de las intensas lluvias y de la fusión de las nieves se precipitó a través de la arenisca, saturando la arcilla de debajo. Dado que gran parte de la capa de arenisca había sido atravesada por el río Gros Ventre, la capa carecía prácticamente de apoyo en el fondo de la pendiente.

Por fin la arenisca ya no pudo mantener su posición sobre la arcilla humedecida, y la gravedad empujó la masa hacia abajo por la ladera del vaIJ e. Las circunstancias en esta localización fueron tales que el acontecimiento fue inevitable.

rrubios pueden plantear un riesgo significativo para la vida y las propiedades.

Flujos de derrubios en las regiones semiáridas Cuando un aguacero o la fusión rápida de la nieve de una montaña crean una inundaci ón súbita en una región semiárida, grandes cantidades de suelo y de regolito inundan los cauces de escorrenúa próximos debido a que normalmente hay poca vegetación que fije el material de superficie. El producto final es una lengua de lodo, suelo, roca y agua bien mezclados en movimiento. Su consistencia puede oscilar entre la del cemento húmedo y la de una mezcla no más espesa que el agua fangosa . La velocidad de flujo, por consiguiente, depende no sólo de la pendiente, sino también del contenido en agua. Cuando son densos, los flujos de derrubios son capaces de transportar o empujar grandes cantos rodados, árboles e incl uso casas con relativa facilidad .

Los flujos de derrubios plantean un peligro serio al desarrollo en áreas de montaña relativamente secas como las del sur de C alifornia. La construcción de viviendas en las laderas de los cañones y la eHminación de la vegetación autóctona quemando los macorrales o de otras maneras han aumentado la frecuencia de esos acontecimientos destructivos. Además, cuando un flujo de d errubios alcanza el final de un cañón estrecho y empinado, se propaga hacia fuera, cubriendo el área que hay más allá de la boca del cañón con una mezcla de derrubios húmedos. Este material contribuye a la acumulació n de depósitos en fonna de abanico en las bocas de los cañones. Los abanicos se acumulan de una manera relativamente fácil; tienen a menudo bellas vistas y están cerca de las montañas, convirtiéndose en zonas preferidas para el desarrollo urbanístico.

Debido a que los flujos de derrubios se producen sólo de manera esporádica, la gente no suele ser consciente dd riesgo potencial de estas zonas (véase Recuadro 15.3).

Flujo de derrubios lahares Procesos gravitadonales ~ Tipos de procesos gravitacionales El flujo de delTUbios es un tipo relativamente rápido de proceso gravitacional que consiste en la fluencia de suelo y regolitoscon abundante cantidad de agua (Figura 15.3q.

Los flujos de derrubios, denominados también coladas de barro, son fundam entalmente característicos de las regiones montañosas semiáridas y son también comunes en las pendientes de algunos volcanes. Debido a sus propiedades fluid as, los flujos de derrubios suelen seguir los cañones y los cauces fluvi ales. En las áreas pobladas, los flujos de de-

Los flujos de derrubios compuestos principalmen te de materiales volcánicos en los fl ancos de los volcanes se denominan laharcs. La palabra se originó en Indonesia, una región volcánica que ha experimenrncto mnchos de esos acontecimientos a menudo destructivos. Históricamente. los lahares han sido uno de los riesgos volcánicos más mortales. Pueden tener lugar tanto durante una erupción como durante el período de reposo del volcán. Se producen cuando capas muy inestables de cenizas y derrubios se saturan deagua y fluyen pendiente ahajo por las laderas volcánicas. Estos flujos siguen generalmeme los cauces de corrleote5 existentes. A menudo, se desencadenan por las lluvias den-

Flujo de derru bios

437

Flujos de derrubios en los abanicos aluviales: estudio de un caso de Venezuela* En diciembre de 1999, las fuertes lluvias

desencadenaron miles de deslizamientos a lo largo de la costa de Venezuela (Figura

15.D). Los flujos de derrubios y las riadas provocaron grandes daños a las propiedades y la trágica pérdida aproximada de 19.000 vidas. Los puntos donde se registraron los mayores niveles de muerte y destrucción fueron los abanicos aluviales.

Estos accidentes del relieve son acumula-

ciones ligeramente inclinadas, con una forma de cono a abanico, de sedimentos que suelen encontrarse donde las corrientes

de gradiente elevado dejan los valles estrechos de las zonas montañosas y se encuentran súbitamente en un terreno plano··.

Varios cientos de miles de personas viven en la estrecha zona litoral al norte de

Caracas, Venezuela. Ocupan los abanicos aluviales situados en la base de las montañas escarpadas que se elevan a más de

2.000 metros porque éstas son las únicas zonas que no son demasiado escarpadas para construir (Figura 15 .E). Estos asentamientos son altamente vulnerables a los deslizamientos provocados por las lluvias.

Durante un período inusuaImente húmedo de diciembre de 1999 se registraron

~ Figura 15.D Área de Venezuela

afectada por los desastrosos flu jos de derrubios y las riadas en 1999.

• Basado en el material preparado por el U. S. Genlogica1 Survey. .. Para conocer más sobre los abanicos aluviales véast pág. 459 en el Capftulo 16ypág. 545 en el Capítulo 19.

... Figura lS.E Vista aérea del abanico aluvial muy desarrollado de Caraba lleda, Venezuela. (Associated Press Photo.)

lluvias de 20 centímetros los días 2 y 3 de diciembre, seguidas por otros 91 centímetros entre el 14 y el 16 de diciembre.

Las fuertes lluvias desencadenaron miles de flujos de derrubios y otros tipos de procesos gravitacionales. Una vez creados, esos movimientos de masas de barro y rocas coalescieron y formaron flujos gigantes de derrubios que se movían a gran velocidad a través de los cañones abruptos y estrechos antes de precipitarse sobre los abanicos aluviales.

En prácticamente todos Jos abanicos aluviales de la rona, los flujos de derrubios y las riadas transportaron cantidades masivas de sedimentos, entre ellos bloques de hasta 10 metros de diámetro, que dañaron o destruyeron centenares de casas y otras estrucruras. Los daños totales se aproximaron a los 2.000 millones de dólares.

Este ejemplo de Venezuela muestra el potencial de pérdida de vidas y daño a la

sas. O tros se inician cuando grandes volúmenes de ruelo y nieve se funden por el calor que asciende a la superficie desde el interior del volcán o por los gases calientes y los restos casi fundidos emitidos durante una erupción violenta.

propiedad extremos en los lugares donde grandes cantidades de personas ocupan los abanicos fluviales. La posibilidad de que se produzcan acontecimientos similares de magnirud comparable existe en otras partes del mundo.

Construir comunidades en los abanicos aluviales puede transformar los procesos narurales en grandes acontecimientos mortales. Según Kofi Annan, Secretario General de las Naciones Unidas: «El término "desastre natural" se ha convertido en un nombre inapropiado y cada vez más anacrónico. En realidad, el comportamiento humano transforma los peligros naturales en lo que realmente deberían llamarse desastres no naturales»"'''''''.

.U Matthew C. Larsen, el al. Natural HflZlmkon A//uvial Ftm.f: Tht Vromuda IRbris F/qw and Flosb Fiood Disasttr, U. S. Geological Survey Fact Sheet FS 103, pág. 4.

Cuando entró en erupción el monte Santa Elena en mayo de 1980, se crearon varios lahares. Los flujos y las inundaciones acompañantes corrieron ladera abajo por los valles de las bifurcaciones norte y sur del río Toutle a

438

CAP rTUL O 1 5 Procesos gra\litacionales: la fuerza de la gravedad

velocidades que a menudo superaro n los 30 kilómetros por hora. Por fortun a, el área afectada no esta ba densamente poblada. No obstante, se destruyeron o resultaron muy dañados más de 200 hogares (Fi[,'ura 15.7). La mayor parte de los puentes siguió un destino similar. Segú n el U. S. Geological Survey:

Aun después de viajar muchas decenas de kilómetros desde el volcán y mezclarse con agua fría, las coladas de harto mantClúan temperaturas que oscilaban entre Jos 84 oC y los 9 1 °C; indudablemente sus temperaturas eran mas elevadas cuanto más cerca estaban del origen de la erupción ... Localmente, las coladas de bartOse elevaron por encima de las paredes de los valles hasta 108 metros y por encima de las colinas hasta 75 metros. Según las hueUas dejadas por las líneas de barro, la mayor profundidad de las coladas de barro osciló entre 9,9 y 19,8 metros*.

Finalmente los lahares del área de drenaje del río Toude transportaron más de 50 millones de metros cúbicos de materia l a los ríos Cowlitz y Columbia . Los depósitos redujeron tempo ralmente la C"d pacidad trans¡X)rtadora del agua del río Cowlitz en un 85 por ciento, y se redujo la profundidad del cauce de navegación del río Columbia desde 12 metros a menos de 4 metros.

En noviembre de 1985, se produjeron Jahares durante la erupción del Nevado del Ruiz, un volcá n de 5.300 metros de los Andes colombianos. La erupción fundió gran parte de la nieve y el hielo que cubrían los 600 metros superiores del pico, produciendo torrentes de derrubios, cenizas y lodos viscosos ca lientes. Los lahares se desplazaron hacia fuera del volcán, sigu iendo los valles de tres ríos crecidos por la lluvia que irradian desde la cima. El flujo que descend ió hacia el va lle de l río Lagunilla fu e el más destructivo. Devastó la ciudad de Armero, a 48 kilómetros de la montaña. La mayoría de las más de 25.000 muertes causadas por el acontecimiento se produjeron en esta comunidad agrícola que en una ocasión fue próspe ra.

Esos lahares tambi én produjeron muertes y destrucción de pro piedad es en otros 13 pueblos siruados denrro de la zona catastrófi ca que aharcó 180 ki lómetros cuadrados. Aunque e l Nevado del Ruiz arrojó explosivamente una gran cantidad de materia l piroclástico, lo que ca usó este desastre natural tan devastador fueron los lahar es desencadenados por esta erupción.

De hedlo, fue el peor desastre volcán ico acaecido desde la erupción del monte Pel ée, en la isla car ibeña de la Martini ca, en 1902 , durante la cual murie ron 28.000 personas"'.

.... figura 15.7 Casa dañada por un lahar a lo largo del Toutle, al oeste-noroeste del monte Santa Elena. La sección fina l de la casa fue desgajada e incrustada contra los árboles.

(Foto de D. R. Crdndell, U. S. GeoIogical survey.)

no

* Roben 1. 1i11ing, &lIptium of MOfml SI. Hrlnu: PIISI, Prtsrot tmd PI/111fT.

\ ,\,'ashinglOn, OC: U. S. C-,ovemment Printing Office, 1987.

** Puede enront:r:lnc un comentario sobre la erupción del monte PeI& t:J1 la secci6n sobre \'OIClIlCl: crnnpucsros del Ca pilu lo 5.

Movimientos lentos

Flujos de tierra Procesos gravitacionales .... Tipos de procesos gravitacionales I-Iemos visto que los flujos de demlbios suelen estar confinados a los cauces de las regiones semiáridas. Por el contrario, los flujos de tierra se fonnan lll{lS a menudo en las laderas de las colinas de las áreas húmedas durante épocas de precipitación abundante o de deshielo (véase Figura 15.3 0 ).

Cuando el agua saUlra el suelo y el regoli to de la ladera de una colina, el material puede desgajarse, dejando una cicatriz en la pendiente, y fonnar una masa en fonna de lengua o de lágrima que fluye pendiente abajo (Fif:,'1lra 15.8).

Los materia les más comúnmente implicados son ricos en arcilb y limo}' contienen sólo pequeilas proporciones de arena y granos más gnlesos. El tamaño de los fl ujos de tierra oscila entre cuerpos de unos pocos metros de longi tud, unos pocos metros de ancho y menos de un metro de profundi dad y ma"as de más de un kilómetro de longitud, varios centenares de meuos de anchura y más de diez metruS de profundidad. Dado que los fluj os de tierra son bastante viscosos, en general se mueven más lentamente que los flu jos de derrubios, más flui dos, descritos en la sección precedente. Se caracteri7.an por un mo\~miento lento y persistente y pueden pennanecer activos durante períodos que oscilan entre días}' años. Dependiendo del grado de im:ünación de la pendiente y de la consistencia del material, las velocidades medidas oscilan desde menos de un milímelTo al día hasta varios llletroS al día. A lo largo del per íodo durante el cual son activos los flujos de tierra, el movimiento suele ser más rápido durante los períodos húmedos que du rante las épocas más se<.-as. Además de ocurrir como fenó-

439

menos de ladera aislados, los flujos de tierra tienen lugar normalmente en asociación con grandes desplomes. En esta simación, pueden verse como Aujos en fonna de lengua en la ba<;c del bloque de desplome (Figura 15.5) .

Movimientos lentos Procesos gravitacionales ... Tipos de procesos gravitacionales Los movimiemos del tipo de los desli7.amiemos de rocas, las avalanchas de rocas y los lahares son de.we luego las fonnas más espectaculares y ca tastróficas de los procesos gravitaciunales. Al comprobarse que estoS acontecimientus matan a miles de personas, merecen un esrudio intensivo, de manera que, mediante una prevención más eficaz, advertencias oportunas}' mejores controles, pueda a}'udarse a sa lvar vidas. Sin embargo, debido a su gran tamaño )' a su naturaleza espectacular, nos dan una impresión falsa de su importancia como proceso gnwitacional. De hecho, los movimientos súbitos son responsables del movimien to de menos material que la acción más lenta y mucho más sutil de la reptación. Mientras que los tipos rápidos de procesos gravit3ciona les s()n característicos de las monrnilas y las laderas empuladas de las colinas, la reprnción tiene lugar en pendientes ranto empinadas como suaves r es, por tamo, mucho más general.

Reptación La reptación es un tipo de proceso gravitacional que implica el movimiento descendente gradual del suelo y el regolito. Un factor que contrihuye a la rcptación es la ... Figura 15.8 Est.e pequeño flujo de tierra en forma de lengua se produjo en una pendiente recién formada a lo largo de una carretera recién construida. Se formó en material rico en arcilla despué5 de un período de deruas lluvias.

Obsérvese el pequeño desplome en la cabecera del flujo de tierra. (Foto de E. I. Tarbuck.)

440

e A P í T UL o

1 5 Procesos gravitacionales: la fuerza de la gravedad

expansión y contracción alternantes del material de superficie causadas por congelación y deshielo o por humectación y sequedad. Como se muestra en la Figura 15.9, la congelación o la humectación elevan las partículas según un ángulo recto con respecto a la pendiente, y el deshielo o la sequía permiten que las partículas vuelvan a caer a un nivel ligeramente inferior. Cada ciclo, por consiguiente, mueve el material una cierta distancia colina abajo. Cualquier cosa que altere el suelo, como el impacto de las gotas de lluvia y las perturbaciones provocadas por las raíces de las plantas y los animales de madriguera, ayuda a la reptación. También se fomenta la reptación si el suelo se satura de agua. Después de una densa lluvia o del deshielo, el suelo saturado de agua puede perder su co-

Expansión

causada por la congelaci ó;,¡ n _~:--

A Figura 15.9 La expansión y la contracción repetidas del material de superficie producen una migración neta pendiente abajo de las partículas de roca : un proceso denominado reptación .

hesión interna, permitiendo que la gravedad empuje el material pendiente ahajo. Dado que la reptación es imperceptiblemente lenta, el proceso no puede observarse en acción. Lo que puede observarse, sin embargo, son los efectos de la reptación: inclinación de los cercados y los tendidos eléctricos y desplazamiento de los muros de contención (Figura 15.10).

Solifluxión Cuando el suelo está saturado de agua, la masa empapada fluye pendiente abajo a una velocidad de unos pocos milímetros o unos pocos centímetros diarios ° anuales. Este proceso se denomina solifluxión (literalmente, «flujo del suelo»). Es un tipo de proceso gravitacional común en los lugares en los que el agua no puede fugarse de la capa superficial saturada a través de la infiltración a niveles más profundos. Una capa dura de arcilla densa en el suelo o una capa de lecho de rocas impermeable pueden conoibuir a la solifluxión.

La solifluxión es también común en las regiones situadas por encima del permafrost. Se entiende por permafrost el suelo permanentemente helado que va asociado con los severos climas de la Tierra en los casquetes polares y la tundra (véase Recuadro 15.4). La solifluxión puede considerarse como una forma de reptación en la cual el material no consolidado y saturado de agua se mueve lentamente pendiente abajo. Se produce en una zona situada por encima del permafrost denominada capa activa, que se funde a una profundidad aproximada de un metro durante el breve verano de las latitudes altas y se vuelve a congelar en invierno. Durante el verano, el agua

... Figura 15.10 Au nque la reptación es un movimiento imperceptiblemente lento, sus efectos son a menudo visibles.

Muro de contención roto Grietas de tensión

441

Movimientos lentos

El paisaje del delicado permafrost aparición de pennafrost es parcheada y dificil d e predecir.

Cuando el ser humano altera la superfi cie, ya sea eliminando la capa de vegetación aislante o construyendo carreteras y edificios, se alte ra el delicado equilibrio ténnico, y el pcn nafrost puede descongelarse (Figura J 5.G). La descongelación produce un terreno inestable que puede deslizarse, desplomarse, experimentar subsidencia y levantamiento.

Como ilustra la Figura 15.H , cuando una estructura ca1iente se construye direttamente sobre pennafrost que contiene una elevada proporción de hielo , la descongelación prodm;:e un material esponjoso en el que el edificio se hunde.

Una solución es colocar los edificios y

Muchos de los desastres debidos a proce-

sos gravitaciollales descritos en este capítulo tuvieron impactos súbitos y desastrOSOS en las personas. Cuando las actividades humanas hacen que se funda el hielo contenido en el sucio permanen temente congelado, el impacto es más gradual y menos letal. No obstante, dado q ue las regiones con pennafrost son paisajes frágiles y sensibles, las cicaolces resultantes de acciones poco planificadas pueden pcnnanccer durante generacio-

nes.

El suelo pennanentemente congelado, conocido como fKrmllfrwt, se produce donde los veranos son demasiado fríos como para que se funda algo más que una capa superficial del terreno. El terreno más profundo pennancce congelado d urante todo el año. En ténninos esoletos, el pemlafrost se define sólo en funció n de la temperatura; es decir, es un suelo con temperaturas que han pennanecido bajo O oC continuamente d urante 2 años o más. El grado en que se presenta el hielo en el terreno afeaa d e manera intensa al comportamiento del material superficial. C uando se trata de construir carreteras, edificios y otros proyectos en áreas situadas por encima del pennafrost, es muy importante conocer cuánto hielo hay y dónde está localizado.

Hay pcnnafrost debajo de aproximadamente e.I 25 por ciento de las áreas continentales del planeta. Además de en la Antártida y en algunas áreas de alta montaña, el pcnnafrost es extenso en las tierras que rodean el océano Ártico. Cubre más del 80 por ciento de Alaska, aproximadamente el 50 por ciento de Canadá y una porción sustancial del none de Siberia (Figura 15.F). Cerca de los márgenes mer idionales d e la región, el pennafrost consiste en llIaS35 aisladas rclatiwmente fmas. Más al none, el área y el grosor aumentan gradualmente hasta zonas donde el permafrost es esencialmente continuo y su grosor puede aproximarse o incluso superar los 500 metros. En la 7..ona discontinua, suele ser más difici l la planificación de uso del terreno que en las zonas continuas situadas más al norte, porque la

:

... AguR 15.F Distribución del pennafrost en el hemisferio septentrional.

Más del 80 por dnto de A1aska Y alrededor del 50 por dento de Canadá se encuentran situados encima del permafrost. Se reconocen dos zonas. En la zona continua, las ún ica~ á reas libres de hielo se encuentran debajo de lagos o ríos profundos. En las porciones de latitudes más altas de la zona discontinua, 5Ók) hay islas dispersas de te rreno descongelado. En di rección al sur, el porce ntaje de terreno descongelado aumenta hasta q ue todo el hielo desaparece. (romado del U. S. GeoIogic.a1 Survey.)

... .

.

~

,

...

" l

.

/\ ... figura 15.G Cuando se construyó el ferrocarril a través de este paisaje de permafrost en A1aska, el suelo experimentó subsidencia. (Foto de lynn A. Yehle, U. S. GeoIogical Survey.)

.... ng.... 1s ." Este edificio. localizado en el sur de Fairbanks, A1aska, experimentó subsidencia debido al deshielo del permafrosL Nótese que el lado derecho, con calefacción. se h\.Jndió mucho más que el porche de la izquierda, sin calefacción.

442

r

e A p TUL o

1 5 Procesos gravitacionales: la fuerza de la gravedad

otras estructuras sobre montolles, a modo de zancos, quc pcnniten la circulación dd aire subcungelado entre el suelo del edificio y el teITCno manteniéndolo así congelado.

Cuando se descubrió petróleo en la vertiente nOrte de Alaska, mucha gente se preocupó ante la posibilidad de construir un sistema de ruberias que enlazara los campos petrOlífuos de la bahía Prudhoe con el puerto carente de hielo de Valdez, 1.300 ki lómetros al sur. ¡ labía serias

dudas con respecto a si un proyecto tan grande:: podría dañar el del icado ambiente del pennafrosr. Muchos se preocupaban también por la posibilidad de que se produjeran derrames de petróleo.

Dado que el petróleo debe calentarse hasta unos 60 oC para poder fl uir de manera adCt."lJada, tuvieron que desarrollarse técnicas de ingen iería especiales para aislar este calor del permafrosr. Se utilizaron técnicas como el aislamiento de las tuberías, la elevación de fragmen-

es incapaz de percolar t!n la ca pa de pe rmafrost im permeable situada debajo. Como consecuenóa, la capa activa se sarura y fluye len t3mente. El proceso p uede ocurrir en pend ientes de t3n sólo 2 a 3 g rados. D onde hay u n manto hi en desarro llado de vegetación, la lámina de solifluxió n puede moverse en un a serit! de lóbulos bien de finidos o en una seri t:: d e pliegues que se so lapan en parte.

Deslizamientos submarinos Como cabe imaginar, los procesos gravitacionale.o¡ no están limitados al continente. E l desa rro llo de instrumentos de alta calidad que reproducen imágenes d el fo ndo oceánico nos pennite determinar que los procesos gravita<..'¡on ales suhmarinos son un fenómeno com ún y extendido. Por ejemplo, en los esrudios se revelan en0011CS d eslizamientos submarinos en los flancos de la cad ena H awaiíana, así como a lo largo de la plataforma y elta lud conunentales d e Estados Unidos. De hech o, muchos deslizamientos submarinos, principalmente en forma de despl o mes y ava lanchas de d erru bios, parecen m ucho mayores que cualquier p roceso gravitacional simi lar q ue suceda en el continente.

Entre los desli zamientos submarinos más espectaClllares se cuentan los <jue tienen lugar en los flan cos de los volcan es submarinos (denominados 1Jumtes SUUHUl"¡uos) y en las islas volcánicas como las H awaii. En los fl an cos sumergidos de las isbs Ha waü se han identificado docenas de grandes deslizamientos de más de 20 kilómetros de longitud. Algunos tienen di mension es verdaderam en te espectaculares. Uno d e los más grandes que se han cartografiado, llamado la avalancha de den "U bios de Nuuanu, se encuentra en el lado no roriental de O ahu. Se extiende a lo largo de casi 25 kiló metros a través del fo ndo oceánico y su tramo final se eleva por Ulla pendiente de 300 metros, lo cual indica que debió de ser mu}' potente}' tener un gran ímpet u. Este enorme deslizam iento transportó

tOS del sistema de tuberías por encima del nivel del sudo e incluso la colocación de dispositivos de enfriamiento en el terreno para mantenerlo congelado.

El siste::ma de mberías de Alaska es claramente uno de Jos proyectos IIl~S complejos y COStOSOS nuca OO L~tru idos en la tundra ártica. Estudios detallados y una cuidada técnica de ingeniería contribuyeron a reducir al mínimo los efectos adversos resultantes de la perturbación del suelo congelado.

b loques gibrantescos a muchos kiló metros. Es probable que cuando ocurren acontecimi entos tan grandes y rápidos, éstos produzcan o las marinas gigantes denominadas tSunamis que recorren e l Pacífico"".

Los impresionantes d~ li zallljentos submarinos descubiertos en los flancos de las islas H awai i estlln relacionados con casi toml seguridad oon el movimiellto del magma mientras un \'o lcán está activo. A medida tJlle se añaden grandes cantidades de lava al borde m arino de un volcán, la acumuJación de material acaha provocando un gran desliza m..iento. En la cadena H awaiana, parece que este proceso de crecimien to y hundimiento se repite a intervalos de 100.000 a 200.000 años mientra" el \'olcln es activo.

A lo largo de los bordes continentales de Estados U nidos, grandes cicatrices de desp lom es y fl ujo de derrubios marcan el ta lud continental. Estos procews son consecuencia de la acumulación rá pida de sed imentos inestab les o de fuerzas como las o las d e los tempora les y los terremolOS. Los procesos gravitacionales submarinos son especialmente acti\'os cerca de los deltas, que son depósitos masivos de sed im entos en las desem bocaduras de los ríos. Aquí, a medida tJue se acumulan grandes cantidades de arci lla samrada de agua }' sedimentos ricos en material orbránico, se vuelven inestables y flu yen con facilidad incluso por las pendientes suaves. Algunos de estos movimientos han sido su ficientem ente enérgicos para dañar grandes platafo011as de pe rfornción submarinas.

Los procesos gravitacionales parecen constimir una parte integral del crecimiento de los bordes contin entales pasivos. Los scdim enros sum inistrados a la platafonna contincntal por los ríos se m ueven a través de la. pl n tafor~ ma hada la parte superio r del talud mnti nental. D esde este punto, los desplom es, los deslizamientos y los flujos de dcmlbios hacen descender los sedi mentos hacia el pie de talud o algunas veces más allá de éste.

"" Para más illfonn~cióll liObrc CSt3S olas destructúoas, \'éasc I ~ st:eción so-

brc lStm~mis del Capírulo 11 .

Pregun tas de repaso

443

Resumen • P or procesos grfJ7)itnci(J1lo!es o movimientos de masa se entiende el movimiento descendente de rocas, el regali to y suelo bajo la influencia directa de la gravedad .

En la evolución de la mayoría de las formas del paisaje, los procesos gravitaciona les constituyen el paso siguiente a la meteorización. Los efectos combinados de los procesos gravitatorios y la erosión por las aguas de escorrentía producen los valles fluvi ales.

• La grfJ7)edod es lo foerzn que amtrola los !J1lJCesos grfJ7)itoci(J1loles. Otros factores que in fluyen o desencadenan los movimientos pendiente abajo son la saturación en agua del material, el exceso de pendiente de las laderas, más allá del tÍllguw de "eposo, la eliminación de la vegetación y el temblor de tierra producido por los terremotos.

• Los diversos procesos que se incluyen dentro de la calificación de procesos gravitacionales se dividen y describen en función de: (1) el tipo de material implicado (derrubios, barro, tierra o roca)¡ (2) el tipo de movimiento (desprendimiento, deslizamiento o flujo), y (3) la velocidad del movimiento (rápido o lento).

• Entre las fono as más rápidas de los procesos gravitacionales se encuentran los desplomes, deslizamientos

hacia abajo de una masa de roca o de material no consolidado que se mue"e como una unidad a lo largo de una superficie curva; los deslizamienws de rocn, bloques de roca que se sueltan y deslizan pendiente abajo; los flujos de derrubios, flujos relativamente rápido de sudo y regalito que contienen una gran cantidad de agua; los flu.jos de tierra, fl ujos no confinados de suelo saturado rico en arcilla que se pnxlucen la mayor parte de las veces en la ladera de una colina, en un área húmeda después de precipitaciones densas o dd deshielo de la nieve.

• Las fonnas más lentas de los procesos gravitacionales son la ,·eptacián, movimiento colina abajo gradual de suelo y regalito, y la SOliflu.:t:ián, flujo gradual de una capa superficial saturada por debajo de la cual se extiende una zona impenneable. Los lugares comunes para la solifluxión son regiones situadas por encima del permnfrost (suelo pennanentemente helado asociado de la tundra y con los casquetes polares).

• Los procesos gravitacionales no están limitados a los continentes; también se producen debajo del agua.

Muchos desliztrmientos submarinos, especialmente des~ plomes y avalanchas de derrubios, son mucho mayo~ res que los que se producen en el continente.

Preguntas de repaso 1. Describa cómo los procesos gravitacionales conuibuyen al desarrollo de los valles fluvial es.

lO. Tanto los desplomes como los deslizamientos de

2. ¿Cómo contribuyó la fonnación de un dique al desastre del cañón Vaiont? ¿Era inevitable el desastre? (véase Recuadro 15.1 )

3. ¿Cuál es la fuerza que controla los procesos gravi-

11.

12.

tacionales?

4. ¿Cómo afecta el agua a los procesos gravitacionales?

13.

S. Describa la importancia del ángulo de reposo.

6. ¿De qué manera la eliminación de la vegetación por los incendios o el talado fomenta los procesos gravimcionale... ?

7. ¿Qué relación tienen los terremotos con los deslizalllientos?

8. Distinga entre desprendimiento, deslizamiento y fl ujo.

9. ¿Por qué pueden moverse las avalanchas rocosas a velocidades tan grandes?

14.

15.

16.

17.

roca se mueven por deslizamiento. ¿En qué se diferencian estos procesos? ¿Qué factores indujeron el deslizamiento masivo de rocas en el Gros Ventre, Wyoming?

ExpLique por qué construir una casa en un abanico aluvial puede no ser una buena idea (véase Recuadro 15.3).

Compare y contraste las coladas de barro y los flujos de tierra.

Descri ba los procesos gravitacionales que ocum eron en el monte Santa E lena durante su período acuva de 1980 y en el Nevado del Ruiz en 1985.

Dado que la reptación es un proceso imperceptiblemente lento, ¿qué signos pueden indicar que este fenómeno está afectando a una pendiente? ¿Qué es el pennafrost? ¿Qué parte de la superficie terrestre es afectada? ¿D urante qué estación del ailo se produce la solifluxió n en las regiones con pennafrost?

444

e A p i TU L o

1 S Procesos gr3vitacionales: la fuerza de la gravedad

Términos fundamentales ánguJo de reposo avalancha de TocaS colada de barro

deslizamiento

desLizantiento de derrubios deslizamiento de rocas desplome desprendim..iemo

flujo

pennafrost

flujo de derrubios flu jo de tierra lahar

proceso gravicacional repcación

soLifluxión

Recursos de la web La página Web Eartb utiliza los recursos y la flexibilidad de Internet para ayudarle en su estudio de los remas de este capítulo. Escrito y desarroll ado por profesores d e Geología, este sitio le ayudará a comprender mejor

esta ciencia. Visite http://www.librosit e.netltarbuck y haga d ie sobre la cubierta de Ciencias de la Tierra, 0(fIIvn edición. Encontrará:

• Cuestionarios de repaso en línea.

• Reflexión crítica y ejercicios escritos basados en la web.

• Enlaces a recursos web específicos para el capítulo.

• Búsquedas de ténninos clave en toda la red.

http://www.librosite.netltarbuck

CAPíTULO 16

Corrientes de aguas superficiales La Tierra como sistema: el ciclo hidrológico Las aguas de escorrentía Flujo de corriente Gradiente y características del cauce Caudal

Cambios de corriente arriba a corriente abajo Nivel de base y corrientes en equilibrio Erosión de las corrientes fluviales Transporte del sedimento por las corrientes Carga disuelta Carga suspendida Carga de fondo Capacidad y competencia

Depósitos de sedimentos por las corrientes fluviales Depósitos de canal Depósitos de llanura de inundación Abanicos aluviales y deltas

Valles fluviales Valles estrechos

VaUes anchos

Meandros encajados y terrazas fluviales Redes de drenaje Modelos de drenaje Erosión remontante y captura Formación de una garganta

Inundaciones y control de la inundación Causas y tipos de inundaciones Control de inundaciones

44S

446

CAP rTUL O 1 6 Corrientes de aguas superfidales

os ríos son muy importantes para los seres humanos. l os utilizamos como vías para el desplazamiento de mercancías, como fuentes de agua para irrigación y como fuente de energía. Sus fértiles llanuras de inundación se han cultivado desde los inicios de la civilización. Cuando se consideran como parte del sistema Tierra, los ríos y las corrientes de agua representan un vínculo básico en el recidado constante del agua del planeta. Además, el agua de escorrentía es el agente dominante de la alteración del paisaje, erosionando más terreno y transportando más sedimento q ue cualquier otro proceso. Dado q ue tanta gente vive cerca de los ríos, las inundaciones se cuentan entre los riesgos geológicos más destructivos. A pesar de las enormes inversiones en diq ues y presas, los ríos no siempre pueden controlarse.

Lagos de agua dulce 0.009% Lagos salinos

L

La Tierra como sistema: el ciclo hidrológico Corrientes de aguas superficiales ... El ciclo hidrológico Todos los ríos desembocan en el mar; sin embargo, el mar no está Ueno; hacia d luga r de donde vienen los ríos, hacia allá regresan de nuevo. (Eclesiastés 1,7) Como indicaba el perceptivo escri tor del Eclesiastés, el agua está en con tinuo movimiento, del océano a la tierra y de vuelta de nuevo en un ciclo interminable . Simplemente, el agua está pOI· todas las partes de la Ti erra: en los océanos, los glaciares, los ríos, los lagos, el aire, el suelo y en el tejido vivo. 'Todos estos «embalses» constituyen la hidrosfera terrestre . En total, el contenido de agua de la hidrosfenl es de unos 1.360 millones de kilómetros cílbicos.

La Iml)'Or parte de este contenido, alredcuo r de un 97,2 por ciento, se aLnacena en los océanos (Figura 16.1).

Los casquetes polares y los glaciares reprcscntan Otro 2, 15 por ciento, lo cual deja sólo un 0,65 por cien to ljue debe d ividirse en tre los lagos, las aguas <.'O rrientes, las aguas subtl.!rráncas y la am lósfera (Figuf'"3 16. 1). Aunque los porcentajes del agua de la lit:rra encontrados en cada una de t:stas últimas fuen tes es sólo una pequeña fracci6n del inventario total, las cantid ades absolutas son grandes.

El agua que se encuentra en cada uno de los depósitos dibujados en la Figura 16. 1 no pennaneceen ellos de manera indefin ida. El agua puede <'"3mbiar rápidamente de un estado de materia (S()lido, líquido o gaseoso) a otro a las temperatl.lras y las presiones existentes en la superficie de la ' tierra. Po r consigu iente, el agua se está moviendo constaJltemente entre la hid rosft:ra, la aonósfera, la tierra

y mares Interiores

Océanos

2,8 %

0.008% Hlnledad del suelo 0.cXl5% Cauces de corriente 0,0001%

AIm6s1ent 0,001%

91.2%

Glaciares

2,15% Hidrosfera

Componente no oceánico (% de la hidrosfera total)

... Figura 16.1 Distribución del agua de la Tierra.

sólida y la biosfera. Esta circulació n interminable del suministro de agua de la Tierra se denomin:1 ciclo hidrológico. El ciclo nos muestra Illuchas interrelaciones cruciales entre partes diferentes del sistema liCiTa. El ciclo hi dro lógico es un sistema mu ndial gigantesco im pulsado por la energía del sol , en el cua l la atmósfera propo rcio na el nexo vi tal entre los océanos y los continen tes (Figura 16.2). El agua se eva po ra en la atmósft:ra desdt: el océano y, eJl un grado mucho menor. desde los con tinentes. Los vlt:ntos tra nsportan este aire cargado d e humedad, a Ille nudo a grandes distancias. hasta que las condiciones hacen que la humedad se condense en nubes y caiga como precipitaci ón. La precipitación que cae en el océano ha completado su ciclo y esti dispuesta a empez:lr otro. El agua que cae en el conont!ntc, sin embargo, debe completar su camino de vuelta al océano. ¿Q ué o(;urre con la precipitación cuando ha caído en e l continente? U na parte del agua penetra en el sucIo (infiltración) y se mut!ve hacia abajo, lut:go en dirección lateral }', po r fin , rezuma en los lagos, los ríos o directamcn te en el océano. Cuando la velocidad de caída de la lluvia es ma)'or que la capacidad del suelo para absorberla, el agua adicional fluye sobre la superficie en lagos y corrientes, un p roceso denominado escorre ntía.

Gran parte del abroa quc se infiltra o se escurre aca ba pOi encontrar la manera de vo lver a la atmósfenl por medio de la evaporación desde el suelo, los lagos y las corrientcs. Además, una parte del agua que se infiltra en el suelo es ahsorbida po r las plantas, ljue después la liberan a la atmósfera. Este proceso se denom ina transpiración (trtm.\' = a través; spi1Y) = respirar).

la Tierra como sistema: el ciclo hidrológico

447

Evaporación

¡: -320.000W

Océanos

... FIgura 16.2 Balance del agua en la Tierra. Cada año, la energía solar evapora al rededor de 320.000 kilómetros cúbicos de agua de los océanos, mientras que la evaporación en los continentes (incluidos lagos y corrientes) contribuye con 60.000 kilómetros cúbicos de agua. De este total de 380.000 kilómetros cúbicos de agua, unos 284.000 kilómetros cúbicos caen de nuevo en el océano, y los 96.000 kil6m<.>tros cúbicos restantes caen en la superficie terrestre. De estos 96.000 kilómetros cúbicos, sólo 60.000 se evaporan desde el continente, dejando 36.000 kilómetros cúbicos de agua que erosionan el terreno durante su via je de vuelta a los océanos.

Cada aJl o, un campo de cultivo puede transpirar una cantidad de agua equivalente a un:"! capa de 60 centímetros de profundidad sobre todo el campo. La misma superficie con arboles puede bombear el doble de esta cantidad a la atmósfera. Dado que no podemos distinguir claramente entre la cantidad de agua que se evapora y la cantidnd que es transpirad:"! por las plantas, se suele utilizar el término evapotranspiración para definir el efecto combinado.

Cuando la precipitación cae en áreas muy frías (a latitudes o elevaciones altas) el agua no puede infiltra rse, <:orrer o evaporarse inmediatamente. En cambio, entra a fonnar pane de un campo de nieve o de un !:,r1aciar. D e cst:"! m:mera los gb<.i :l res ::¡ 11ll:lcl'mm gratule.<; canridades de agua sobre el terreno. Si los glacia res acnlales se derritieran y liberasen el agua que tienen almacenada, el nivel del mar se elevaría varias decenas de melTOS en todo el mundo y sumergiría muchas áreas costeras dcnsa mem e pobladas.

Como veremos en el Capírulo 18, en los últimos dos millones de años, se han fonnado }' derrecido en varias ocasiones inmensos casquetes continentaJcs, cambiando en cada ocasión el equili brio del ciclo hidrológico.

En la Figura 16.2 se muestra también el bn/Il1Ice bid1TJ/ógico general de la Tierra, o el volumen de agua que pasa al año por cada p:l n e del ciclo. La cantidad de vapor de agua que hay en el aire es tan sólo una diminuta fracción del abastecimiento de agua total de la Tierra. Pero las cantidades absolutas que son recicladas a través de la atmósfera en el período de un ailo son inmensas: lI llOS 380.000 kilómen'os cúbicos. Según los cálculos, en N i >rteaméri ca las corrientes de aire en movi miento mnsportan casi seis veces más agua que todos los ríos del continente.

Es importante saber que el ciclo hidrol6!:,rico CStl en equili brio. Dado que el vapor de agua total de la annósfera pennanece aproximadamente igual, la precipi tación anual media sobre la Tierra debe ser igua l a la l:anridad de agua evaporada. Sin emoorgo, si se <:onsideran juntos t( Klos Jos continentes, la precipi tación excede a b evaporación.

A la inversa, sobre los océanos, la evaporación su per:"! a la precipitación. D:ldo que el nivel de los océanos Il11Uldiales no está disminuyendo, el sistema debe estar en equili brio.

El trabajo erosh'o llevado a cabo por unos 36.000 kilómetros cúbicos de agua que fluyen anualmeme desde el

448

e A p rT U L o

1 6 Corrientes de aguas superfICiales

continente hasta el océano es enonne. Arthur Bloom lo describió acertadamente como sigue: La alrora continental media es de unos 823 metros por encima del nivel del mar ... Si suponemos que los 36.000 kilómetros cúbicos de agua de escorrené a anual fluyen pendiente abajo una media de 823 metros, puede calcularse la energía mecánica potencial del sistema. Potencialmente, la escorrenúa de todos los continentes generará continuamente casi 9 x 10 9 kW, Si toda esta energía se utilizara para erosionar el terreno, seria comparable a tener ... un rascador impu lsada por caballos o pala trabajando en un trozo de tierra de 3 acres, día y noche, todo el año. Por supuestO, una gran parte de la energía potencial de la escorcenéa se pierde como calor de fricción por el flujo rurbulento y las salpicaduras del agua*.

Aunque sólo un pequeño porcentaje de la energía de las aguas de escorrené a se utiliza para erosionar la super6cie, estas últimas constiruyen ti agf1lte "uís importante 'lile esall~ la suptrficie de la TIerra.

En resumen, el ciclo hidrológico representa la circulación continua del agua de los océanos a la aonósfera, de la aonósfera a los continentes y, desde los continentcs, de vuelta al maco El desgaste de la superficie terrcstre se atribuye en gran medida a la última de estas etapas, a la que está dedicado fundamentalmente el resto de este capítulo.

Las aguas de escorrentía Aunque hemos dependido siempre en gran medida de las corrientes de agua, su origen nos resultó esquivo durante siglos. N o fu e hasta el siglo ).'V] cuando nos dimos cuenta de que las corrientes de agua eran abastecidas por la escorrentía super6cial y por las aguas subterráneas, las cuales, en último ténnino, tenían su origen en la lluvia y en la nieve.

El agua de escorrentía fluye in icialmente por el suelo en 6 nas y extensas láminas en lo que se denomina apropiadamente escorrentía en lámina. La cantidad de agua que discurre de esta manera, en vez de hundirse en el suelo, depende de la capacidad de infiltración del suelo. La capacidad de infiltración está controlada por muchos factores, entre elJos: (1 ) la intensidad y la duración de la precipitación; (2) el estado de humedad previo del suelo; (3) la textura del suelo; (4) la pendiente del terreno, y (5) la naturaleza de la cubierta vegetal. C uando el suelo se sarura, comienza la escorrentía en Lámina como * ~ogy: A Synmunu A1III/ysis 01 únt Cenqwu úmdfonm (Englewood O iffs, N .).: Prf:nticc Hall, 1978), pág. 97.

una capa de can sólo unos milímetros de grosor. D espués de flu ir como una lámina 6na no confinada durante una COrta distancia, los hilos de corriente suelen desarrollarse y empiezan a fo nnarse pequeilos canales denominados acanaladuras transportando el agua a una corriente.

E l resto de este capírulo se concentrará en la parte del ciclo hidrológico en la cual el agua se desplaza en cauees o canales de corriente. La discusión abordará fundamentalmente las corrientes de las regiones húmedas. Las corrientes son también importantes en los paisajes áridos, pero esa cuestión se examinará en el C apítulo 19: «Desiertos y vientos».

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ... ¿Cuól es la diferencia entre una corriente y un río?

En el uso común, estos términos implican el tamaño relativo (un ño es más grande que una corriente, y ambos son más grandes q ue un riachuelo o un arroyo). Sin embargo, en Geología no es así: la palabra corriente se utiliza para designar 1111 flujo canalizado de cualquier tamaño, desde un riachuelo pcqueii.o hasta el río más extraordinario. Es imponante o bservar que aunque los términos río y corriente a veces se utilizan indistintamente, el tén n.ino río suele preferirse al describir una gran corriente en la que fluyen varios afluentes.

Flujo de corriente Corrientes de aguas superficiales T Características de las corrientes El agua puede fluir de dos maneras: como fluj o laminar o como flujo turbulento. Cuando el movimiento es laminar, las partículas de agua fluyen en trayectorias rectas que son paralelas al cauce. Las partículas de agua se mueven corriente abajo sin mezclarse. Por el contrario, cuando el fl ujo es turbulento, el agua se mueve de una manera confusa y errática, que a menudo se caracteriza por la presencia de remolinos turbulentos.

La veloci dad de la corriente es un facto r fund ame n ~ 1 que detennina si e l flujo va a ser laminar o rurbulento. E l flujo Laminar sólo es posible cuando el agua se mueve muy lentamente a través de un cauce suave. Si la velocidad aumenta o el canal se vuelve abrupto, el flujo laminar cambia a flujo turbulento. E l movimiento del agua en las corrientes suele ser lo bastante rápido como para que el fl ujo sea turbulento. El movim iento pluridireceional del flujo turbulento erosiona el cauce de la corriente y mantiene suspendido el sedimento dentro del

Fluto de corriente

agua, de manera que pueda ser transportado corriente abajo, con gran eficacia.

E l agua que fluye se abre camino hacia el mar bajo la influencia de la gravedad. Algunas corrientes perezosas fluyen a una velocidad inferior a 1 kilómetro por hora, mientras q ue en algunos rápidos pueden superar los 30 kilómetros por hora. L as velocidades se determinan en estaciones de medición, que hacen determinaciones en varios puntos a través del cauce del río y luego se calcula la media. Esto se hace potque la velocidad del movimiento del agua no es unifonne dentro del cauce de una corriente. C uando el cauce es recto, las mayores velocidades se producen en el centro, justo por debajo de la superficie (Figura 16.3). Aquí es donde la fricción es menor. Las velocidades mínimas se encuentran a lo largo de los lados y en el fondo (lecho) del cauce, donde la fricción es siempre mayor. Cuando el cauce de una corriente tiene curvas o es tortuoso, el flujo más rápido no se encuentra en el centro. En cambio, la zona de velocidad máxima se desvía hacia el lado externo de cada recodo. Como veremos más tarde, esta desviación desempeña un papel importante en la erosión del cauce en ese lado.

La capacidad de una corriente para erosionar y transportar material está directamente relacionada con su velocidad. Variaciones incluso ligeras de velocidad pueden inducir cambios significativos en la carga de sedimento que el agua puede transponar. Varios factores detenninan la velocidad de una corriente y, por consiguiente, controlan la cantidad de trabajo erosivo que una corriente puede llevar a cabo. Entre esos factores se cuentan: ( 1) el gradiente; (2) la forma, el tamaño y la irregularidad del cauce, y (3) el caudal.

449

,."_ _ Anchura 10 unldades - - " l\

-

Velocidad

/ ~

12 unidadeS 1 unida

Sección transversal = 1O unidades cuadradas Perimetro = 12 unidades

A. Cauce somero y ancho

Anchura r-- 5 unidades -

, "1 . ,,

.

,

•,

....,.. ~

!t

S. Cauce

semicircular

Sección transversal = 1Ounidades cuadradas Perimetro := 7,9 lIlidades

Gradiente y características del cauce Po r supuesto, uno de los factores más obvios que controlan la velocidad de la corriente es el gradiente, o pendiente, de un cauce fluvial. E l gradiente se expresa normalmente como la caída vertical de una corriente a lo largo de una distancia dada. Los gradientes varian considerablemente de una corriente a otra, así como a lo largo del curso de una corriente detenninada.

Zonas bajas del río Mississippi, por ejemplo, tienen gradientes de 1Q centímetros por kilómetro y menores.

Sólo a modo de comparación, algunos cauces de corrientes de montaña empinados disminuyen de elevación a un rinno de más de 40 metros por kilómetro, es decir, con un dcsnivel4DQ veces más abrupto que el del bajo Mississippi. Cuanco mayor sea la inclinación del gradiente, mayor será la energía disponible para el flujo de la corriente. Si dos corrientes son idénticas en todos los aspectos, excepto en el gradiente, la corriente con el gradiente más elevado tendrá obviamente la mayor velocidad.

C. Estación de aforo

... Figura 16.3 Influencia de la forma del cauce sobre la velocidad.

A. En este cauce somero y ancho la corriente se mueve más despacio que en el cauce semicircular debido a la mayor fricción por arrastre.

B. La .sección transversal de este cauce semicircular es el mismo que el de la parte A, pero tiene menos agua en contacto con su cauce y, por consiguiente, menos fricción por arrastre. Por tanto, el agua fluirá más deprisa en el canal B, si permanecen igual todos los demás fadora C. El U. S. Geological Survey recogen registros COlltinuos de la altura y el caudal en más de 7.000 estaciones de aforo en Estados Unidos. las velocidades medias se determinan mediante las mediciones procedentes de varios puntos a través de la corriente. Esta estación se encuentra en Río Grande, al sur de Taos, Nuevo México. (~oto de E. J. Tarbuck.) D. Molinete hidráulico utilizado para medir la velocidad de la corriente en una estación de aforo.

e A P fT U L o

450

1 6 Comentes de aguas superficiales

LafUn1U1 trll1lsuerrnl de un canal detem li na la cantid ad de agua que estará en contacto con el cauce y. por tanto. afecta a la mcóón por arrastre. El cauce más eficaz es aquel cuya área rransversa l liene el meno r perímetro. En la Fif,'1.JnI 16 .3 se com paran dos fo rmas de cauce. Aunque e l área transversal de los dos es idéntica, la fon na semicircular tiene menos agua en contacto con el cauce y, por co nsiguiente, menos fricción por arrastre. C omo w llsecucncia, si todos los demás factores son iguales, el agua fl uirá con mayor rapidez en el cauce sem icircular.

El tamaño y la irregulari dad del cauce afectan tam bién a la ca ntidad de fricción. U n aumento del tamaño del cauce reduce el radio del perímetro con respecto aJ ár ea transversal y, por consiguiente, aumenta la efi caci a del fl ujo. El efecto de la irregularidad es obvio. U n canal liso propi<.:.ia un fl ujo más unifo nnc, mientras q ue un canal irregular lleno de enonnes piedras crea suficiente turbulencia como para retrasa r signifi cativamente el moVlmi ento hacia delante de la corri ente.

Caudal El caudal de una corriente es la ca ntidad de agua que atraviesa un detenninado plmto en una unidad de tiem po concreta . Suele medi rse en metros cúbicos por segu ndo.

El caudal se determina multiplicando el área transversal dt! una com ente po r su velocidad: caudal (mJ/segundo) = anchura del cauce (m) X profun di dad del cauce (m) X velocidad (m/segundo) En la T.1 bla 16. 1 se enumeran los ríos más grandes del m undo en ténninos de caudal. El mayor de N orteamérica, el M ississippi , tiene un caudal medio de 17.300 m 1 por segundo. Aunque esto es una enonne cantidad de agua, queda no obstante empequefíe(:ida por el extraord inario Am azonas, el río más grande del mundo. D renando un área que es casi las tres cuartas pan es del tamaño de Esta-

T_16.1

dos Unidos y con una media de unos 200 centímetros de lluvia al año, el Amazonas tiene un caudal 12 veces superior al del Mis..c;issippi. De hecho, se ha calculado q ue la fl uencia del Amazonas constituye alrededor del 15 por ciento del total de agua dulce que descargan en el océano todos los ríos del mundo. ¡SU descarga de tan sólo lUl día abastecería las necesidades de agua de la ciudad de Nue\"'3 York d urnnte 9 aíios!

Los caudales de la mayoría de los ríos distan m ucho de ser constantes. Esto se debe a variables como las preci pitaciones y el deshielo. Cuando cambia el caudal, los facrores indicados antes deben cambiar tam bi én. Cua ndo aumenta el caudal, la anchura () la profund idad del cauce deben incrementarse o el agua debe fl uir más rápidamente, () dt!be ca m biar alguna combinación de esos fa ctores.

D e hecho, las deternlinaciones demuestran que cuando aumenta la <.:antidad de agua de una corriente, la anchura, profundi dad y velocidad aumentan de una manera ordenada (Figura 16.4). Para manejar el agua adicional, la corriente aumt!ntará el tamaño de su cauce em..anchándolo y profundi7-ándo lo. Como vimos antes, cuando el tamaño del cauce aumenta, hay una cantidad proporcionaJmente menor de agua en contacto con el lecho}' las riberns del cauce. Esm signi6ca que se reduce la fri cción, que actúa retrasando el flujo. C uanto menor sea la fricció n, con mayor rapidez fluirá el agua.

Cambios de corriente arriba a corriente abajo Corrientes de aguas superficia les ... Características de las co rrientes U na fo n na útil de esrud iar una com ente de agua es examinar su perfil lo ngitudinal. Dicho perfi l es simplemente una sección de una corriente desde su área de o rigen

l os ríos más largos del mundo dasilkados por caudal Cuenca

Caudal medio

Río

País

KIlómet ros cuad rado!;

Me tros cúbicos por segundo

1

Amllzonas

2 3

Congo

Brasil Zaire China Bang lad<!sh Ind ia Rusia Estados Unid os Venezuela Rusia Argen tina

5.778.000 4.014.500 1.942.500 935 .000 1.059.300 2.590.000 3.222.000

212.400 39.650 21.800 19.800 18.700 17.400 17.300 1 7.000 15.500 14.900

Calificación

8

Changiang Brahmapu tra Ganges Yenisei M ississippi Orinoco

9

l ena

4

5

• 7

la

Paraná

880.600 2.424.000 2.305.000

Cambios de corrienle arriba a corriente abajo

1000 500

'" .~

•,

~

200 100

o

50

'"

20

<

10 10

'"S .0

5

1l

2

u <

1.0

"

"e

a. 0.5

. ..

0.2 20 10

i1l

"~

:. . ..

5 2

"

1.0

> 0.5 0.2

10

100

1000

10,000

100,000

Caudal (PieSl/s) ... Figura 16.4 Relación entre la anchura, la profundidad y la velocidad ton el caudal del río Powder en locate, Montana.

Conforme aumenta el caudal, lo hacen de una manera ordenada la anc hu ra, la velocidad y la profundidad. (Tomado de L. B. Leopold y Thomas Maddock, Jr., U. S. Geological Survey Professional Paper 252, 1953.)

451

denominada cabecera hasta su desembocadura, eJ PUI1 tO aguas abajo donde el río se vacía en otro cuerpo acuoso. Examina ndo la Figura 16.5, se puede ver que la característi(."a más obvia de un perfil longitudinal típico es un gradiente decreciente constante desde la cabecera hasta la desemoocaduI'<l. Aunque existen muchas irregularidades loca les, el perfi l general es una suave curva cóncava en sentido ascendenre.

El perfil longitudi na l muestra que el gradiente disminuye corriente abajo. Para ver c()mo cambian otros factores en la misma dirección, deben hacerse ohservaciones y medidas. Los datos recogidos en estaciones de aforo sucesivas a lo largo del río, demuestran que el caudal aumema hacia la desem bocadura. Esto no dehería pillarnos de sorpresa, porque, a medida que descendemos corriente abajo, cada vez más afluentes aportan agua al cauce principal. En el caso del Amazonas, por ejemplo, unos 1.000 afluentes se unen al río pn.ncipal a lo largo de su curso, de 6.500 kilómetros, a través de Surnmérica.

Además, en la mayoría de las regiones húmedas se está añadiendo continuamente más agua procedente del agua subterd nea. Debido a el lo, deben cambiar la anchura, la profundidad y la velocidad en respuesta al mayor volumen de agua transportada por la corriente. De hecho, se ha demostrado que los cambios corriente abajo de esas variables varían de una manera similar a lo que ocurre cuando :;!umenta el cauda l en un lugar; es decir, aumentan de manera sistemática la anchura, la profundidad y la velocidad.

El aumento observado de la \'clocidad media corriente abajo contradice nuestras impresiones intuitivas relativas a las corrientes montañosas, turbulentas y salvajes, }' a la placidez y anchura de los ríos de las tierras bajas. La corriente de montafi.a tiene velocidades rurbulen-

... Figura 16 .5 El perfil longitudinal

Desembocadura

es un corte a lo largo de la longitud de una corriente fluvial. Obsérvese la curva cóncava hacia arriba del perfil. con un gradiente más inclinado corriente arriba y un gradiente más suave corriente abajo.

452

e

A p í T UL

o

16

Corrientes de aguas superficiales

tas instantáneas mucho más elevadas, pero el agua se desplaza en vertical, en lateral y de hecho corriente arriba en algunos casos. Por tanto, la velocidad media del flujo puede ser inferior en un río plácido y ancho, que «fl uye pausadamente» con mucha eficacia y bastante menos turbulencia.

En la región de la cabecera, donde el gradiente es más empinado, el agua debe fluir en un cauce relativamente pequeño y a menudo lleno de grandes piedras. El pequeño cauce y el lecho escarpado crean gran fricción e inhibición del movimiento enviando el agua en todas direcciones con casi tantO movimiento aguas arriba como aguas abajo. Sin embargo, confonne se avanza comente abajo, el material del lecho de la corriente se hace mucho más pequeño, ofreciendo menos resistencia al flujo, y la anchura y la profundidad del cauce aumentan hasta acomodarse al mayor caudal. Estos factores, en especial un cauce más ancho y más profundo, permiten que el agua fluya más li bremente y. por consiguiente, con mayor rapidez.

En resumen, hemos visto que hay una relación inversa entre gradiente y caudal. Donde el gradiente es alto, el caudal es pequeño y donde el caudal es grande, el gradiente es pequeño. Dicho de otra manera, una corriente puede mantener una velocidad más elevada cerca de su desembocadura aun cuando tenga un gradiente menor que comente arriba debido al mayor caudal, al mayor cauce y al lecho más suave.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN El parte meteorológico de la zona donde vivo suele incluir información sobre la elevación del río que atraviesa la región. ¿Qué es exactamente la «elevación,. ?

Es una de las mediciones básicas realizadas en cada una de las

más de 7.000 estaciones de aforo de Estados Unidos. La elevación es simplemente la altura del agua superficial en relación con un punto de referencia fij ado arbitrariamente. La medición suele realizarse en una estación de aforo. Esta estructura está fonnada por un pozo excavado a lo largo de la orilla del río con un : mnazón a su alrededor que protege el equipo que se encuentra en su interior. El agua entra o sale a través de una o más tuberías que permiten que el agua del pozo ascienda o descienda al mismo nivel que el río. El equipo de registro de la estación de aforo registra el nivel del agua del pozo (la altura del río). Luego se puede acceder a los datos registrados por vía telefónica o éstos pueden ser transmiridos por satélite. Los datos se utilizan para publicar advertencias de inundación, entre otras cosas.

Nivel de base y corrientes en equilibrio En 1875, ) ohn Wesley Powell, el geólogo pionero que explorá por primern vez el Gran Cañón y luego dirigió el U. S. Geologica l Survey, introdujo el concepco de que hay un límite hacia abajo para la erosión de la corri ente fluvial que se denomina nivel de base . Aunque la idea es relativamente obvia, no deja de ser un concepto clave en el estudio de la actividad de la corriente. El nivel de base se define como la menor elevación a la cual una corriente puede profundizar su cauce. En esencia , es el nivel al cual una corriente desemboca en el océano, un lago u otra corriente.

El nivel de base explica el hecho de que la mayoría de los perfiles de las corrientes tenga gradientes bajos cerca de ~'US desembocaduras, porque las corrientes se aproximan a la eJevación por debajo de la cual no pueden erosionar sus lechos. Powe!l reconoció que existen dos tipos de nivel de base: Podemos considerar el nivel del mar como un nivel de base principal, por debajo del cual las tierras secas no pueden ser erosionadas; pero podemos tener también, para propósitos locales o transitorios, otros niveles de base de erosión·.

Al nivel del mar, al cual Powcll denominó «nivel de base principal», se le conoce ahora como nivel de base absoluto. Los niveles de base locales o temporales son los lagos, las capas de roca resistentes y muchas com entes fluvia les que actúan como niveles de base para sus afluentes. Todos tienen la capacidad de limitar una corriente a un cierto nivel.

Por ejemplo, cuando una corriente entra en un lago. su velocidad se aproxima rápidamente a cero y cesa su capacidad de erosionar. Por tanto, el lago evita que la corriente erosione por debajo de su nivel en cualquier punto corriente arriba del lago. Sin embargo, dado que la desembocadura del lago puede producir erosión descendente y drenar el lago, este último representa sólo un impedimento transitorio a la capacidad de la corriente para erosionar su cauce. De una manera similar, la capa de roca resistente del borde de la catarata de la Figura 16.6 actúa como un nivel de base temporal. Hasta que no se elimine el resalte de roca dum. éste limitará la cantidad de erosión vertical corriente arriba.

Cualquier cambio del nivel de base provocará el reajuste correspondiente en las actividades de las corrientes de agua. Cuando se construye una presa a lo largo del curso de una corriente, el pantano que se fonna detrás eleva el nivel de base de la corriente (Figura 16.7). Aguas arriba

• Exp/Qrntifm (Jf rhe CoIar-ado Rrof1' of lIJe Hfst (WashingtOn, O.e.: lnsti-

ruci6n Smithsoniana, 1875), p~g. 203.

Nivel d e base y corri entes en equilibrio

453

.. Figura 16.6 Una capa resistente d e roca

Nivel d e base absoluto

puede actuar como u n nivel d e base local (temporal). Dado que la capa m ás duradera se erosiona más despacio, limita la cantidad de erosión en la verti cal corrien te arriba.

l Nivel de base absoluto

l • B. Nivel d e base absoluto

l

Perfil de la corriente ajustado al nivel de base absotuto

c. .. Figura 16 .7 Cuando se construye un dique y se forma un embalse, el nivel de base de la corriente se eleva. Esto reduce la velocidad de la corri ente e induce el depósi to y la reducción del gradiente corriente arriba del em balse.

MM

.¡

Nivel de

nivel de base _.. . ' . Embalse

B.

1

Perfil original L-______________________________ __ _______

del pantano, el gradiente de la corriente se reduce, disminuyendo su velocidad y, por consiguiente, su capacidad transportadora de sedimentos. La corriente, ahora incapaz de transportar toda su carga, depositará material, elevan-

~

~

do con eUo su cauce. Este proceso continúa hasta que la corriente vuelve a tener un gradiente suficiente para transportar su carga. E l perfil del nuevo cauce sería similar al del antiguo, excepto en que sería algo más elevado.

454

r

CAP TUL O 1 6 Corrienl es de aguas superficiales

Si, por otra parte, el nivel de base se redujera, ya fuera por elevación del terreno o por una caída del nivel del mar, la corriente se reajustaría de nuevo. La corriente, ahora por encima del nivel de base, tendría un exceso de energía y erosionaría su cauce para establecer un equilibrio con su nuevo nivel de base. La erosión progresaría pri mero cerca de la desembocadura, luego acruaría corriente arriba hasta que el perfil de la corriente de agua se ajustara a lo largo de toda su longitud.

La observación de que las corrientes ajustan su perfil a los cambios del nivel de base indujo el <.:'O ncepto de rorriente en equilibrio. Una corriente en equilibrio tiene la pendiente correcta y otras características de cauce necesarias para mantener precisamente la velocidad necesaria para transportar el material que se le swninistra. Como promedio, un sistema en equilibrio no erosiona ni deposita el material, simplemente lo transporta. Una vez que una corriente ha alcanzado este estado de equilibrio, se convierte en un sistema autorregulador en el cual un cambio de una característica produce un ajuste de las otras para contrarrestar el efecto. Refiri éndonos de nuevo a nuestro ejemplo de una corriente que se ajusta a una reducción de su nivel de base. la corriente no sería en equilibrio mientras estUviera erosionando su nuevo cauce, pero alcanzarla este estado después de que hubiera cesado la erosión por abordamiento.

Erosión de las corrientes fluviales Las corrientes erosionan sus cauces de tres maneras: recogiendo los granos débilmente consolidados, mediante abrasión y por disolución. La última de eUas es con mucho la menos significativa. Aunque se produce algo de erosión por la disolución del lecho de roca soluble y los derrubios del cauce, la mayoría del material disuelto en una corriente procede de los flujos de entrada del agua subterránea.

Como vimos antes, cuando el fluj o del agua es turbulento, el agua hace remolinos. Cuando un remolino es lo sufi cientemente fu erte, puede desalojar parúculas del cauce y recogerlas en el agua en movimiento. De esta manera, la fuerza de las aguas corrientes erosiona los materiales poco consoJjdados del lecho y los márgenes de la rorriente. Cuanto más fuerte sea la comente, con mayor eficacia recogerá los granos. En algunos casos, el agua es empujada a través de grietas y planos de estratificación con la suficieme fuerza como para recoger en sentido estricto trozos de roca del lecho del cauce.

La observación de una corriente fangosa demuestra que las corrientes de agua pueden recoger y transportar derrubios. Sin embargo, no es tan obvio que Wla corriente sea capaz de erosionar la roca sóJjda de una manera simi lar al

papel de lija. Exactamente igu.11a como los granos del papel de lija pueden desgasta r un troro de madera, la arena y la grava transportadas por una corriente erosionan un cauce de roca. Muchos des6Jaderos de laderas empinadas atraviesan la roca sólida porque el incesante bombardeo de partículas contra el lecho y los márgenes de un cauce sin'en como testimonio de su fuena erosiva. Además, los granos de sedimento se gastan también por sus muchos impactos con el cauce y entre sí. Por t:.lnto, arañando, frorando y golpeando, la abrasión erosiona el cauce de roca y alisa y redondea simultáneamente los granos que desgastan.

Rasgos geológicos comunes en los k'Chos de algunos ríos son depresiones redondeadas conocidas como pilaneones o mannitas de gigante, que se crean por la acción abrasiva de los granos que giran en torbellinos de rápido movimiento. El movimiento rotacional de la arena y lo.. cantos rodados actúa como un ta ladro que orada los agujeros. Conforme los gra nos se van desgastando hasta desaparecer, se ven sustituidos por otros nuevos que continúan el taladro del lecho de la corriente. Finahnente pueden producirse depresiones suaves de varios metros de diámetro y exactamente igua l de profundas.

Transporte del sedimento por las corrientes Las corrientes son el agente erosivo más importan te de la Tierra . No sólo tienen la capacidad de excavar sus cauces. sino que también pueden transportar enormes ca ntid ad~ de sedimento producido por meteorización. Aunque la erosión del cauce de una com ente aporta cantidades significativas de material para el transporte, con mucho la mayor cantidad de sedimento transportada por una camen te procede de los productos de la metl."Orización. La meteorización produce cantidades tremendas de material que son liberadas a la corriente por la escorrcntía en lámina, los procesos gravitacionales y el agua subterránea.

Las corrientes transportan su catga de sedimentos de tres maneras: (1) en solución (carga disuelta); (2) en suspensión (carga suspendida), y (3) a lo largo del fon do del cauce (carga de fondo). Veamos ahora cada una de eUas.

Carga disuelta La mayor porción de la carga disuelta transportada por la mayoría de las corrientes es suministrada por el agua subterránea. Cuando el agua atraviesa el terreno, lo primero que adquiere son los componentes solubles del suelo. _-\ medida que profundiza más a través de grietas y poros del lecho de roca subyacente, puede disolver más materia mineral. Por último, gran parte de esta agua, rica en minerales, llega a las corrientt!S fluviales.

Transporte del sedimento por las corrientes

La velocidad del flujo de la corriente no tiene, en esencia, efecto alguno sobre la capacidad de la corriente para transportar su carga disuelta. Una vez disuelto, el material va adonde quiera que vaya la corriente, con independencia de la velocidad. Se produce precipitación sólo cuando cambia la composición química del agua.

La cantidad de material transportado en solución es muy variable y depende de factores como el clima y el contexto geológico. Nonnalmente, la carga disuelta se expresa como panes de material disuelto por partes de millón de agua (pan es por millón, o ppm). Aunque algunos ríos pueden tener una carga disuelta de 1.000 ppm o más, la cifra media para los ríos de todo el mundo se calcula entre 11 5 y 120 ppru. Las corrientes suministran a los océanos casi 4 millones de toneladas métricas de material disuelto al año.

Carga suspendida La mayoría de las corrientes (pero no todas) tnlnsporta la mayor parte de su carga en suspensión. De hecho, la nube visible de sedimento suspendido en el agua es la porción más obvia de la carga de una corriente. Normalmente sólo los granos del tamaño de la arena fina , el limo y la arcilla pueden ser transportados de esta manera, pero durante la época de las inundaciones se transportan también partículas mayores. También durante esta época de las inundaciones, la cantidad total de material transportado en suspensión aumenta de manera notable, como pueden verificarlo las personas cuyos hogares se han convertido en los centros de sedimentación de este material. Durante la época de las inundaciones, se dice que el río Huanghe (río Amarillo) de China transporta una cantidad de sedimento igual en peso al agua que Ueva. Ríos como éste se describen apropiadamente como «demasiado densos para beber pero demasiado tenues para cultivar».

El tipo y la cantidad de material transportado en suspensión están controlados por dos factores: la velocidad del agua y la velocidad de sedimentación de cada grano de sedimento. La velocidad de sedimentación se define como la velocidad a la cual cae una partícula a través de un fluido inmóvil. Cuanto mayor sea la partícula, más depri. sa se dirige al lecho de la corriente. Además del tamaño, la fonna y el peso especifico de los granos influyen también en la velocidad de sedimentación. Los granos planos se hunden en el agua más despacio que los esféricos, y los granos densos caen hacia el fondo más deprisa que los granos menos densos. Cuanto más lenta sea la velocidad de sedimentación y más fuerte la turbulencia, más tiempo pennanecerá en suspensión una partícula de sedimento y más lejos será transportada corriente abajo por el flujo del agua.

455

Carga de fondo Una parte de la carga de material sólido de una corriente consiste en sedimento demasiado grande para ser transportado en suspensión. Estos granos más gruesos se mue"en a lo largo del fondo de la corriente y constituyen la corga de fmdo (Figura 16.8). En ténninos de trabajo erosivo realizado por una comente, la acción de molienda de la carga de fondo es de gran importanci a.

Los granos que constituyen la carga de fond o se mueven a lo largo del mismo mediante rodamiento, deslizamiento y saltación. El sedimento que se mueve por saltación (saltare = saltar) parece saltar o brincar a lo largo del lecho de la corriente. Esto ocurre cuando los granos son propulsados hacia arriba por las colisiones O levantados por la corriente y luego transportados corriente abajo una corta distancia hasta que la gravedad los empuja de nuevo hacia el lecho de la corriente. Los granos que son demasiado grandes o densos para moverse por saltación o bien ruedan o se deslizan a lo largo del fondo, según sus fomlas.

A diferencia de las cargas suspendidas o disueltas, que están constantemente en movimiento, la carga de

• Figura 16.8 Aunque la carga de fondo de muchos nos cOflsiste en a rena, la de esta coniente está constituida por cantos rodados grandes que se ven fácilmente durante los períodos de descenso del nivel de ag ua. Dura nte las inundaciones, las rocas apa re ntemente inmóviles de este cauce ruedan a lo largo del lecho de la corriente.

El grano de tama ño máximo que una corriente puede mover viene determinada pot" la velocidad del agua. (Foto de E. J. Tarbuck.)

456

CA P í TUL O 1 6 Corrientes de aguas superfkiales

fondo está en movimiento sólo de manera intennitente, cuando la fue rza del agua es suficiente para mover los granos más grandes. La carga de fondo no suele superar el 10 por ciento de la C'drga total de una corriente, aunque en unas ¡:K)C3S puede constiruir hasta el 50 por ciento de la carga total. Por ejemplo, consic!.eremos la distribución de los 750 millones de toneladas de material transportado al golfo de México por el río Mississippi cada año. De este tocal, se calcula que aproximadamente el 67 por ciento es transportado en suspensión, el 26 por ciento en solución y el 7 por ciento restante oomo carga de fondo. Los cálculos sobre la carga de fondo de una corriente deben considerarse con cautela, sin embargo, porque esta fracción de la carga es muy difícil de medir con precisión. La carga de fondo no sólo es más inaccesible que las cargas suspendidas y disueltas, sino que se mueve fundament2lmente durante periodos de inundación cuando el fondo de un cauce de una corriente es más difícil de esrudiar.

Capacidad y competencia La aptitud de una corriente para transportar partículas sólidas suele describirse utilizando dos criterios. En primer lugar, la atrga máxima de partículas sólidas que una com ente puede transportar se denomina capacidad. Cuanto mayor es la cantidad de agua que fluye en una corriente (caudal), mayor es la capacidad de la corriente para arrastrar el sedimento. En segundo lugar, la competencia de una corriente indica el L1maño de grano máximo que Wla corriente puede transportar. La velocidad de una corriente determina su competencia: cuanto más fuerte es el flujo, más grandes son los granos que puede transportar en suspensión y como carga de fondo.

Como regla general, la competencia de una com ente aumenta en un valor igual al cuadrado de su velocidad. Por tanto, si la velocidad de una corriente se duplica, la fu erza del impacto del agua aumenta cuatro veces.

Si la velocidad se triplica, la fuerza aument2 nueve veces, y así sucesivamente. Por consiguiente, los grandes cantos rodados visibles a menudo durante una etapa de nivel de agua bajo y que parecen inmóviles pueden, de hecho, ser transportados durante las etapas de inundación, debido al aumento de la competencia de la corriente (Figura 16.8).

Ahora debemos aclarar por qué se producen durante las inundaciones la erosión y el transporte de sedimentos más intensos. El aumento del caudal se traduce en una mayor capacidad; el aumento de la velocidad produce una mayor competencia. Con el aumento de la velocidad, el agua se vuelve más rurbulenta, y se ponen en movimiento partículas cada vez más grandes. En el curso de bln sólo unos pocos dias, o quizá sólo unas pocas horas, en una etapa de inundación, una corriente puede erosionar y transportar más sedimento que durante meses de flujo normal.

Depósitos de sedimentos por las corrientes fluviales Siempre que la velocidad de una corriente disminuye, 5C competencia se reduce, y los granos de sedimento se depositan en un orden definido por tamaños. A medida qut el flujo de la corriente disminuye por debajo de la velocidad de sedimentación crítica de una partícula detenninada, empieza a depositarse el sedimen to de esa categoria.

Por tanto, el transporte de la corriente proporciona UD mecanismo por medio del cual se separan los granos sóbdos de diversos tamaños. Este proceso, denominado selección, explica por qué los granos de tamaño sim.ilar depositan juntos.

El material bien seleccionado típicamente d e~ sit2do por una corriente de agua se denomina aluvión. término general utilizado para definir Jos sedimentos depositados por una corriente fluvi al. Muchos rasgos de~ sicionales diferentes están compnestos por aluvión. Algunos de esos rasgos pueden encontrarse dentro de los. cauces de los nos, 3lgunos aparecen en el suelo de los V3Des adyacentes a los cauces y otros en la desembocadurs de la corriente.

Depósitos de canal A medida que un río transporta el sedimento hacia el mar. algo del material puede depositarse dentro del cauce. LQ5' depósitos de canal están compuestos la mayoría de las n~­ ces por arena y grava, los componentes más gruesos de La: carga de una corriente, a los que se suele denomi nar como barras. Sin embargo, son sólo elementos transitorios, ya que el material será recogido de nuevo por el agua corriente y transportado más lejos corriente abajo. Por fin. la mayor parte del material será transportada a su destino último: el océano.

Las barras de arena y grava pueden fonnarse en una gran cantidad de situaciones. Por ejemplo, son comunes allí donde las corri entes fluyen en una serie de recodO$. denominados 'I1IeIl11dros. Conforme la corriente fluye alrededor de un recodo, la velocidad del agua en la parte Cl:terior aumenta, lo que induce erosión en ese punto. Al mismo tiempo, en la parte interior del me3ndro, el agua va más despacio, lo que hace que algo de la carga de serlimento se deposite. Cuando esos depósitos se producen en el punto interno del recodo, se denominan barras de meandro (Figura 16.9). Dicho con más precisión, esos depósitos se describirían mejor como «acumulaciones de arena y grava en forma de cuarto creciente».

A veces una corriente deposita materiales en el fondo de su canal . Si esas acumulaciones se vuelven lo suficientemente gruesas como para obstruir el cauce, obligan

Depósitos de sedimentos pOf las corrientes fluviales

. ---

~:;:---..

- debena de rneetadlo

..

Erosión del margen

_ .... . . .

a la corriente a dividirse y seguir varios caminos. La consecuencia es una red compleja de canales convergentes y divergentes que se abren camino entre las barras. Debido a que esos canales tienen una apariencia entrelazada, se dice que la corriente es anastomosada (Figura 16.10). Los mo-

...

f~ur.

457

... Agura 16.9 Cuando una corriente forma meandros, su zona de máxima vek>cidad se desvía hada el margen externo. Una barra de meandro se deposita cuando el agua del interior de un meandro disminuye de velocidad. Erosionando el margen externo y depositando material en el interno de un recodo, una corriente es capaz de desvia r su cauce.

deJos anastomosados se funn an con mucha mis frecuencia cuando la carga suministrada a una corriente supera su com petencia o su capacidad. Esto puede ocurrir bajo diversas circunstancias: (1) si m I aflu ente con más gradiente y turbulencia en tra en una corriente principal, su carga de

16.10 Corriente anastomosada atascada con sedimentos cerca de la superficie de un glaciar en fusión. (J=oto de 8radford Washburn.)

458

e A p í TUL o

1 6 Corrientes de aguas super1idales

fondo rocosa puede deposita rse en el punto de confluencia porque la velocidad desciende de manera abrupta; (2) también se puede proporcionar u na carga excesiva cuando se precipitan en un cauce los derrubios procedentes de pendientes estériles durante un intenso chaparrón; (3) puede h aber CACeso de carga al final de un glaciar donde el sedim ento erosionado por el hielo se descarga de golpe en una corriente de agua fundida que fluye alejándose del glaciar.

Las corrientes anastomosadas se fonnan también cuando hay un descenso abrupto del gradiente o del caudal de la corriente. La última situación puede producirse corno consecuencia de una disminución de las precipitacio nes en el área drenada por la corriente. También se produce habitualmente cuando la corriente abandona un área húmeda, donde tiene muchos afluentes, y entra en una región seca, con pocos afluentes. En este caso, la pérdida de agua JX>r evaporación e infiltració n en el cauce se traduce en una disminución del caudal.

mas un muestreo del aluvión que cubre una llanura de inundación, encontrariamos que consiste, en parte, en areod.! gruesas y gravas que fueron depositadas originalmente como barras de meandro por los meandros que se desviaron laterahnente a través del suelo del valle. Otros sedimentos esurán compuestos por arenas finas, limos y arcillas que se diseminaron a través de la Danura de inundación cuando d agua desbordó SU cauce durante la etapa de inundación.

Los lÍos que ocupan valles con suelos amplios y planos a veces crean fono as denominadas diques naturales que flanquean el cauce de la corriente. Los diques na(\!rales se fonnan como consecuencia de inundaciones sucesivas a lo largo de muchos años. Cuando una corrientt se d esborda por sus m árgen es, anegando la llanura dt inundación, el agua fluye sobre la superficie como una amplia lámina. D ebido a q ue un modelo de flujo de este OP'l' reduce significativamente la velocidad y la turbulencia dd agua, la porción más gruesa de la carga suspendida se deposita en franjas que bordean el cauce. Confo nne el agu se va expandiendo sobre la llanura de inundación, se \ '.,m depositando cantidades cada vez m eno res de sedimentCl"! cada vez más finos sobre el suelo del valle. Esta distribución no unllonne del material produce la pendiente suave, casi imperceptible, del dique n atural (Figura 16. 11). l.Qs diques naturales del bajo Mississippi se ele>."3.ü seis m etros por encima d e las porciones inferiores del suelo del valle. El área siruada por detrás del dique est%

Depósitos de llanura de inundación Como su propio nombre indica, una llanura de inundación es la parte de un valle que se anega durante una inundación.

Casi todas las corrientes están flan queadas por llanuras de inWldación. Aunque algunas son elementos impresionantes del paisaje, que abarcan muchos kilómetroS, otras tienen Wla anchura modesta de tan sólo unos pocos metros. Si hiciérn-

... Figura 16.11 los d iques naturales son estructuras de pendiente suave creadas por inundaciones re petidas. Dado que cerca del cauce de la coni(>nle el terreno es más alto q ue la llanura de inundadón adyacente, se desarrollan ciénagas y afluentes yazoo.

Uanura de ;nUllda .

Pared del valle

- oL,>:t::.._ - ""'"

.

ClÓf"!

---..¡

Afluente ya2:DO

/

Sedimentos gruesos Sedimentos finos _~r-

,,.._--de inUndación

- - 1VfCI

-

.'

""....~

naMaJes

--

-

--.'-'1;

--.¡

Dep6sltos de sedimentos por las conientes fluviales

característicamente poco drenada por la razón obvia de que el agua no puede fluir hacia el río, por encima del dique. A menudo se produce un tipo de pantano denominado ciénaga. Cuando un aAuente entra en un valle que tiene importantes diques naturales, quizá no sea capaz de abrirse camino hacia el cauce principal. Por consiguiente, el afluente puede Auir por la ciénaga en paralelo al río principal durante muchos kilómetros antes de atravesar el dique natural y unirse a él. Estas corrientes se denominan aflu e ntes yazoo, debido al río Yazoo, que corre en paralelo al bajo Mississippi durante más de 300 kiJÓmetros.

Abanicos aluviales y deltas Dos de las fonnas del terreno más comunes compuestas ¡x>r aluviones son los abanicos aluviales y los deltas. A veces son de fonna similar y se depositan esencialmente por la misma razón: una pérdida abrupta de competencia en una romenre fluvial. La distinción fundamental entre ellos es que los abanicos aluviales se depositan en tierra mientras que los deltas se depositan en un cuerpo de agua. Además, los abanicos aluviales pueden ser bastante abruptos. mientras que los deltas son relativamente planos, sobresaliendo escasamente por encima del nivel de la superficie del océano o lago en el cual se fonnaron.

459

Abanicos aluviales Los abanicos a1uviales se desarrollan nonnalmente donde una corriente fluvial de gradiente aIro abandona un valle estrecho en terrenos montañosos y sale súbitamente a una llanura amplia y llana o a un fondo de valle. Los abanicos aluviales se fonnan como respuesta a la caída abrupta del gradiente, que se combina con un cambio de posición y tamaño del cauce, de un cauce estrecho, de una corriente de montaña, a cauces menos confinados situados en la base de las mont.ulas. La caída súbita de velocidad hace que la corriente libere rápidamente su carga de sedimento en una acumulación que tiene fornla clara de cono o abanico. La superficie del abanico se inclina hacia fu era siguiendo un amplio arco desde un ápice situado en la desembocadura del escarpado valle. Nonnalrnente, el material grueso se deposita cerca del ápice del abanico, mientras que el material más fino es transportado hacia la base del depósito.

Como vimos en el Capítulo 15, los cañones escarpados de las regiones áridas son lugares fundamentales para los flujos de derrubios. Por consiguiente, debe esperarse que muchos abanicos aluviales de éstas áreas tengan depósitos de Aujos de derrubios intercaJados con el aluvión.

Deltas Al contrario que un abanico aluvial, el delta se fonna cuando una corriente entra en un océano O wl lago.

En la Figura 16.12A se muestra la estructura de un delta

Lago

Capas de techo

---

DiStribuidores

A. ~do_

.. figura 16.12 A. Estructura de un delta simple que se forma en las aguas relativamente tranquilas de un lago. B. Cre<:imiento de un delta simple. Conforme una corriente amplía su cauce, el gradiente se reduce. Frecuentemente, durante la etapa de inundación, el río se desvía a una ruta de mayor gradiente, formando un nuevo distribuidor. l os antig uos distrib uidores abandonados son gradualmente invadidos por la vegetad6n acuática y rellenos con sedimentos. (Tomado de Ward's Natural Science Establishment, Ine., Rochester, N.Y.)

460

r

CAP TUL O 1 6 Corrientes de aguas superficiales

simple que podría formarse en las aguas relativamente tranquilas de un lago. A medida que se va desacelerando el movimiento del agua al entrar en c1lago, la corriente deposita su carga de sedimentos. Estos sedimentos aparecen en tres tipos de capas. Las copas frrmtaJes están compuestas por partículas más gruesas que se depositan casi inmediatamente al entrar en el lago para forma r estratos con pendiente descendente en el sentido de la corriente desde el frente del delta. Las capas frontales suelen estar cubiertas por capas de techo horizontales y delgadas que se depositan durante los períodos de inundación. Los limos y arcillas más finos se sedimentan a cierta distancia desde la desembocadura en capas casi horizontales denominadas copas de btm.

Conforme el delta va creciendo, el gradiente de la corriente disminuye continuamente. Esta circunstancia acaba induciendo la obstrucción del cauce con sedimentOS procedentes del agua de movimiento lento. Como consecuencia, el río busca una vía más corta y de gradiente más elevado al del nivel de base, como se ilustra en la Figura 16.12B. Esta ilustración muestra cómo el cauce principal se divide en varios cauces más pequeños, denominados distribuidores. La mayoría de los deltas se caracteriza por estaS desviaciones del cauce que actúan de una manera opuesta a la de los afluentes. En vez de transportar agua al cauce principal, los distribuidores transportan el agua desde el cauce principal, siguiendo varios caminos, hasta el nivel de base. Después de numerosas desviaciones del cauce, el delta simple puede crecer hasta adquirir la forma triangular de la letra gri ega delta (6), a la cual debe: su nombre (Figura 16.13). Obsérvese, sin embargo, que muchos deltas no exhiben esta forma. Las diferencias de configuración de las líneas de costa, y variaciones en la naturaleza y la fuena de la actividad de las olas, producen muchas fonnas diferentes.

Aunque los deltas que se fonnan en el océano exhiben generalmente la misma fonn a básica que los accidentes simples depositados en los lagos que se acaban de describir, la mayoría de los grandes deltas marinos son bastante más com plejos y tienen capas fronta les que están inclinadas según ángulos mucho menores que los mostrados en la Figura 16. 12A De hecho, muchos de los grandes ríos del mundo han creado deltas impresionantes, cada uno con sus propias peculiaridades y ninguno tan simple como el mostrado en la Figura L6. 12B. El delta del Mississippi Muchos grandes ríos tienen deltas que se extienden a lo largo de miles de kilómetros cuadrados. El delta del río Mississippi es uno de ellos. Se produjo por la acumulación de enonnes cantidades de sedimentos derivados de la gran región drenada por el río y sus afluentes. En la actualidad, Nueva Orleans descansa donde hubo océano hace menos de 5.000 años. En la

o

50

Kll6metros

.lA. Agur. 16.1) Las formas de los deltas varían y dependen de factores como la carga de sedimento de un y la fuer2a y la naturaleza de 105 procesos costeros. la forma triangular d el del ta del Nilo fue la base para dar nombre a este elemento mo rfológico. En la image n de satélite, el delta y las zonas bien regadas adyacentes al Nilo destacan e n un fuerte contraste con el desierto circundante del Sáhara. (NASNGSFC/METI/ ERSDAC/ jAROS, y Equipo Científico ASTER de Estados UnidoslJapón.)

no

no

Figura 16. 14 se muestra la porción del Mississippi que se ha acwnulado durante los últimos 5.000 a 6.000 años.

Como se ilustra en la figura, el delta es realmente una serie de siete 5ubdeltas reunidos. e:ada uno se fonnó cuando el río abandonó el cauce existente entonces para encontrar una vía más corta y más directa al golfo de México. Los subdeltas se entrelazan y se cubren parcialmente unos a otros para producir una estructura mu~­ compleja. También se observa en la Figura 16.1 4 que, después de que cada porción fue abandonada, la erosión costera modificó el delta. El subdeh::a actual, denominado delta en potA de pájaro, debido a la configuración de sus

Depósitos de sedimentos por las corrientes fluviales

461

Golfo de Mexico

.. Flgwa 16.14 Durante los últimos S.OOO a 6.000 años, cl Mississippi ha construido una serie de sie te subdeltas coalescentes. El número indica el o rden en el cual se deposita ron los subdeltas. El actual delta en pata de pájaro (número 7) representa la actividad de los últimos SOO años. Sin los esfue rzos humanos, el curso actual cambia na y seguiría la vía del no Atchafalaya. El recuadro de la izquierda muestra el punto do nde el Mississippi puede romper algún dra (flecha) y acortar su camino al golfo de Mé xico . (Tomado de C. R. kolb y J. R. Van l o pik.)

distribuidores, ha sido acumulado por el Mississippi en los últimos 500 años.

En la actualidad, este delta activo se ha extendido lo más lejos que las fuerzas de la naturaleza le han pennitido. D e hecho, durante muchos años el no ha estado luchando por atravesar un estrecho cuello de tierra y desviar su curso al del río Atchafa laya (véase inserto de la Figura 16. 14). Si llegara a ocurrir esto, el Mississippi abandonaría su í."amino de 500 kilómetros más bajo a favor de la ruta de 225 kilómetros, mucho más corta, del Atchafalaya.

Desde principios de los años 40 hasta finales de la década de los 50, una porción creciente del caudal del Mississippi se desvió a este nuevo camino, lo que indica que el río estaba Listo para desviarse y empez;tr ::t cnn!;truir un nuevo ~ubdelta.

Paca evitar este acontecimiento y conseguir que el Mississippi siguiera su curso actual, se levantó una estructura en fonna de dique en el lugar por donde el cauce estaba intentando atravesar. Las inundaciones de principios de los años 70 debilitaron la estrucntra de control, y el río amenazó de nuevo con desviarse hasta que se completó un dique auxiliar a mediados de 1980. Con el

paso del tiempo, al menos se ha evitado lo inevitable, y el río Mi ~issippi continuará fluyendo por Baton Rouge y N ueva Orleans en su camino hacia el golfo de Mé'<.ico (véase Recuadro 16.1).

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN Sabemos que todos los ríos transportan sedimentos, pero ¿tienen deltas todos los nos?

Sorprendentemente, no. Las corrientes que transportan grn.ndes cargas de sedimentOS pueden carecer de deltas en sus desembocaduras porque las o las oceánicas y las corrientes potentes redistribuyen con rapidez el material justO cuando éste es depositado (el no Colombia en el noroeste del Pacífico es un ejemplo de este fenómeno). En otros casos, los ríos no transportan las cantidades suficientes de sedimentos como para fonnar un delta. E l río San Lorenzo, por ejemplo, tie· ne pocas posibilidades de recoger sedimentos entre el lago Ontario y su desembocadura en el golfo de San Lorenzo.

462

e A p r TU L o

1 6 Corrientes de aguas superficiales

las zonas húmedas costeras desaparecen del delta del Mississippi Las zonas h úmedas costeras se fonnan en ambientes protegidos como las ciénagas, los bajos mareaJes, las marismas costeras y los brazos pantanosos. Son ricos en vida silvestre y pro porcionan suelos ricos en vida microscópica e importantes paradas intermedias para las aves acuáticas y migratorias. así como zonas de desove y hábitat valiosos para los peces.

El delta del río Mississippi en Louisian a contiene alrededor de un 40 por ciento de todas las zonas húmedas costeras de los 48 estados inferiores. Las zonas húmedas de Louisiana están p rotegidas de la acción de los huracanes y las tormentas invernales gracias a unas islas barrera situadas enfrente de la costa. Tanto las zonas húmedas como las islas protectoras se h an fonnado como consecuencia del desvío del río Mississippi durante los últimos 7.000 años.

La dependencia de las zonas húmedas costeras de Louisiana del río Mississippi y sus afluentes como fuente directa de sedimentos y agua dulce los hace vulnerables a los cambios en el sistema fluvial.

Además, la dependencia con respecto de las islas barrera para la protección de las olas causadas por las tormentas convierte las zonas húmedas costeras en estructuras vulnerables cuando estas islas estrechas del ütoral se erosionan.

En la actualidad, las zonas húmedas costeras de Louisiana están desapareciendo a una velocidad alarmante. Aunque Louisiana contiene el40 por ciento de las zonas húmedas de los 48 estados inferiores, representa el 80 por ciento de la pérdida de zonas húmedas. Según el U. S. Geological Survey, Louisiana perdió casi S.OOO kilómetrOS cuadrados de zona costera entre 1932 y 2000. El estado continúa perdiendo entre 65 y 91 lciló metros cuadrados cada año. A esta velocidad, desaparecerán otroS 1.800 a 4.500 kilómetros cuadrados bajo el b'Olfo de México el año 2050-. El cambio climático global podría aumentar la gravedad del proble-

.. JlÚJr ..J..ouiI;iaruo!l Vanishing Wetlands, Coiog.

Going ...• en Stinon-, Vol. 189. 15 de sepcicmbn: de 2~,

pipo

I.~)

ma porque la ascensión del nivel del mar y las tormentas tropicales más fuerteS acelerarlan las velocidades de la erosión de la " " " , -.

¿Por qué <'Stán disminuyendo las zonas húmedas de Louisiana? La resp uesta es doble: el cumbio natural y la tUtividad lnmuma. En primer lugar, el delta del Mississippi y sus zonas húmedas están cambiando n aruralmente de manera con tinua. Confonne los sedimenoos se acu•• El recuadro l O.} ...La vulnel'\lbilidad o;k la cosu a la elevación del o;"-el del ,tIlu-.. ampli. la irtfurnw:ión sobre eso po5ibilidad.

mulan y forman el delta en una zona, la erosión y la subsidencia provocan pérdidas en el resto (Figura 16.A). C uando el río se desvía, las zonas de crecimiento ~. destrucción del delta también se desvían.

En segundo lugar, desde que Uegaron los seres humanos, la velocidad de destrucción del delta y sus zonas húmedas se ha acelerado.

Antes de que los europeos ocuparan el delta, el río Mississippi inundaba sus orillas con regularidad en las inundaciones estacionales. Las grandes cantidades de sedimt!fltos depositadas renovaban el suelo e impedían que el delta se hundiera por

... Figura 16.A Imagen de satélite de una porción del delta del rio Mississippi e n mayo de 2001 . la imagen cubre un área de 54 x 57 kilómetros. Durante Jos últimos 600 años más o menos, la corriente principal del río ha segutdo su curso actual, extendiéndose a l suroeste de Nueva OrIearu. Durante este periodo, el delta avanzó hada el interior del golfo de México a una velocidad aproximada de 10 kilómetros por siglo. (Imagen de la NASA)

Valles fluviales

debajo del nivel del mar. No obstante, con la población vinieron los esfuerros por controlar las inundaciones y el deseo de mantener y mejorar la na" egación en el río . Se construyeron diques artificiales para contener el río ascendente dura nte el periodo de inundació n. Con el tiempo, los diques se extendieron hasta la desembocadura del Mississippi para manrener el canal abierto para la navegación.

Los efectos han sido claros. Los d iques impiden que los sedimentos y el agua dulce se dispersen en las zonas húmedas. En lugar de eso, se fuerza el río a tra nsportar su carga hacia las aguas profundas de la desembocadura. Mientras tanta, los procesos de compactación, ~'Ub­ sidcncia y erosión de las olas continúan.

Puesto que no se añaden los sedimenros suficientes como para compensar estas fuerzas, el tamaño del delta y la extensión de sus zonas húmedas disminuyen de manera gradual.

El problema ha sido agravado por W1lI disminución de los sedimen ros transportados por el Mississippi, que se ha reducido en aproximadamente el 50 por ciento durante los últimos 100 años. Una porción sustancial de la reducción es consecuencia de la retención de los sedimentos en grandes estanques creados por las presas construidas en los afluentes del

Mississippi.

Otro factor que contribuye a la reducción de las zonas húmedas es el hecho de que en el delta hay 13.000 kilómetros de

Valles fluviales Corrientes de aguas superficiales ., Repaso de los valles y las caracte rísticas relacionadas con las corriente s Los valles son los accidentes geográficos más comunes de la superficie de la TIerra. D e hecho, existen en un número tan grande que nunca se han contado, excepto en áreaS limitadas utilizadas para el esrudio. Antes de fin alizar el siglo >..1X, se creía que los valles eran creados por acontecimientos catastróficos que separaban la corteza y creaban hondonadas en las cuales las corrientes de agua podían fluir. En la actualidad, sin embargo, sabemos que, con pocas excepciones, las corrientes crean sus propios valles.

Una de las prim eras afirmacio nes claras de este hecho fue la realiza da por el geólogo inglés, J oho Playfair, en 1802. En su bi en conocido crabajo,lIIustrntiom of the HuttQllinll Tbeory ofthe Enrtb, Playfair estableció el principio que ha acabad o llamándose la ley de Playfa ir: C'...ada TÍo parece consistir en un tronco principal, alimentado por una variedad de ramas, cada una de las cuales corre por un valle proporcional a su tamaño, y todas eUas juntas fo n nan un sistema de valles, que se comunican unos con otros, y que tienen un ajuste tan bueno de sus declives, que ninguno de ellos se une al valle principal, ni en un nivel demasiado alto ni en uno demasiado bajo; unas circunstancias que senan definitivamente improbables si cada uno de esos valles

463

canales de navegación. Estas ahenuras artificiales al mar pennite.n que las aguas saladas del golfo se adentren m ucho en la tierra. L a invasión del agua salada y la acción mareal p rovocan la extinción de las marismas.

Comprender y modificar el im pacto humano es una base necesaria para cualquier plan de red ucción de la pérdida de zonas húmedas en el delta del Mississippi. El U. S. Geological Survcycodlcula quc restaurar las costas de Lou isiana costará unos 14.000 millones de dólares d urante los próximos 40 años. ¿V q ué ocurrirá .si no se hace nada? Los funcionarios estatales y federa les estiman que los COStes de la inacción superarlan los 100.000 millones de dólares.

no fuera obra del trabajo de la corriente que fl uye por ellos·.

Las observaciones de Playfair no só lo fueron esencialmente correctas, sino que fueron escritas en un estilo que rara vez se alcanza en la prosa científica.

Los valles fl uviales pueden dividirse en dos tipos generales: valles estrechos en forma de V y valles anchos con fondo plano. Se trata de dos formas extremaS ideales, con muchas gradaciones entre eUas.

Valles estrechos En algunas regiones áridaS, donde la erosión por excavación es rápida y la meteorización lenta, y en los lugares donde la roca es particularmente resistente, los valles estrechos pueden tener paredes casi verticales. Sin embargo, la mayoría de los valles, incluso los que son estrechos en su base, tienen una anchura m ucho mayor en la parte superior que la del cauce del fondo. Esto no ocurriría así si el único agente responsable de la erosión de los valles fueran las comentes q ue fluyen a su través.

La forma de las paredes de la mayoría de los valles es consecuencia de la meteorización, la escorrentía en lámina y los procesos gravitacionales. Consideremos el siguiente ejemplo de este proceso. En la Figura 16. 15 se m uestra la relación entre la carga suspendida y el caudal de una estación de afo ro del río Powder en Wyoming.

Obsérvese que, confonn e aumenta el caudal, lo hace la cantidad de sedimento suspendido. D e hecho, el aumento

• Playf:ai .., John. l/luttrntiom of tlN Huttonitm 77Hory riftbt &mb, Nue\'a York: Dove.. PubJications, pág. 102 (edición facsímil, 1964).

464

CAP f T UL O 1 6 Corrientes de aguas superficiales

1.000.000 ~TT1mr-M4"f11Trr-""'"""""-nrrn,,.

100.000

:.-

e

-

"&

~ 10.000 ;:

o; •

E

e

O

e ~

:o

"~ ,• ••

j "•$

1.000

~

E

Va lles anchos

f-

100 .:;

"l-• ~

10

" .

"•

•

1

1

Las cataratas son lugares donde la corriente sufro: una caída ve-rtical. Son un ejemplo de cataratas las del Niágara. En este caso, las cataratas están sustcntadas por un lecho resistente de dolomía situado encima de una lutiu menos resistente. A medida que el agua se lanza por el borde de la atarata, erosiona la lutita , menos resistente, socavando bajo la dolomía, que acaba por romperse. De ese;. manera, la catarata conserva su acantilado vertical mient:r'a:' que continúa retrocediendo lentamente corriente arriba.

En los últimos 12.000 años, las cataratas del Niágara han retrocedido más de 11 kilómetros.

' .'

..

,':~ ';11I1 10

1 1 1 11111

I 1 1 11 11 1

100

1.000

1 1 I 11111

10.000

Caudal (pIEfl/s)

... fig ura 16 .15 Relación entre la carga suspendida y el caudal del rio PO'Wder en Arvada, Y\oYOming. (Tomado de L B. leopold YThomas Maddock, Jr. U. S. GeoIogical Survey Professional Paper 252, 1953.)

es exponencial; es decir, si el caudal de una estación de aforo aumenta 10 veces, la carga suspendida puede aumentar en un factor de 100 o más. Las detenninaciones y los cálculos han demostrado que la erosión del a uce de la corriente durante periodos de aumento de caudal puede cxpliear sólo una porción del sedimento adiciona l transportado por una corriente. Por consiguiente, gran parte del aumento de carga debe ser liberado a la corriente mediante escorrentía en lámina y procesos gravitacionales.

Un vaUe estrecho en fonna de V indica que el trabajo fundamenta l de la corr iente ha sido la erosión vertical hacia el nivel de base. Las características más destacadas en estos valles son los rápidos y las cataratas. L os dos se producen donde el perfil de la corriente experimenta una caída rápida, una situación nonnalmente producida por variaciones en la erosionabilidad dd lecho de roca en el cual se esbÍ excavando el cauce de la corriente. Un lecho resistente produce un rápido al actuar como un nivel de base transitorio corriente arriba mientras continúa la erosión descendente corriente abajo. Una vez la erosión ha eliminado la roca resistente, el perfil de la corriente vuelve a suavizarse.

Una vez que la corriente aproxima su cauce al nivel de base mediante erosión, se aproxima a una condición en equilibrio, y la erosión vertical se hace cada vez menos dominante. En este momento, la energía de la corriente ~ dirige más de un lado a otro. La razón de este cambio no se entiende del todo, pero probablemente la reducción del: gradiente sea un factor importante. No obstante, ocurre. y la consecuencia es un ensanchamiento del valle conforme le río erosiona primero un margen y luego el otro (Figura 16.1 6). De esta manera , se produce el fondo de valle: plano, o llanura de inundación. Éste es un nombre apropiado porque e! río está confinado a su cauce, excepto durante la etapa de inundación, cuando desborda sus márgenes y anega la Uanura de inundación .

Cuando un río produce erosión lateral y crea una llanura de inundación como se acaba de describir, se denomina IJml1lra de imnuloci61l erosiva. Sin embargo, las llanuras de inundación pueden ser también deposicionales.

Las IJammlS de inulldaci611 dtposicúmales se producen por una fluCtu ación importante de las condiciones, como un cambio del nive! de base. La llanura de inundación del \'"d lle Yoselllite de C alifornia es W10 de estos accidentes; se produjo cuando un glaciar excavó e! valle Auvial anterior hasta unos 300 metros de profundidad más de la que terna antes. Después de la fusión del hielo glaciar, la corriente de agua se reajustó a su nh·el de base anterior reUenando el valle con aluvión.

Las corrientes que Auyen sobre llanuras de inundación, ya sean erosivas o deposicionales, se mueven en trayectorias curvas denominadas m eandros. El término deriva de un río del oeste de TilrC]lI ía, el Menderes, que tiene un curso muy sinuoso. Una vez que empieza a formarse un recodo en el cauce, cada vez se hace mayor. Se produce erosión en el Jado externo del meandro, donde la velocidad y la nrrbulencia son mayores. Casi siempre, el margen extemo es socavado, especialmente durante los periodos de crecida. Confonne el margen empieza a adquirir una inclinación excesiva, se cae, por deslizamiento. en el cauce. Dado que el lado extemo de un meandro es

Valles fluviales

L iC~. ~- \. JW

J-T ;,- --

465

Llanura de inundaci6n- J bien desarro~lada I

: - ,. .~-_:::-;_!'III~-_.'.;'_"_"'::'til i' .

... Figura 16.16 Corriente que erosiona su llanura de inunda-

ción.

una zona de erosión activa, se la suele denominar rona de retroceso de escarpe (Figura 16.17). Muchos de los derrubios liberados por la corriente en los retrocesos de escarpe se desplazan corriente abajo y se depositan pronto como barras de meandro en zonas de menor velocidad en los interiores de los meandros. De esta manera, los me-

A.

andros migran lateralmente, manteniendo la misma área transversal, erosionando el exterior de las curvas y depositándose en el interior (véase Figura 16.9). El crecimiento cesa cuando el meandro alcanza un tamaño crítico que viene determinado por el tamaño de la corriente. Cuanto mayor es la corriente, mayores pueden ser sus meandros.

B.

..t.. Figura 16.17 Erosión de una zona de retroceso de esca rpe a lo largo del río Newaukum, Washington. A. Enero de 1965. B. Marzo de 1965 . (Fotos de P. A. Glancy, U. S. Geological Survey.)

CA P f T U L O 1 6 Corrientes de aguas superficiales

466

Debido a la pendiente del canal, la erosión es más efica z en el lado de un meandro simado corriente abajo.

Por consiguiente, además de crecer lateralmente, los recodos también migran de manera gradual hacia abajo del valle. A veces, la migración corriente abajo de un meandro se ve ralentizada cuando alcanza una porción más resistente de la llanura de inundación. Esto pennite que el próximo meandro corriente arriba ~ lo alcanCe». G radualmente el cuello de tierra comprendido entre los me-

...

.-

~"-"~ •

- T

anruos se va estrechando. Cuando están lo bastante próximos, el río puede erosionar el estrecho cuello de tiemil hasta el sibl'\licnte recodo (Figura 16. 18). El nuevo segmento de cauce más corto se denomina estrangulamiento y, debido a su fomla , el meandro abandonado se denomina lago de media luna. Después de un cierto penodo, el lago de media luna se llena oon sedimento para crear una marca de meandro.

El proceso de estrangulación de un meandro tiene el efecto de acortar el río y fue descrito con humor por Mark Twain en VuJa en el Mirsissippi.

En el espacio de 176 años el bajo Mississippi se ha acortado 242 millas. Esto es la fruslena de una milla y un tercio por año. Por consiguiente, cualquier persona tranquila, que no sea ciega ni idiota, puede ver que en el viejo período Silúr ico Ooütico, hace exactamente un millón de años el próximo noviembre, el bajo Mississippi estaba un millón trescientas mil millas más arriba y chocaba con el golfo de México como una caña de pescar. Y por la misma razón, cualquier persona puede ver que dentro de 742 años el bajo Mississippi sólo estará una milla y tres cuartos más lejos, y El Cairo y N ueva Orleans habrán juntado sus calles y caminarán pausadamente bajo un solo alcalde y un consejo mumo de concejales ...

Aunque los datos utilizados por Mark Twain pueden ser razonablemente precisos, intencionadamente olvidó incluir el hecho de que el Mississippi también creó muchos nuevos meandros, alargando con ell o su curso en una cantidad simil ar. De hecho, con el crecimiento de su delta, el Mississippi es en realidad más largo, no más corto.

Meandros encajados y terrazas fluviales

... figura 16.18 Formadón de un estrangulamiento y un lago de media luna.

Normalmente, esperamos que una corriente con un curSO muy sinuoso se encuentre en una llanura de inundación en un \'alIe amplio. Sin embargo, ciertos ríos exhiben cauces meandriformes que fluyen en valles estrechos yempinados. Estos meandros se denominan meandros encajados (Figura 16.19). ¿Cómo se originan esas fonnas?

Originalmente, es probable que los meandros se desarrollaran cn la llanura de inundación de una corriente que estaba relativamente cerca del nivel de base. Luego, un cambio del nivel de base hizo que la corriente empezara a erosionar en sentido descendente. Pudo haber ocurrido uno de dos acontecimientos. O bien el nivel de base descendió o bien el terreno sobre el que fluía el no se levantó.

Meandros encajados y terrazas fluviales

467

cesó al final de! período glaciar cuando los glaciares se fundieron y el océano se elevó hasta su nivel anterior.

El levantamiento regional del terreno es la segunda causa de los meandros encajados, y se rnuestrra un ejemplo en la llanura de Colorado en el suroccidente de Estados Unidos. Aquí, conforme la llanura se fue levantando de manera gradual, los ríos que tenian numerosos mean-

dros se fueron ajustando al nivel de base mediante erosión vertical (Figura 16.19).

Después de que un río se ha ajustado a un descenso relativo del nive! de base mediante erosión vertical, puede producir de nuevo una llanura de inundación a un ni-

vel por debajo del anterior. A veces aparecen los restos de una llanura de inundación previa en forma de superficies planas denominadas terrazas (Figura 16.20).

A.

Terraza

B.

... Figura 16.19 A. Esta imagen aérea muestra los meandros encajados del río Delores en el oeste de Colorado. (Cortesía de USDA-ASCS). B. Una vista de cerca de los meandros encajados del río Colorado en el Parque Nacional Canyonlands, Utah. (Foto de Michael CoUier.) En ambos lugares, las corrientes de curso sinuoso empezaron la erosión en la vertical debido al levantamiento de la llanura de Colorado.

Un ejemplo de la primera circunstancia sucedió

durante el período glaciar cuando grandes cantidades de agua se retiraron del océano y quedaron atrapadas en glaciares sobre continentes. El resultado fue que e! nivel del mar (nivel de base absoluto) descendió, haciendo que los ríos que fluían hacia el océano empezaran a erosionar excavando. Por supuesto, esta actividad

... Figura 16.20 las terrazas se pueden formar cuando una corriente produce erosión en la vertical a través de un aluvión previamente depositado. Esto puede producirse en respuesta a un descenso del nivel de base o como consecuencia de un levantamiento regional.

468

e A p í TU L o

1 6 Corrientes de aguas superficiales

Redes de drenaje Corrientes de aguas supeñiciales ... Características de las corrientes Una corriente no es más que un pequeño componente de un sistema mayor. Cada sistema consiste en una cuenca de drenaje, el área de tierra que aporta agua a la cor riente. La cuenca de drenaje de una corriente se separa de Otra por una línea imaginaria denominada divisoria (Figura 16.2 1). El tamaño de la divisoria oscila entre un montículo que separa dos pequeños arroyos hasta divisorias continentales, que dividen continentes en enormes cuencas de drenaje. El río Mississippi tiene la mayor cuenca de drenaje de toda Norteamérica (Figura 16.22). Extendiéndose entre las Montañas Rocosas en el oeste y los Apalaches en eJ este, el río Mississippi y sus afluentes recogen agua de más de 3,2 millones de kilómetros cuadrados del continente.

Modelos de drenaje Todos los sistemas de drenaje están compuestos por una red interconectada de corrientes que, juntas, forman modelos concretos. La naruraleza de un modelo de drenaje puede variar mucho de un tipo de terreno a Otro, fundamentalmente en respuesta a los tipos de rocas sobre los cuales se desarrolJa la con'iente o al modelo estructural de fallas y pliegues .

.. Figura 16.21 Una cuenca de drenaje es la zona de tierra drenada por una corriente y sus afluentes. Las divisorias son los límites que separan las cuencas

El modelo de drenaje encontrado con más frecuen cia es el modelo dcndritico (Figura 16.23A). Este modelo se caracteriza por una ramificación irregular de corrientes tributarias que recuerda al modelo ramificado de un árbol caducifoJio. De hecllO, la palabra dendrítico signi fica «semejante a un árbol». El modelo dendrítico se forma donde el sustrato de roca subyacente es relativamente uni fonne, como en estratos sedimentarios planos o rocas ígneas masivas. Dado que el material subyacente es esencialmente uniforme en su resistencia a la erosión, no controla el modelo de flujo de corriente. En cambio, el modelo viene detenninado fundamentalmente por la dirección de la pendiente del terreno.

Cuando las corrientes divergen desde un área central como los radios de una rueda, se dice que el modelo es radial (Figura 16.23B). Este modelo se desarroUa normahnente en zonas volcánicas aisladas yen elevaciones de tipo domo.

En la F igura 16.23C se ilustra un modelo rect angular, con muchos recodos en ángulo recto. Este modelo se desarrolla cuando el sustrato de roca está entrecruzado por una serie de diaclasas y fallas. Dado que esas estructuras son erosionadas con más facilid ad que la roca no fracturada, su modelo geométrico orienta la dirección de las corrientes a medida que excavan sus valles.

En la Figura 16.23D se ilustra un modelo de drenaje de red enrejada, un modelo rectangular en el cual los afluentes son casi paralelos entre sí y tienen el aspecto de un jarron enrejado. Este modelo se fonna en áreas

Barrancos \I;r¡~::;¡~

de d renaje.

Cuenca

,,~~__~~~~____~~~~~~~~d_~e~~e

Divisoria de drenaje

para la cuenca de drenaje m's g''''~e

Redes de drenaje

469

... Figura 16.22 La cuenca de drenaje del río Mississippi, el mayor río de América del Norte, abarca unos 3 millones de kilómetros cuadrados.

Las divisorias son los límites que separan las cuencas de drenaje entre sr. Existen cuencas de drenaje y divisorias para todas las corrientes fluviales.

Valles excavados en roca menos resistente

... Figura 16.23 Modelos de drenaje. A. Dendrítico. B. Radial. C. Rectangular. O. Enrejada.

470

e A P f TUL o , 6

Corrientes de aguas superfICiales

donde subyacen alternancias de roca resistente y menos resistente y está particulanncnte bien desarrollado en Jos ApaJaches plegados, donde estratOS débiles y fuertes afl oran en cinturones casi paralelos.

Ga<ganlas

Corriente A

Coniente B

Erosión remontante y captura H emos visro que una corriente puede alargar su curso construyendo un delta en su desembocadura. También puede alargarlo mediant e erosión rcmontante¡ es decir, extendiendo la cabecera de su vaUe pendiente arri ba. Confonn e la escorrentía en lámina converge y se concentra en la cabecera del cauce de una corriente, su velocidad y, por consiguiente, su potencia de erosión, aumentan. El resultado puede ser la erosión vigorosa en la cabecera del valle. Por tanto, mediante erosión remontante, el valle se extiende a un lerreno previamente no diseccionado.

La erosión remontante por las corrientes de agua desempeña un importante papel en la disección de las zonas de tierras aJtas. Además, el conocimiento de este proceso ayuda a explicar los cambios que tienen lugar en los modelos de drenaje. Una de las causas de Jos cambios que ocurren en el modelo de corrientes es la captura, la desviación del drenaje de una corriente debido a la erosión remontante de otra. La captura puede ocurrir, por ejemplo, si una corri ente en un lado de una divisoria tiene Ull gradiente más empinado que la corriente del otro lado. Dado que la corri ente con el gradiente más empinado tiene más energía, puede alargar su valle cabecera arriba, acabando por romper la divisoria y capturando parte o todo el drenaje de la corriente más lenta. En la Figura 16.24, el flujo de la corriente A fue capturado cuando un afluente de la corriente B de flujo más rápido abrió una brecha en la divisoria a la altura de su cabecera y desvió la corriente A. La captura explica también la existencia de gargantas estrechas y de laderas empinadas que no son atravesadas por corrientes activas. Estos cursos de agua abandonados (denominados desfiladeros) se forman cuando el curso de la corriente que corta el desfiladero cambia su curso por una captura . En la Figura 16.24, una garganta que había sido creada por la corriente A se convierte en un desfiladero como consecuencia de una cap-

... Figura 16.24 Captura y formación de desfilad eros. Un aftuelll€

de la corriente B provoca erosión remontante hasta que fina lmente captura y desvfa la corriente A. El cauce de agua A a través dcl c~ fluía la corriente A es abandonado como consecuencia de la captura. Como consecuencia, este accidente geográfico es ahora un desfiladero. En este valle y en los entornos de tipo sierra, las rocas más blandas de los valles son ermionadas con más facilidad que los resaltes resistentes. Por consiguiente, conforme los valles SE van reduciendo, los resaltes y las gargantas se van elevando en relación con los valles.

tura.

Formación de una garganta A veces, para encender por completo el patrón de las corri entes de una zona, debemos entender la historia de las corrientes. Por ejemplo, en muchos lugares puede observarse cómo un valle fluviaJ atraviesa una dorsal o una montaña que se sitúa en su curso. El desfiladero con paredes

escarpadas seguido por el río a través de la estructura se denomina garganta (Figura 16.25). ¿Por qué una corriente atraviesa una estructura de este tipo y no fluye a su alrededor ? Una posibilidad es que la corriente existiera antes de que se formara la sierra o la montaña . En este caso, la corriente, denominada corriente antecedente, debería seguir su paso medianre la

Inundaciones y control de la inundación

A.

Gargantas

~~~..,."..

471

eroslon descendente durante el progreso del levanta miento. Es decir, la corriente mantendría su curso como una zona de la corteza elevada por pliegue o falla a través del camino de la corriente .

Una segunda posibilidad es que la corri ente se sobreimpusiera o bajara sobre la estructura (Figura 16.2 5).

Eso puede ocurrir cuando una cadena o una montaña está enterrada debajo d e unas capas de sedimentos relativamente horizontales o estratos sedimentarios. L as co rrientes que se origi nan en esta cubierta establecerían sus cursos con independencia de las estructuras subyacentes.

Luego, a medida que el valle ganara profundidad y apareciera la estructura, el río continuaría erosionando su valle en estas últimas. Los Apalaches plegados proporcionan algunos buenos ejemplos. Allí, una serie de grandes ríos, co mo el Potomac y el Susquehanna , atraviesan los estratos pl egados en su camino hacia el Atlántico.

Inundaciones y control de la inundación

... Figura 16.25 Desarrollo de una corriente robreimpuesta. A. El río establece su curso en los estratos relativamente uniformes.

B. luego topa con la estructura subyacente y la atraviesa.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿La tectónica de placas influye en los ríos?

Sí, de muchas maneras. Por ejemplo, la existencia de un gran río se debe en gran medida a la posición de un continente en una zona climática donde la precipitación es abundante, lo cual, a su vez, viene detenninado por el movimiento de las placas. Los ríos aparecen y desaparecen confonne las placas en movimiento transportan (os continentes hacia dentro y hacia fu era de las distintas zonas climáticas.

Existen muchos otros efectOs directos e indirectos . La fomlación de montañas en los bordes convergentes influye enonnemente en las inclinaciones regionales y modifica los patrones de la precipitación. El pliegue y el fallado asociados con los procesos tectónicos afectan los modelos de drenaje, mientras que las coladas de lava extensas creadas por la actividad volcánica relacionada con la tectónica puede cambiar radicalmente los sistemas fl uviales.

Cuando el caudal de una corriente Uega a ser tan grande que supera la capacidad de su cauce, desborda sus márge· nes en fonna de una inundación. Las inundaciones son los más comunes y más destructivos de todos los riesgos geológicos. No obstante, forman parte simplemente d el comportamiento natural de las corrientes de agua.

La mayoría de inundaciones tiene un origen meteorológico provocado por los procesos annosféricos que pueden variar mucho tanto en tiempo como en espacio. Solamente una hora o menos de tonnenta puede desencadenar inundaciones en los valles pequeños. Por el contrario, las grandes inundaciones en los grandes valles fluvi ales suelen ser el resultado de una serie de precipitaciones extraordinarias sobre una región amplia durante un intervalo largo de tiempo.

La planificación del uso de la tierra en las cuencas fluviales requiere un conocimiento de la frecuencia y la magnitud de las inundaciones. Probablemente, el mayor uso práctico inmediato de los datos recogidos en las estaciones de aforo es el cálculo d e la probabilidad de diferentes magnitudes de inundación.

A menudo se describe las inundacione-s en términos de intervalo de recuITencia o periodo de retorno. Ése es el ca<;o cuando se habla de una il1undacirm de 100 niios (o de una inundación de 30 años o de una inundación de 50 años). ¿Qué significa eso? E l caudal de inundación que tiene un 1 por ciento de probabilidades de ser superado en un año cualquiera se denomina una inundación de 100 años. Esta frase puede crear confusió~ porque hace creer que sólo una inundación de este tipo ocurrirá en un intervalo d e 100 años o que esas inwldaciones se producen con regularidad cada 100 años. Nada de eso es cierto. El

472

e A p f T U L o 1 6 COfrientes de aguas supeñlCiales

hecho es que las inundaciones inusualmente grandes se producen a intervalos irregulares y pueden suceder C71O/ quietO año.

Muchas designaciones de las inundaciones se reevalúan y se modifican con el tiempo a medida que se recogen más datos o cuando una cuenca fluvi al es alterada de una manera que afecta el flujo del agua . Los diques y el desarrollo urbano son ejemplos de algunas influencias humanas en una cuenca que pueden afectar los intervalos de recurrencia.

Causas y tipos de inundaciones Las inundaciones pueden ser consecuencia de varios factores naturales y humanos. Entre los tipos comunes de inundaciones se cuentan las inundaciones regionales, las avenidas, las inundaciones por obstrucción de hielo y las inundaciones por ruptura de una presa. l"undaciolles regio1la/es AJgunas inundaciones regiona1("5 son estacionales. La fusión rápida de la nieve en primavera o las tonnentas importames que traen lluvias in tensas en una región grande, o las dos cosas, producen la mayoría de las inundaciones. La gran inundación que tuvo lugar en 1997 a lo largo del río Red en el norte de Estados U nidos es un ejemplo notable de un acomecimienro desencadenado por un deshielo rápido. La inundación vino precedida por un invierno durante el que nevó mucho. A principios de abril, la nieve empezó a fundirsc y la inundación parecía iruninentc, pero los días 5 y 6 una ventisca reconstruyó los encogidos ventisqueros a alturas de 6 metros en algunos lugares. Entonces, la subida rápida de las temperaturas fundió la nieve en cuestión de días, provocando una inundación que batió todos los récords después de 500 años. Se inundaron alrededor de4,5 millones de acres y las pérdidas en la región de Grand Forks, en Dakota del Norte, superaron los 3.500 millones de dólares. Las inundaciones de principios de la primavera son a veces peores si el suelo está congelado, lo cual reduce la in fi ltración en el suelo y, de esta manera, aumenta la escorrentía.

Los largos períodos húmedos en cualquier é¡xx:a del año pueden crear suelos saturados, después de lo cual cualquier lluvia adicional discurre en COm entes hasta que se superan las capacidades. Las inundaciones regionales suelen ser provocadas por sistemas tonnemosns de movimiento lento, incluidos los huracanes en decadencia. Las inundaciones extensas y costosas del este de Carolina del Nortc en septiembre de 1999 fu cron la consecuencia de las lluvias torrenciales sobrc suelos ya anegados de agua del huracán Floyd, en decadencia. Los patrones meteorológicos húmedos y persistentes condujeron a las lluvias excepcionales y las devastadoras inundaciones del valle del alto Mississippi durante el verano de 1993 (Figura 16.26).

Avenidas Una avenida puede producirse casi sin pre\;o aviso y puede ser mortal porque provoca un aumento rápido de los niveles del agua y puede tener una velocidad de corriente devastadora (véast! Recuadro 16.2).

Varios factores influyen en las avenidas. Entre ellos se encuentran la intensidad y la dunción de las precipitaciones, las condiciones superficiales y la topografía. Las zonas montañosas son en especial suscepti bles porque las pendientes escarpadas pueden canali zar la escorrentía hacia cañones estrechos con consecuencias desastrosas. La inund ación del TÍo Big Thompson del 3 1 de julio de 1976, en Colorado, ilustra este fenómeno. Durante un intervalo de cuatro horas, más de J Ocentímetros de lluvia cayeron sobre una parte de la pequeña

... Figura 16.26 Imágenes satélite del río Missouri fluyendo en el inte riOf del río Mississippi. Sto loui ~ se encuentra justo al sur de su confl uencia. La imagen de arriba muestra los ríos d uran te la sequía q ue se produjo en el verano de 1988. l a ima~n de abajo refleja el pico de la inundació n que batía todos los récords de 1993. las ll uvias excepcionales causaron la primave ra y el principio de verano más húmedos del siglo xx en la cuenca superior del río Mississippi.

En total, se inundaron casi 14 millones de acres y al menos 50.000 personas se desplaza ron. (Cortesía de Spaceimaging.c.om.)

Inundaciones y control de la inundación

Los tomados y los huracanes son las lormentas más impresionantes de la natura1C'".13. Pero sorprendentemente estOS temidos acontecimientos no son re.p:msables del mayor número de muertes relacionadas con las tonnentas. Esa distinci6n está reservada para las avenidas. En eJ periodo de nueve años comprendidos entre 1992 y 200 1 en Estados Unidos el número de muertes relacionadas con las tonnentas por inundación fue de una media de 127 muertes anuales. Por el contrario, la media de muertes por tOmado fue de 7 1 al año y la de los huracanes, 16.

Las ovtnidas son inundaciones locales de gran volumen y corta duración. La oleada de agua de crecimiento rápido suele producirse con un mínimo aviso previo y puede destruir carreteras, puentes, casas y otras es01lcnJras sólidas. Los caudales alcanzan rápidamente un máximo y disminuyen casi con la misma rapidez.. A menudo las averudas transportan grandes ca ntidade.<¡ de sedimentos y derrubios confonne arrasan los canales.

Con frecuencia, las avenidas son consecuencia de las lluvias torrenciales asociadas con una fuerte tonnenta de movimiento lento o tienen lugar cuando una serie de tonnentas pasa repetidamente sobre el mismo lugar. En algunas ocasiones los derrubios flotantes o el hielo pueden acumularse en una obstrucción narural o

artificial y restringen el flujo del agua.

Cuando se rompen estas presas temporales, los torrentes de agua pueden ser liberados en fonna de avenidas.

Lis lwenidas pueden producirse en casi cualquier zona del pals. En especial son habituales en el terreno montañoso, donde las pendientes empinadas pueden canalizar rápidamente la escorrentía hacia el interior de los valles estrechos. El riesgo es mayor cuando el sucio ya csuí casi saturado por las lluvias anteriores o est'Á compuesto de mareriales impenncables.

Un desastre en Shadydale, Ohio, demuestra qué puede ocurrir cuando las lluvias incluso moderadamente fuertes caen sobre un suelo saturado de empinadas pendien res.

La tarde del J4 de junio de t 990, 26 personas perdieron la vida cuando las Uuvias estimadas en el intervalo de 7 a 12 centímetros se precipitaron sobre el suelo saturado, lo cual generó olas de inundación en corrientes que alcanzaron unos metros de altura, destruyendo las vivien das y los comercios cercanos a la oriUa. Los meses anteriores de lluvias superiores a lo nonnal habían generado un contenido de agua en el suelo cercano a la saruración. Por consiguiente, las cantidades moderadas de lluvia provocaron grandes cantidades de escorrentía superficial. Los V2lles escarpados con paredes práctica-

cuenca de drenaje del río. La avenida en el estrecho cañón duró sólo unas pocas horas pero se cobró 139 vidas y provocó daños por el valor de decenas de millones de dólares.

Las zonas urbanas son susceptibles de experimentar avenidas, ya que un elevado porcentaje del área de la superficie está rompnt'..<an de tejados impenneables, calles y <iparcamiemos, donde la escorremía es muy rápida. Para comprender mejor el efecto de la urbanización en el flu jo de las corrientes, examínese la Figura 16.2 7 . La parte A de la fi gura es un hidrograma hipotético que muestra la relación temporal entre la tonnenta y la inWldación. Nótese que el ni,'el del agua de la comente no sube al principio de la precipitación, porque hace fa lta tiempo para que el agua se desplace desde el lugar donde se precipitó

473

mente verticales canalil.3ron las inundaciones, creando crestas de ola muy rápidas, altas y empinadas", ¿Por qué muel'e tanta gente en las avenidas? Ademas del factor sorpresa (a muchos les sorprende dunniendo), las personas no valoran la potencia del agua en movimiento. Sólo t 5 centímetrOS de agua de la crecida con un movimiento rápido pueden tirar una persona al suelo . La mayona de autom6viles fl otarán y serán arrastrados en sólo 0,6 metroS de agua. ¡Más tk In mitad de todas /as muertes por llVnlida! tTI Estados UnidoJ estiÍ11 rrlmionada! ron los automÚlli/es! Obviamente, las personas nunca deben intentar conducir por una carretera inundada. La profundidad de] agua no es siempre evidente. Además, el lecho de la carretera puede haber sido arrasado debajo deJ agua. En la acrualidad las avenidas constiruyen calamidades que pueden caUSilr un enonlle n úmero de víctimas y grandes pérdidas materiales. Aunque se están realizando esfuerL.OS para mejorar las o bservaciones y las advertencias, las avenidas continúan siendo asesinos naturales esquivos.

. .. Prediction and Mitig:uion of Flash Floods: A Po-licy ~temenl of me American Me~ Society>o B,JJnin r;f ÚN AmnYilII Mn~ &riny. .-01,74, núm. 8 (agostO 1993 ), pig. I S i16.

hasta la comente. Esta diferencia temporal se denomina tiempo de retardo. El hidrograma de la Figura 16.27B describe la misma zona y la misma precipitación hipotéticas despuis de la urbanización. Nótese que el caudal máximo durante una inundación es mayor y que el tiempo de retardo entre la precipitación y el pico de la inundación es más corto que antes de la urbanización. La explicación de este efecto es sencilla. Las ca11es¡ los aparcamientos y los edificios cubren el suelo que antes fil traba el agua. Por tanto, se infiltra menos agua y aWllentan la velocidad y la cantidad de la escorrentia. Además, dado que se infiltra mucha menos agua en el suelo, baja el fl ujo de agua (estación seca) de muchas com entes ur banas, que se mantiene por el movimiento de las aguas subterráneas en el canal, reduciéndose enonnemente. Como cabe esperar, la

474

C AP i T U L O 1 6 Corrientes de aguas supemciales

te es la roprura de una presa o un dique artificial. Las presas y los diques artificiales se construyen como p rotección contra las inundaciones. Están diseñados para contener las inundaciones de una magnitud deten ninada. Si se produce una inundación mayor, la presa o el d ique son sobrepasados. Si la presa o el dique se rompen o son arrastrados por el agua, el agua detrás de eIJos es )jberada y se convierte en una avenida. La rOtura dc una presa en 1889 en el río Little Conemaugh causó la devastadora inundación dc Johnstown, Pensilvan.ia, que se cobró unas 3.000 vidas.

A

Rujo de corriente

Uuvia

Control de inundaciones

Tiem~

Se han ideado varias estrategias para eliminar o reducir los efectos catastró fi cos de las inundacio nes. Entre los esfuer lOS de ingeniería se cuentan la construcción de diques artifi ciales, la construcció n de p resas de control de la5 inundacio nes y la canalización de los ríos.

Periodo de retraso t¡plco entre la lluvia y la esoorrentia

B

Diques artificiales Los diques nrtificiales son montículos de tierra construidos en las riberas de un río para incrementar el volumen de agua que el cauce puede albergar.

Estas estructuras, sumamente comunes, se han utilizado

'.-- - Flujo de oorriErrte

..

Uuvia

Tiempo_ ; PerIodo de retraso entre la lluvia y la escorrentia tras 1alXbarUaci6n

.

... Figura 16.27 Cuando una lona pasa de ser rural a ser urbana, el período de retraso entre la lluvia y el pico de la inundación se reduce. El pico de la inundación también es mayor tras la urbanizació n. (Tomado de lo B. Leopold, U. S. GeoIogical Survey.)

magnitud de estos efectOS es una función del porcentaje de tierra cubierta por superficies impenneables.

Inundaciones por obstrocaón de hiero Los ríos congelados son sensibles a las inundaciones por obstrucción de hielo. A medida que aumenta el nivel de una comente. ésta romperá el hielo y creará corrientes de hielo que pueden apilarse y obstruir el canal. Una barrera de hielo de este tipo crea u n dique que atraviesa el canal. El agua de corriente arriba a partir del dique d e hielo puede subir rápida mente e inundar los bancos del canal. C uando el di que de hielo se rom pe, el agua almacenada detrás del di que se libera, lo cual provoca una avenida corriente abajo.

Imnulaciones por rupnlra de Ulla presa La interferencia humana en el si~1:ema de corrientes fl uviales puede empeorar, o incluso causar, las inundaciones. Un ejemplo excelen-

desde tiempos antiguos y continúan utilizándose en la actualidad.

Los diques artifici ales son normahnente fáci les de distinguir de los naturales d ebido a que sus pendien tes son mucho más empinadas. C uando un río es confinado por di(lues durante los períodos de m ucho caudal, suele depositar material en su cauce durante la d isminución del caudal. Éste es un sedimento que, de lo contrario, habría sido depositado en la llanura de inundación. Por tanto . cad a vez que hay una subida, se dejan depósitos en el lecho del río y se acumulan en el fondo del cauce. Co n el ascenso del lecho, se requiere menos agua para el desbordamiento del dique o riginal. Como consecuencia, quizá haya que elevar periódicamente la altura del dique para proteger la llanura de inundación. Además, muchos diques artificiales no están construidos para resisti r periodos de inundación extrema. Por ejemplo , fu eron numerosos los hundimien tos de diques artificiales en el medio oeste de Estados U nidos durante el verano de 1993, cuando el alto Mississippi y muchos de sus afluentes experi mentaro n inundaciones extraordinarias.

Presas de control de immdaciones La... pre.ta.t de crmtro/ de itl1mdaciQlIes se construyen para almacenar el agua de la inundació n y luego dejarla sali r lentamen te. Esto reduce la cresta de la inundación extendiéndo la durante un tiempo más largo. D esde los años 20 , se han construido miles de presas en casi todos los ríos principales de Estados Un.idos. M uchas presas tienen funciones signifi cativas no relacionadas con las inundaciones, como el suministro de agua para la agricultura de irrigación y para la generació n

Resumen

475

de energía hidroeléctrica. Muchos embalses son también importantes centros recreativos.

AlUlque las presas pueden reducir las inundaciones y proporcionar otros benefi cios, la construcción de estas estrucruras tiene también costes y consecuencias signifi cativos. Por ejemplo, los embalses creados por presas pueden cubrir tierra de cu1tivo fértil, bosques útiles, sitios históricos y valles de belleza pictóri('3 . Por supuesto, las presas atrapan sedimentos. Por consiguiente, los deltas y las llanuras de inundación corriente abajo se erosionan porque no vuelven a rellenarse con limo durante las inundaciones. Las grandes presas también pueden causar un daño ecológico significativo a los ambientes fluvia les que tardaron miles de años en establecerse.

Construir una presa no es una solución pennanente para las inundaciones. La sedi mentación detrás de una presa significa que el volumen de su depósito disminuirá gradualmente, reduciendo la efi cacia de esta medida de control de las inundaciones.

mientas artificiales en el Mississippi con el fin de incrementar la efi ciencia del cauce y reducir la amenaza de inundaciones. .En total, el n o ha sido acortado más de 240 kilómetros. El programa ha tenido algo de éxito en cuanto a la reducción de la altura del río en la época de inundaciones. Sin embargo, debido a que el río todavía muestra tendencia a la fonnación de meandros, ha sido difícil de evitar que vuelva a su curso anterior.

Los estrangulamientos artifi ciales incrementan la velocidad de una corriente y también pueden acelerar la erosión del lecho y de los márgenes del cauce. U n ejemplo de este tipo es el río B1ackwater de Missouri, cuyo curso serpenteante se acortó en 1910. Entre los muchos efectos de ese proyecto se cuenta un notable aumento de la anchura del cauce causado por el incremento de velocidad de la corriente. U n puente sobre el río se derrumbó debido a la erosión de la ribera en 1930. En los 17 años siguientes el mismo puente fu e reemplazado en tres ocasiones más, cada vez con un trecho mayor.

Canaliznci6n La cflllflliZllción impli ca la alteración del cauce de una com ente para aumentar la velocidad del flujo del agua con objeto de impedir que alcance la altura de la inundación. Esto puede implicar simplemente limpiar un cauce de obstrucciones o drenar un cauce para hac.:erlo más ancho y profundo.

Una alteración más radical implica el enderezamiento de un canal mediante la creación de estrangulamientos artificiales. La idea es que acortando la com eme, aumentan el gradiente y, por tanto, la velocidad. Al aumentar la velocidad, el mayor volwnen asociado con la inundación puede dispersarse con más rapidez.

Desde principios de los años treinta , el Cuerpo de Ingenieros de la Armada ha creado muchos cstrangula-

Un enfoqm no estructural Todas las medidas de control de la inundación dCSITitas hasta ahora han implicado so luciones estructurales orientadas a «controlar» un río.

Esas soluciones son caras y a menudo dan una fal sa sensación de seguridad a las personas que viven en la llanura de inundación.

En la actualidad, muchos científicos e ingenieros defienden un enfoque no estructural para el control de las inundaciones. Sugieren que una alternativa a los diques artificiales, las presas y la canalización es el manejo lógico de las llanuras de in undación. Identificando las áreas de alto riesgo, pueden ejecutarse leyes de zonación apropiadas que reduzcan al míni mo el desarrollo y promuevan un uso más apropiado de la tierra.

Resumen • El ciclo hidrológico describe el intercambio continuo de agua entre los océanos, la atmósfera y los continentes.

Impulsado por la energía procedente del sol, es un sistema global en el cual la atmósfera proporciona el vfnculo entre los océanos y los continentes. Los procesos implicados en el ciclo hidrológico son la pncipilOción, la cvoporoá án, la infiltraciúlI (el movimiento del agua al interior de las rocas o del suelo a través de grietas o poros), la esco1Tf'l1lín (el agua que fluye sobre la tierra) y la trttnsptroció'l1 (la liberación de vapor de agua a la atmósfera por las plantas). El agua corriente es el agente más rmparumte que esculpe In superficie terrestre.

• La cantidad de agua que corre por la superficie de la

tierra, en comparación con la que se hunde en el sue-

lo, depende de la copoddlld de infiltración del suelo. lnicialmente la escorrentía fluye en fonna de lo1minas delgadas y anchas a través del suelo, en un proceso denominado esrorrentía m ltfmmo. Después de una corta distancia, los hilillos de com ente nonnalmente se desarrollan y se fonnan diminutos cauces denominados aC9'lJolndurns.

• Los faCtores que detenninan la velocidnd de una cem ente son el gmdiente (pendiente del cauce de la com ente), la sección trtmsversal, el tn11laiio y la ;rnguloridnd del cauce, y el CIludal de la corriente (cantidad de agua que pasa por un punto dado por unidad de tiempo, que nonnalmente se mide en metros cúbicos por segundo). Lo más frecuente es que el gradiente y la

476

C AP í TU L O 1 6 Corrientes de ag uas superfidates

irregularidad de una corriente disminuyan pendiente abajo, mientras que la anchura, la profundidad, el caudal y la velocidad aumenten.

• Los dos tipos generales de nivel de base (el menor punto al cual una corriente puede erosionar su cauce) son: (1) el nivel de base absoluto (nivel del mar), y (2) el ,¡ivel de base te11lpural o local. Cualquier cambio en el nivel de base hará que la corriente se ajuste y establezca un nuevo equilibrio. La reducción del nivel de base hará que una comente erosione, mientras que la elevación del nivel de hase provoca la sedimentación de material en el cauce.

• Las corrientes transportan su carga de sedimento en solución (c01-ga disuelta), en suspensión (carga suspendida) ya lo largo del fondo del cauce (carga de fondo). Gran pane de la carga disuelta proviene del agua subterránea.

La mayoría de las corrientes transforman la mayor parte de la carga en suspensión. La carga de fondo se mueve sólo de manera intennitente y suele representar la menor porción de la carga de una corriente.

• La capacidad de una corriente para ttansportar partículas sólidas se describe utilizando dos criterios: la capacidad (la carga máxima de partículas sólidas que una corriente puede transportar) y la competencia (el tamaño máximo de cIasto que una comente puede transportar). La competencia aumenta en un valor igual al cuadrado de la velocidad de la corriente, de modo que si la velocidad se duplica, la fuert.a del agua se cua-

drup"ca.

• Las corrientes depositan sedimentos cuando la velocidad se ralentiza y la competencia se reduce. Esto provoca una se/ecci6n, el proceso mediante el cual se depositan juntas partículas de tamaño semejante. Los depósitos fluviales se denominan aluviones y pueden aparecer como depósitos de canal denominados barros; como depósitos de llanura de inWldación, entre los que se cuentan los diques naturales, y como deltos o ahll11icos aluviales en las desembocaduras de las corrientes.

• Aunque existen muchas gradaciones, los dos tipos generales de valles de comentes son: ( 1) los valles estrechos en forma de V. y (2) los valles anchos con fondos pla1/OS. Dado que la actividad dominante es la erosión descendente hacia el nivel de base, los valles estrechos a menudo l:ontienen cataratas y rápidos. Cuando una corriente ha erosionado su cauce más cerca del nh"el de base, su energía la dirige de un lado al otro, y la erosión produce un fondo de valle plano, o Ilnnura tk in71ndaci6n. Las corrientes que fluyen sobre las llanuras de inundación a menudo se mueven en recodos extensos denominados l1Je011dros. La fonnación generalizada de meandros puede provocar segmentos más cortos del cauce, denominados estrangulO11tÍemas o meandros abando nados, denominados "¡gos de 1fft -

dia luna.

• El área de terreno que aporta agua a una corriente se denomina cuenca de drenaje. Las cuencas de drenaje están separadas por una línea imaginaria denominada divisoria. Los modelos de drenaje comunes (la fonna de una red de corrientes) producidos por un c.1nal principal y sus afluentes son: (1) dC1ldritico, (2) radial, (3 ) rectfl1lgulnry (4) red de drenaje enrejada.

• La erosi6n rC1lumttmte alarga el curso de la corriente 0; tendiendo la cabecera de su valle pendiente arriba.

Este proceso puede inducir capturas (el desvío del drenaje de una corriente por Otta). Como consecuencia de la captura de los ríos pueden aparecer lo que se denominan desfiladeros.

• Las inundaciones son desencadenadas por lluvias intensas o por fusión de la nieve, o las dos cosas. A ,·eces la interferencia h umana puede empeorar o incluso causar inundaciones. Las medidas de control de la inundación son la construcción de diques artificiales y presas, así como la c.1nalización, que puede implicar la creación de estrangulamientos artificiales. Muchos científicos e ingenieros abogan por un enfoque no estructural para el control de las inundaciones que implican un uso más apropiado de la tierra.

Preguntas de repaso 1. Describa el movimiento del agua a través del ciclo hidrológico. Una vez que la precipitación ha caído sobre la tierra, ¿qué vías tiene disponibles?

2. Sobre los océanos, la evaporación supera la precipitación. ¿Por qué no disminuye el nivel del mar?

3. Enumere diversos factores que influyen en la capacidad de infiltración.

4. Una corriente se origina a 2.000 metros por encima del nivel del mar y viaja 250 kilómetros hasta el océano. ¿Cuál es su gradiente medio en metros por kilómetro:

Términos fundamen tales

S.

Supongamos que la corriente mencionada en la pregunta 4 desarroUó una amplia red de meandros de modo que su curso se alargó hasta 500 kilómetros.

C alcule este nuevo gradiente. ¿Cómo afectan 105 meandros al gradiente?

6. Cuando el caudal de una comente aumenta, ¿qué ocurre con la velocidad de la corriente?

7. ¿Qué le ocurre nonualmente a la anchura y a la profundidad del cauce, a la velocidad y al caudal desde el punto en el que empieza una corriente hasta el punto donde acaba ? Explique brevemente por qué tienen lugar esos cambios.

8. Defina el nroel de base. Nombre el principal ríu de su área. ¿Para qué corrientes actúa como nivel de base? ¿Cuál es el nivel de base para el río Mississippi ?

9. ¿Por qué la mayoría de las corrientes tiene gradientes bajos cerca de sus desembocaduras?

10. Describa tres formas mediante las cuales una 00triente puede erosionar su cauce. ¿Cuál de ellas es responsable de la creación de mannitas de gigante?

11. Si fuera a tomar una jarra de agua de una corriente, ¿qué parte de la carga se depositaría en el fondo de la jarra? ¿Qué porción quedaría en el agua? ¿Qué parte de la carga de la corriente probablemente no estaría presente en su muestra?

12. ¿Qué es la velocidad de sedimentación? ¿Qué fac{Ores influyen en la velocidad de sedimentación ?

13. Distinga entre capacidad y competencia.

477

14. Describa una situación que podría inducir un cauce de corriente a anastomosarse.

15. Describa brevemente la foonación de un dique natural. ¿Cómo se relaciona esta forma con las ciénagas y los afluentes yazoo?

16. ¿En qué se parece un delta yun abanico aluvial? ¿En qué se diferencian?

17. ¿Por qué un río que fluye a través de un delta aca ba cambiando su curso?

18. ¿Cómo ha contribuido la construcción de diques artificiales y presas en el río Mississippi }' sus afluentes al encogimiento del delta de Mississippi y sus extensas zonas húmedas (véase Recuadro 16.1)?

19. Cada una de las siguientes afinnaciones se refi ere a un modelo de drenaje concreto. Identifíquelo. a) Comentes que divergen de un área alta central como un domo b) Modelo ramificado e) Modelo que se desarrolla cuando el lecho de roca está entrecruzado por diaclasas y fallas

20. Describa cómo podría fonnarse una garganta.

21. Compare las inundaciones regionales y las avenidas. ¿Qué tipo es el más mortal?

22. Enumere y describa brevemente tres estrategias básicas de control de inundación. ¿Cuáles son las desventajas de cada una de ellas?

Ténninos fundamentales abanico aluvial acanaladura afluente yazoo aluvión anastomosada barra barra de meandro cabecera capacidad capacidad de infiltración captura carga de fondo carga disuelta carga suspendida cataratas caudal

ciclo hidrológico ciénaga competencia corriente antecedente comente en equilibrio corriente sobreimpuesta cuenca de drenaje delta desembocadura dique natural divisoria erosión remontante escorrentia escorrentía en lámina estrangulamiento

evapotranspiración flujo lam.inar flujo turbulento garganta gradiente infiltración intervalo de recurrencia lago de media luna ley de P layfu.ir llanura de inundación marca de meandro maITIlita de gigante meandro meandro encajado modelo de red enrejada

modelo dendrítico modelo radial modelo rectanguJar nivel de base nivel de base absoluto

nivel de base local O tempoml período de retomo perfil longitudinal rápido retroceso de escarpe saltación selección terraza transpiración velocidad de sedimentación

478

C AP ¡ TUL O 1 6 Corrientes de aguas superfICiales

Recursos de la web La página Web Earth utiliza los recursos y la flexibilidad de Internet para ayudarle en su estudio de los temas de este capítulo. Escrito y desarrollado por profesores de Geología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite http://www.librosite.netltarbuck y haga c1ic sobre la cubierta de Ciencias de /a Tierra, octava edicián. Encontrará:

• Cuestionarios de repaso en línea.

• Reflexión crítica y ejercicios escritos basados en la web.

• Enlaces a recursos web específicos para el capítulo.

• Búsquedas de ténninos clave en toda la red. http://www.librosite.netltarbuck

CAP í TULO 17

Aguas subterráneas Importancia de las aguas subte ....áneas

Fuentes tennales y géiseres

Distribución de las aguas subterráneas

Pozos artesianos

El nivel freático Variaciones en el nivel &eático Interacción entre las aguas subterráneas y las aguas corrientes

Factores que influyen en el almacenamiento y la circulación de las aguas subterráneas Porosidad

Penneabilidad, acuicluidos y acuíferos

Circulación de las aguas subterráneas

Pozos Problemas relacionados con la extracción del agua subterránea Tratamiento del agua subterránea como

Wl

recurso no renovable

Subsidencia Contaminación salina

Contaminación del agua subterránea El trabajo geológico del agua subterránea Cavernas Topografía kárstica

Manantiales o fuentes

4 79

480

CAP f T U L O 1 7

Aguas subterráneas

n todo el mundo, los pozos y manantiales o fuentes proporcionan ag ua para las ciudades, las cosechas, el ganado y la industria. En Estados Unidos, el agua subterránea es el origEn de alrededor del 40 por ciento del agua utilizada para todos los fines (excepto la generación de energía hidroeléctrica y el enfriamiento de las centrales eléctricas).

El agua subterránea es el ag ua potable para más del 50 por ciento de la población, el 40 por ciento del agua utilizada para la irrigación y proporciona más del 25 por ciento de las necesidades de la industria. En algunas áreas, sin embargo, el uso abusivo de este recurso bdsico se ha traducido en escasez de agua, agotamienlo de las aguas de escorrentía, subsidencia del terreno, contaminación salina, aumento del coste de bombeo y contaminación del agua subterránea.

E

Importancia de las aguas subterráneas Aguas subterráneas ... Importancia y distribución de las aguas subte rráneas E l agua subterránea es uno de nuestros recursos más valiosos y asequibles, aunque n uestras percepciones con respeCtO al ambiente subsuperficial del q ue procede son a menudo poco cI:u as e incorrectas. La razón para ello es que el ambiente de las aguas subterráneas está muy oculto a la vista, excepto en las C2vem as y las minas, y las impresiones que tenemos de esas aperturas subsuperficiales so n engañOS<ls. La observación de la superficie de la Tierra da la impresión de que el planeta es «sólido». Esta opinió n se mantiene cuando entramos en una caverna }' vemos el agua flu ir en un cauce que parece haber sido excavado en una roca sólid a.

Debido a esas observadones, muchas personas cre· en q ue el agua subterránea aparece sólo en «r íos» debajo de la tierra. En realid:td, l:t m aror parte del ambiente subsuperficial no es «sólido» en absoluto. Consta de incontables poros diminutos entre los granos de suelo y de se-

dimento, así como de estrechas diaclasas y fracturas practicadas en el lecho de roca. En conjunto, todos estOS espacios constituyen un \'o lumen inmenso. Es en estaS pequeñas ape rturas donde se reúne y se mue\'e el agua subterránea.

Considerando la hidrosfera entera, o toda el agua de la Tierra, sólo alrededor de las seis décimas partes del uno por ciento aparece bajo tierra. N o obstante, este pequeño porcentaje, almacenado en la roca y los sedimentos situados debajo de la superficie te rrestre, constituye una eno rme cantidad. Cuando se excluyen los océanos y se co nsideran s610 las fue ntes de agua dulce, se pone más de manifiesto la importancia de las aguas subterráneas.

En la T.1bla 17. 1 se muestra la d istribución de agua d ulce c:tlculada para la hidrosfera. Por supuesto. el mayor volumen aparece en forma de hielo glaciar. El segundo en la clasificación es el agua sublerrnnea, q ue constituye más del 14 por ciento del total. Sin embargo, cuando se excluye el hielo y se considera sólo el agua líquida, más del 94 por ciem o de toda e l agua d uk:e es agua subte rr.ínea. No cabe duda de que t'/ nguo mbtn"TtÍ7/t'o Tt!prtSt'l1tn el 1110)'or depósito (1t' aguo dulu qlit' rml/t/l [tía/mm,e asequible o los stres hummlOS. S1/ valor en tén ni nos de economía y de bienestar hum ano es incalculable.

Desde un punto de \~sta geológico, el agua subterránea es importante como agente erosivo. La acción di. solvente del agua subterránea \"3 m inando lentamente las r0C3S solubles como la caliza, pennitiendo la formación de depresiones superficiales denominadas dolinas, así como la creación de cavernas subte rráneas. El agua subter ránea es ta mbién un compensador del fl ujo de esco rrentía. Gran parte del agua que fluye en los ríos no procede directamente de la lluvia y de la fus ión de la nieve. Más bien, un gran porcent aje de la precipitación se infi ltra y luego se desplaza lentamente bajo tierra hasta las corrientes encauzadas. El agua subterránea es, pues, una fo nna de almacenamiento que mantiene las corrientes fl uviales durante los periodos de ausencia de prt!Cipitaciones. La informació n de la Tabla 17. 1 refuena este dato. Vemos

T..... 17.1 Agua dulce de la hidrosfera Volumen de agua dulce (km})

Partes de la hidrosfera

----~~~------~~

Casquetes polares y glacia res Aguas subterráneas lagos y embalses Humedad del suelo Vapor de agua en la atm6sfera Agua de 10$ rlos

Total Futrn.., U.S. GeoIogiaI Survey w..U!. SuppIy p~ 2220. 1987.

24.000.000 4.000.000 155.000 83.000 14.000 1.200 28.253.200

Pord6n de volumen total de agua duke (CM!) 84,945 14,158 0,549 0,294 0,049 0,004 100,000

To~

de intercambio del agua 8.000 años 280 años 70ño>

l año 9,9 días 11 ,3 días

El nIvel freátlco

que la tasa de intercambio del agua subterránea es de 280 años. Esta cifra represcnta cl tiempo necesario para sustituir el agua ahora almacenada bajo tierra. P or el contrario, la tasa de intercambio para los ríos es tan sólo ligeramente superior a II días: si se t:ortara el suministro de agua subterránea a un río y no lloviera, aquél se secaría en tan sólo 11 días. Por tanto, el agua que fluye en un río durante un período seco constituye lluvia que cayó en algún momento anterior y se almacenó bajo ticm.

Distribución de las aguas subterráneas Aguas subtelTá neas .. Importancia y distribución de las aguas subterráneas Cuando ll ueve, parle del a!,'lla discurre por la superficie, parle se evapora y el resto se infi ltra en el t erreno. Esta última vía es la fuente primari a de prácticamente toda el agua subterránea. La cantidad de agua que sigue cada uno de esos caminos, sin embargo, varía mucho en función del tiempo y del espacio. Los factores que influyen en esta variación son lo fu erte de la pendiente, la naturaleza del material, la intensidad de la lluvia, y el tipo y can tidad de vegetación . Densas lluvias que cacn sobre pendientes abruptas donde las capas suprayacen tes están compuestas de materiales impermeables provocarán obviamente un elevado porcentaje de agua de escorrentía. A la inversa, si la ll uvia cae de manera suave y uniforme sobre pendientes más graduales compuestas por materiales que son fácilmente penetrados por el agua, un porcen taje mucho mayor del agua se in filtrará en el suelo.

Algo del agua que se infiltra no viaja muy lejos, porque es retenida por atracción molecular como una capa superficial sobre las partículas sólidas. Esta zona cercana a la superficie se denomina cinturón de humedad del suelo. Está surcada por raíces, los vacíos que quedaron en el lugar de [as raíces desintegradas y las madrigueras y los mneles de las lombrices, que aumentan la infiltración del agua de lluvia en el suelo. Las plantas utiliz.an el agua del suelo en las fu nciones vitales y la transpiración. Unll parte de agua también se evapora directamente y regresa a la atmósfera.

El agua que no es retenida como humedad del suelo percola hacia abajo hasta que lI[canza una zona donde todos los espacios libres del sedimento y la roca están completamente llenos de agua (Figura 17. 1). Ésta es la zona de saturación. El agua situada en el interior se denomina agua subterránea. El límite superior de esta zona se conoce como el nivel freático. Extendiéndose

481

hacia arriba desde el nivel freático se encuentra la franja capilar (cnpilllls = cabello), en la cual el ligua subterránea es mantenida por la tensión superficial en diminutos conductos comprendidos entre los granos de suelo o de sedimento. El área situada por encima del nivel freático que abarca la franja capilar y el ci orurón de humedlld del suelo se denomina zona de aireación. AlInque puede haber una cantidad considerable de agua en la zona de aireación, esta agua no puede ser bombeada por los pozos porque está demasiado aferrada a la roca y las particulas sólidas. Por el contrario, por debajo del nivel freático, la presión del agua es lo bastante grande como para permitir que el agua entre en [os pozos, perm itiendo así que el agua subterránea pueda sacarse para su uso. Examina remos con más detallc los pozos cn otra sección del capítulo .

El nivel freático Aguas subterráneas .. Importancia y distribución de las ag uas subterráneas El nivel freático, el limite superior de la zona de saturación, es un elemento muy significativo del sistema de aguas subterráneas. El nivel freático es importante para predecir la productividad de los pozos y explicar los cambios de flu jo de las comentes y los manantiales, justificando las fluctuaciones del nivel de los lagos.

Variaciones e n el nivel freático La profundidad del nivel freático es muy variable y puede oscilar entre cero, cuando se sima en la superficie, y centenares de metros en algunos lugares. U na característica importante del nivel freático es que su configuración varía según las estaciones y de un año a ot ro, porque la adición de agua al sistema de aguas subterráneas está estrechamente relacionada con la cantidad, la distribución y la frecuencia de las precipit aciones. Excepto cuando el nivel freático se sitúa en la superficie, no poJemos observarlo directamente. Sin embargo, su elevación puede cartografi arse y estudiarse en detaUe allí donde los pozos son numerosos porque el nivel del agua en los pozos coincide con el nivel freático (Figura 17.2). Estos mapas revelan que el nivel freático raramente es horizontal, como cabría esperar. En cambio, su fonna suele ser Wla réplica suavizada de la topograña superficial, alcanzando sus mayores elevaciones debajo de ¡liS colinas y luego descendiendo hacia los valles (Figura 17. 1). En las zonas pantanosas, el nivel freático coincide precisamente con la superficie. LlIgas Y corrientes de agua ocupan generalmente áreas lo

482

e A p rT U L o ,

7

Aguas St.ibterráneas

Cinturón ilJtermedio

... Figur a 17.1 Distribución del agua subterránea. la forma del nivel freático suele ser una rép lica suavizada de la topografía super1icial.

Durante los pe ríodos de sequía, el nivel freático desciende, reduciendo el flujo de corriente y secando algunos pozos.

bastante bajas como para que el nivel &eático esté por encima de la superficie del terreno.

Van os factores contribuyen a la irregularidad superficial del nivel &eático. Una influencia importante es el hecho de que el agua subterránea se desplaza muy despacio ya velocidades variables bajo diferentes condiciones. De-

bido a ello, el agua tiende a «apilarse» debajo de las áreas altas entre valles de corrientes fl uviales. Si la Ihl\'ia cesara por completo, estas «colinas» de agua freática se hw\diñan lentamente y se aproximarían de manera gradual al nivel de los valles. Sin embargo, se suele añadir nue\'O suministro de agua de lluvia con la suficiente frecue ncia

El nivel freático

152,31

138,47 131,42

145,03

132.21 126,78

13 7,90 121,34

128 37

A.

, ,

138,47 131,42

'''0-

ISO_

,

.......... '-

~

126.78

152,31

,

145,03

-r'

132,21

"

,

13(¡,

12 1,34

,

,,

-,.' ;

I

,

:~~

483

través del cauce de la com ente. Este tipo de corrientes se denominan efluentes (Figura 17.3A). Para que eso suceda, la elevación del nivel freá tico debe ser mayor que el nivel de la superficie de la corriente. Las corrientes pueden perder agua hacia el sistema de aguas subterráneas por la salida de agua a través del lecho de la corriente. En esta situación se emplea el término inOuente (Figura 17.3 B, q. Cuando eso sucede, la elevación del nivel rre:hico debe ser inferior a la superficie de la corriente. La tercera posibi lidad es una combinación de las dos primeras: una corriente recibe aportaciones de agua en algunas secciones y pierde agua en otras.

Las corrientes influentes pueden estat conectados al sistema de aguas subterráneas por una zona saturada continua o pueden estar desconectados de ese sistema por una

12837

B. EXPUCACIÓN

Localización de un pozo y altitud del nivel freático por encima del nivel del mar. en metros El contorno muestra la altitud del nivel freático, intervalo del contorno 3 metros ..... - _ _ - Unea de nujo del agua subterránea

•

. . . . ,<0_

.. Figura 17.2 Preparación de un mapa del nivel freeSt ico. El nivel del agua de los pozos coincide Corl el nivel freático. A. En primer lugar. ~ sitúan en un mapa las localizaciones de los poros y la elevilci6n del nivel fre<\tico por encima del nivel del ma r. B. Estos punt05 se utilizan pa ra trazar las trneas de contomo del nivel freático a inlervalos regulares. En este mapa de muestra el interva lo es de 3 metr05. las Hncas de flujo del agua sub terránea pueden añadirse para mostrar el movimiento del agua en fa parte superior de la Zonil de saturación. El i1guil subterrál"ll!a tiende a movene más o menos perpendkularmente a los contornos, descendiendo por la pendiente del nivel fn!ático. (Tomado del U. S. GeoIogkal Survey.)

como para e,.jtar esto. No ol.Jstante, en época de mucha sequía (vénse Recuadro 17. 1), el nivel freático puede descender lo suficiente como para secar los pozos poco profundos (Figura 17. 1). O traS causas de la fa lra de uniformidad del nivel rreático son las variaciones de precipitación y penneabilidad de un lugar a otro.

Interacción entre las aguas subterráneas y las aguas corrientes La interacción entre el sistema de aguas subterráneas y las aguas comentes es un eslabón básico del ciclo hidrológico. Puede producirse de tres maneras. Las corrientes pueden recibir agua de la aportación de aguas subterráneas a

A. Efluente

Nivel freático

\

B. Influente (conectado)

Nivel fieático

\

Zona de

aireación

C. Inflvente (desconectado)

.. Figura 17. 3 Interacción entre el sistema de aguas subterráneas y Las cOl1ientes de aguilS supeñKiales. A. las corrientes efluentes reciben agua del sistema de aguas subterráneas. B. las corrientes influen tes pierden agua hacia el sistema de aguas MJbterrnneas.

C. Cuando una zona de aireaci6n separa las conientes ¡nfluentes del sistema de aguas subterráneas, puede formarse una prollJberancia en el nivel freá tico. (Tomado del U. S. Geological Survey.)

484

e A p í T U Lo

17

Aguas subterráneas

El impacto de la sequía en el sistema hidrológico· La sequío es un período de tiempo anormalmente seco que persiste lo suficiente como para producir un desequilibrio hidrológico significati\·o, como daños en las cosechas o restricciones en el suministro de agua. La gravedad de la sequía depende del grado de carencia de humedad, su duración y el tamaño de la zona afectada.

Aunque los desastres narurales como las inundaciones y los huracanes suelen generar más atención, los períodos de sequía pueden ser igual de devastlldores y tener un precio más alfO. De media, los períodos de sequía cuestan a Estlldos Unidos entre 6.000 y 8.000 millones de dólares anuales, mientras <lue las inundaciones cuestan 2.400 mi llones de dólares y los huracanes, entre 1.200 y 4.800 millones de dólares. Se calculó que las pérdidas económicas directas causadas por Wl período de sequía en 1988 ascendieron a 40.000 miUones de dólares.

La sequía se distingue de olTO$ peligros naturales de manern diferente. En primer lugar. se produce de una manera gradual, «progresiva .. , 10 cual dificulta la determinación del principio y el fi nal del fenómeno. Los efectos de la sequía se acumulan lentamente durante un largo período de tiempo y a veces durdn años hasta que la sequía termina. En segundo lugar, no existe tma definición precisa y universalmente aceptada de sequía. Eso se añade a la confusión de si realmente se esti produciendo sequía o no y, en caso afinnati\1l, cuál es su gravedad. En tercer lugar, la sequía raramente produce daños eslnlcturales; por ta11l0, sus efectos sociales y económicos son Illenos evidentes que los daños provocados por Otros desastres naruT1lles.

Las definiciones reflejan cuatro aproximaciones básicas para medir la 5t':t}uía: la meteorol6gica, la agrícola, la hidrológic:.a y la socioeconÓmica. La ~qtlIÍl mdtOrT)I6gUo est:í relacionada con el grado de sequedad según la desviación de las precipitaciones de los v:¡lores non nales y la duración del período seco. La srquío agrir% suele enlazarn: a un déficit de humedad del suelo. La necesidad hidrológica de una planta depende de las condiciones

meteorológicas predominanteS, las características biológicas de la planta en particular, su estadio de crecimiento y las diferentes propiedades del suelo. La stt¡JJÍIJ hidrológico se refiere a [as caTCncias en el suministro de agua superficial y subsuperficial. Se mide como ni\'cles de circulación del agua, de lagos, de embalses y de aguas subterráneas. Hay un vado temporal entre el inicio de las condiciones secas y una caída del nivel de circulación del agua, o la disminución de los niveles de los lagos, los embalses y las aguas subterráneas. Por tanto, las mediciones hidrológicas no son los primeros indicadores de sequía. La seqllío socioeamóm;ca es un reflejo de lo que sucede cuando una restricci6n física de agua afecta a las personas. La sequía sociocconómica se produce cuando la demanda de un bien económico excede la ofena como consecuencia de una disminución de! swninistrO de agua.

Por ejemplo, la sequla puede provocar tma disminución significativa de la producción de energía hidroeléctrica, que, a su vez, puede precisar de la transfonnación a combustibles fósiles más caros o recon es significativos de energia.

Hay una serie de impactos asociados con la sequía meteorológica, ab'l"Ícola e

hidrológica (Figun J7.A). Cuando la sequía meteorológica empieza, el sector agrícola suele ser el primer afectado. debido a su gt3n dependencia de la humedad del suelo. La humedad del sucio se reduce rá pidamente durante períodos largos de sequía. Si persiste la C'd rencia de precipitaciones, quienes dependen de los ríos, los embalses, los lagos y las aguas subterráneas pueden quedar afectados.

Cuando la precipimción vueke a los niveles nonnales, la sequía meteorológica llega a su fin. Primero se repone la humedad del suelo, luego la circulación del agua, los embalses }' lagos, y, por último, las aguas subtemm.'3s. Por mnlO, los impactos de la sequía pueden disminuir rápidamente en e! sector agrícola gracias a la dependencia de la humedad del sueJo, pero pueden alargarse durante meses o años en otrOS sectores que dependen de los suministrOS almacenados de agua superficial o subsuperficial. Los usuarios de las aguas subterráneas, que suelen ser los últimos afectados tras el inicio de la sequía meteorológica, también pueden su • B_do ~n pon e en el m.tenal prep"r:"lo por el Centro Americano de: Mirigllción de 13 Sequla (hup:l/droogh,.unl.edll).

Carencia da precipitaciones (provoca una reduc:ci6n de la escorrentIa Yla infiltración)

carencia de humedad en el suelo (provoca una baja producción de cosechas)

./

Disminución de La circulación del agua, de la aportación de agua a los embalses Y los lagos; descenso del nivel freá.tico: reducción de las zonas húmedas (provoca una reducción del suministro doméstico de agua y el hábitat natura/)

Sequ~

meteorológica

Sequfa agñcola

Sequía hidrológica

• Figura 17.A Secuencía de los impactos de la sequía. Después del comienzo de la sequía meteorológica, la agricultura es la primera afectada, seguida de las reducciones de la circulación det agua y los niveles hidrológicos de 105 lagos, los embalses y las aguas subterráneas. Al tenninar la seq uía meteorológica, la sequía agrícola acaba cuando se repone la humedad del suelo. la sequía hidrológica ta rda un tiempo considerablemente mayor en acabar.

Factores que influyen en el aJmacenamieflto y la circulación de 13S aguas subterráneas

los últimos en volver a los niveles hidrológicos normales. La cluración del periodo de recuperación depende de la intensidad de la sequía meteorológica, su duración )' la C2Iltidad de precipit:l.ci6n reci bida al finaliza r la sequfa.

Los impactos sufridos a causa de la sequía son producto del acontecimiento meteorológico. así como de la vulnerabilidad social a períodos de carencia de precipitaciones. Dado que la demanda de agua aumenta como consecuencia del

485

crecilllil!llto de la población y las migraciones regionales, cabe esperar que en el futuro las sequías produzcan mayores impactos, ha}'a o no un aumento de la cuencia o la intensidad de la sequía me-

rre-

teorológica.

zona no saturada. Comparemos las partes B y C de la Figura 17.3. Cuando la corrieme está desconectada, el nivel frcático tiene un abultamiento apreciable por debajo de la corriente si la velocidad del movimiento del agua a través del cauce y la zona de aireación es mayor que la velocidad a la que las aguas subterráneas se apartan del abultamiento.

En algunos lugares, una corriente puede ser siempre efluente o influente. Si n embargo, en muchas siruaciones la dirección del"f1ujo puede variar mucho a lo largo de la corriente; algunas secciones reciben agua subterránea y OtraS secciones pierden agua hacia el sistema de aguas subterráneas. Además, la dirección de la corriente puede cambiar durante Wl intervalo COrto de tiempo como consecuencia de ton nentas, que aii.aden agua cerca de la onUa de la corriente o cuando inundaciones instantáneas temporales descienden por el canal.

Las aguas subterráneas contribuyen a las corrientes en la mayoria de los COntextos geológicos y climáticos. Incluso cuando las corrientes principalmente pierden agua hacia el sistema de aguas subterráneas, detcnninadas secciones pueden recibir aportación de agua subterránea durante algunas estaciones. En un estudio de 54 corrientes de todas las partes de Estados Un idos, el análisis indicaba que el 52 por ciento del caudal era aportado por las aguas subterráneas. La aportación de las aguas subterráneas oscilaba entre un mínimo del 14 por ciento a un máximo dd 90 por ci ento.

a menudo se denominan poros. La ca ntidad de agua subterránea que puede almacenarse depende de la porosidad del material, que se define como el porcentaje del volumen total de roca o de sedimento formado por poros. Los huecos son con frecuencia espacios que quedan entre las partículas sedimenta rias, pero también son comunes las diadasas, las fallas, las cavidades formadas por disolución de la roca soluble, como la c-.lliza.}' las vesículas (\'acíos dejados por los gases quc escapan de la la\·a).

Las variaciones de porosidad pueden ser grandes. El sedimento es a menudo bastante poroso y los espacios abiertos pueden ocupar entre el 10 Y el 50 por ciento del volumen total del sedimento. El espacio poroso depende del tamaño y la fonna de los granos, de cómo están empaquetados, del grado de selección r, en las rocas sedimentarias, de la cantidad de material cementantc. Por ejemplo, la arcilla puede tener una porosidad de hasta un 50 por ciento, mientras que aJgunas gra\'as pueden tener sólo un 20 por ciento de huecos.

Cuando se mezclan sedimentos de diversos tamaños, la porosidad se reduce porque las partículas más finas tienden a llenar las aperturas entre los granos más gra ndes. La mayoría de las rocas ígneas y metamórficas, así como algunas rocas sedimentarias, están compuestas por cristales muy unidos, de manera que los huecos entre los granos pueden ser despreciables. En estaS rocas, las fracturas proporcionan la porosidad.

Factores que influyen en el almacenamiento y la circulación de las aguas subterráneas

Permeabilidad, acuicluidos y acuíferos

La naturaleza de los materiales subsupernciales influye mucho en la \,e1ocidad del movimiento del agua subterránea y cn la cantidad de agua subtcrránea que puede almacenarse. Dos factores son especialmente importantes: la porosidad y la permeabilidad.

Porosidad El agua empapa el terreno porque el lecho de roca, el sedimcnto y e! suelo contienen innumerables huecos o apcrruras. Estas aperturas son similares a las de una esponja y

La porosidad, por sí sola, no puede medir la capacidad de un material para suminiSCI"'.tr agua subterránea. La roca o el sedimento pueden scr muy porosos, pero no pemlitir el movimiento del ab'lla a través de ellos. Los poros deben c.<¡tar ro1l/xtlldos para pennitir el flujo de agua, y deben ser lo bnst0111t grnudes para pennitirlo. Por tanto, la permeabilidad (permeort = penetra r) de un material, su capacidad para tro'f1$7IIitir un fluido, es también muy importante.

El agua subterránea se mueve serpenteando }' girando a través de pequeñas aperturas interconecc-adas.

Cuanto menores sean los espacios porosos más lento será el movimiento del agua. Esta idea queda d arameme ilustrada al examinar la información sobre el potencial de suministro de agua de diferentes materiales que se muestran

486

CAP f TUL O 1 7

Aguas subterráneas

Tabla 17.2 VaIore5 seleccionados de Material Suelo Arcilla

Arena GrclVa Caliza Arenisca (semiconsolidada) Granito Basalto (fresco)

d, rendimiento especfffco 'f retención específica· Porosidad 55 50

25 20 10 11

0, 1 11

Porosidad eficaz

Retenc:ió n específica

"

40 2 22 19 18 6 0,09 8

48 3

2 5 0,01 3

'Im valores ... dMl ftl pOlun,* po< \fOItJmt<l.

FuoWe u.s. GeoIogiuoI SuNey W,11e" SuppIy Plptr 2220, 1981.

en la Tabla 17.2, en la que el agua subterránea se divide en dos categorías: (1) la porción que drenará bajo la influ encia de la K.f"3vedad (denominada porosidad ~ficoz), J' (2) la parte que es retenida a modo de película sobre las superficies de las partículas y las rocas y en dimi nutas apenuras (denominada 1Yunció,¡ esp~cffi{o) . La porosidad efi caz ind ica cuánta agua es realmente asequible para su uso, mientras que la retención específica indica cuánta agua permanece unida al materia!. Por ejemplo, la capacidad de la arcilla para almacenar agua es grande debido a su gran porosidad, pero sus espacios porosos son tan pequeños que el agua es incapaz de moverse a través de ellos.

Por tanto, la porosidad de la arcilla es grande, pero, debido a su baja penneabilidad, la arcilla tiene un rendimiento específico muy bajo.

Los estra tOS impermeables que obstacu lizan o impiden el movim..i ento del agua se denominan acuicludos.

La arcilla es un buen ejemplo. Por OtrO lado, las partículas más grandes, como la arena o la grava, tienen espacios porosos mayores. Por consiguiente, el agua se mueve con relativa facilidad. Los estratos de roca o sedimentos permeables que transmiten libremente el agua subterránea se denominan acuíferos (Oq1/11 = agua; In- = transporta r).

Las arenas }' las gravas son ejemplos comunes.

En resumen, hemos visto que la porosidad no siempre es una guía fia ble de la ca ntidad de agua subterrá nea que puede producirse y que la penneabijjdad es importante para detenninar la velocidad de movimiento del agua subterránea y la cantidad de agua que podría bombearse desde un pozo.

t:eminea en los espacios porosos y las fracturas que quedan en las rocas y sedimentos. Por tantO, al contrario de cualquier impresión de nujo rápido que un río subterráneo pueda evocar, el movimiento de la mayor parte del agua subterránea es extraordinariamente lento, de poro a poro. Por extraordinariamente lento entendemos velocidades típicas de unos pocos centímetros al día.

La energía que hacc moverse el agua subterránea la proporciona la fuerza de la gravedad. En respuesta a la gravedad, el agua se mueve desde áreas donde el nivel freático es elevado a zonas donde éste es bajo. Esto significa que el agua tiende hacia un cauce de corriente, lago o manantial. Aunque algo del agua tome el camino más directo hacia debajo de la pendiente del ni"el freático, gran parte sigue caminos curvos, largos, hacia la zona de descarga.

En la Figura 17.4 se muestra cómo percola el agua en una corriente desde todas las posibles direcciones. Algunas trayectorias retornan hacia arriba, según parece en contra de la fuer-z.a de la gravedad, y entran por el fondo del cauce. Esto se explica F.ícilmente: ruanto mayor sea la profundidad en la zona de saturación, mayor será la pre· sión del agua. Por tanto, los recovecos seguidos por el

Nivel freéticO

',,-, •1.-.........:

Corriente

Circulación de las aguas subterráneas Ya hemos comentado el concepto erróneo común de que el agua subterránea aparece en ríos subterráneos parecidos a las corrientes de agua superficiales, Aunque existen ríos subterráneos, no son frecuentes. En cambio, como aprendimos en las secciones precedentes, existe agua sub-

• Figura 17.4 Las flechas indican el movimiento del agua subterránea a través de material uniformemente permeable. Se puede pe nsar en los serpenteos que sigue el agua como el compromi50 entre el empuje descendente de la gravedad y la tendencia del agua a moverse hacia zonas de presión reducida.

Manantiales o fuentes

agua en la zona saturada pueden considerarse como un compromjso entre e l empuje hacia abajo de la gravedad y la tendencia del agua a desplazarse hacia áreas d e presión reducida. Como consecuencia, a cua lquier alrurn dada, el agua está bajo una presión mayor debajo de una colina que debajo de un cauce de corriente, y el agua tiende a migrar hacia los puntOS de menor presión.

Los conceptos modernos de la circulación del agua subrerránea fueron fonnulados a mediados de l siglo XL'{ con el trabajo del ingeniero francés I-Ierui D arcy. Durante este período, Darcy realizó mediciones y llevó a cabo experimentos en un intento de determinar si las necesidades hídricas de la c iudad de Dijon, en el centro oriental de Francia, podían satisfacerse con la explotación de las aguas subterráneas de la zona. Entre los experimemos realizados por Darcy hubo uno en el que se demostró que la velocidad del flujo de las aguas subterráneas es proporcional a la pe ndiente del nive l freático: cuanto más inclinada es la pendieme, más rápid o es el movimiento del agua (ya que, cuanto más inclinada es la pendiente, mayor es la dife rencia de presión e nt re dos puntos). La pendiente del nivel frcático es conocida como gradiente hidráulico y puede expresarse de la siguiente manera:

G ra d·lente h·d . rICO I rau

h - h =

I

d

2

donde h , es la ele\'<\ción de un puntO sobre e l nivel freático, /;2 la elevación de un segundo punto, y d es la d istancia horizontal entre ambos puntOS (Figura 17.5).

D arcy también experimentó con d ife rentes materiales como arena gnlesa y aren:l fina, midiendo la veloci-

487

dad del llujo a través de tubos llenos de sedimentos incl inados a va rios ángulos. Descubrió que la velocidad del flujo variaba con la pemleabilidad del sedimento: las aguas subterráneas fl uyen con mayor \'elocidad a través de los sedimentos con una mayor permeabilidad que a través de los materiales con una permeabilidad menor. Este facto r es conocido como conductividad hidrnulica y es un coeficiente que tiene en cuenta la permeabilidad del acuífero y la viscosidad del fluido.

Para determin ar el caudal (Q), es decir, el volumen real de agua que fluye a través de un acuifero en un momento detenni nado, se utiliza la siguiente ecuación:

Qdonde

h -b I

d

2

_K-,-A-,<h..cl _- --'h-"-,) d

es el gradiente hidráulico. K es el coefi-

ciente que representa la conductividad hidráulica y A es el área transversal del acuífero. Esta expresión se ha denomin:ldo ley de Darcy en honor al cienúfico pionero francés.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Hay alguna manera de medir directamente la velocidad de movimiento de las aguas subterráneos en un acU/1ero?

Sí. En un método muy sencillo, se introduL'e un colorante en un pozo y se mide el tiempo hasta <¡ue el agente colora me aparece en otro pozo a una dista ncia conocida del primero.

Con experimentos de este tipo se h~ demostrado que la velocidad del movimiento de las aguas subterráneas es muy \'"3 riable. Una velocidad típica de muchos acuíferos es de alrededor de 15 metros anuales (unos 4 centímetros d iarios), pero se han medido \'elocidades más de 15 \"CCcs superiores a esta cifra en materiales excepcionalmente permeables.

Manantiales o fuentes

-.

-- --

Aguas subterráneas ... Manantiales o fuentes y pozos

h,-flr

N'" Gradiente hldréulico ..

~

... FlgUf. 17 .5 El gradiente hidr.§ulico se determina midiendo la diferencia de elevación entre dos puntos del nivel fre.§tico (h 1 - h]) dividida por la distancia entre ellos, d. los polOS se utilizan para detemlina r la altura del nivel freátlco.

Los ma nantiales han despertado la curiosid:ld }' maravillado a los seres humanos dUnlnte miles de años. E l hecho de que los manantiales fuernn, y para algunas personas todavía sean, fenómenos bastante m isteriosos, no es difícil de entender, porq ue se trata de agua que fluye Ijbremente desde el ter reno en todo ti po de cl imas en una cantidad aparentemente inagotable, pero sin un origen o b\'io.

488

CAP í TUL O 1 7

Aguas ~ubterráneas

S610 a mediados del siglo >''VII, el físico fran cés Pierre Perrault, invalidó la antigua suposició n de q ue la precipitación no podía explicar de manera adecuada la cantidad de agua que manaba de los manantiales y fluía a los ríos. D urante va rios años, Perrault calculó la cantidad de agua que cayó en la cuenca de l río Sena. Calculó luego la escorrentía anual media mid iendo el caudal del río. Después de tener en cuenta la pérdida de agua por evaporación, demostró que quedaba suficienre agua para alimentar los manantiales. Gracias a los esfu erws pioneros de Perratllt y a las determinaciones realizadas por muchos después de él, sabemos ahora que el o rigen de los manantiales es el agua procedente de la zona de saturación y que el origen de esta agua son las preci pitaciones.

Cuando el nivel freático intersel.'ta la superficie terrestre, se produce un flujo natural de salida del agua subterránea, que se denomina manantial o fuente. Los manantiales se fonnan cuando un acuicluido detiene la circulación descendente del agua subterránea y la obliga a mO\'erse lateralmente. Allí donde aflora un estrato penneable, aparece un manantiaL Otra situación que lleva a la fonnació n de Ulla fuente es la ilustrada en la Figura 17.6. Aquí, un acuiduido se sitú.1 por encima del nivel freático principal. Confonne el agua se filtra hacia abajo, lUla porción de ella es interceptada por elacuicluido, creando así una zona local de saturación y un nivel freático colgado.

Los manantiales, sin embargo, no están confina dos a lugares donde un nivel freátko colgado crea un flujo hacia la superficie. Muchas situaciones geológicas lle\-all a la fonnación de manantiales porque las condiciones subternl:neas varían mucho de un lugar a o tro. Incluso en áreas donde las capas su byacentes son rocas cristalinas impermeables, pueden existir zonas permeables en fo rma de fra cturas o canales de d isolución. Si estas aperturas se llenan con agua y hacen intersección con la superficie de terreno a lo largo de una pendiente, se producirá un manantial.

... Flgur. 17.6 CUilndo un acuicJuido está situado por encimil del nivel freático princiPilI, puede producirse unil zonil de satul'ilción locillizildil. Donde el nivel freático colgado hilce intersccdón con la ladetil de l villle, fluye un milniln tiill. El nivel lreático colgado también hizo que el pozo de liI derechil dieril aguil, mienttils que el de liI izquierda 00 producirá agUil a menos que sea perforado a una mayor prolundidad.

Fuentes tennales y géiseres Por de finjci ó n, el agua de una fuente tennal está entre

6 y 9 oC más caliente que la temperatura med ia anual del ai re para las local idades donde aparece. Sólo en Estados Unidos, ha}' más de 1.000 de estas fue ntes (Figura 17.7).

Las temperaturas de las minas profundas y de los pozos petrolíferos no n nalmente se e levan, al aumentar la profundidad, una med ia de unos 2 oC cada 100 metros.

Po r consiguiente, cuando el agua subter ránea circula a grandes profundidades, se calienta. Si se eleva a la superficie, el agua puede emerger como una fu ente tennal. El agua de algunas fuen tes te nnales del este de Estados Unidos se c;¡lienta de esta manera. Sin embargo, la gran ma}'oñ a (más del 95 por ciento) de las fuentes rermales (y géiseres) de Estados Unidos se encuentra en el oeste (Figura 17.7). La razón para esta distribución es que la fu ente de calor de la mayoría de las fuentes termales es el enfriamiento de las rocas ígneas, y es e n eJ oeste donde la actividad ígnea se produjo más recientemente.

Los géiseres son fuentes termales intermitentes en las cuales las columnas de agua sun expulsadas con gran fuerLa a d iversos intervalos, alcanzando a men udo 30-60 metros en el aire. Después de cesar el chorro de agua, se lanza una colunma de vapor nonnahnente con un rugido acronador. Quizá el géiser más famoso del mundo es el Old Faithful del Parque Nacional Yellowstone, que hace erupción aproximadamente una \'ez por hora. La gran abundancia, diversi d:ld y naturaleza espectacular de los géiseres de YelJowst.One y Otras características ténnicas fuero n indudablemente 1:1 razón principal para que se con\'Í n;era en el primer pa rq ue nacional de Estados Unidos.

También se encuentran géiseres en otras partes del mundo, sobre todo e n Nue\'a Zelanda e Islandia. De hecho, la palabra islandesa geyrn, que significa salir a chorros, nos proporcionó el nombre de «géiser».

Fuentes terma les y géiseres

489

... Figura 11.1 Distribudón de las fuen tes

termales y de los géiseres en Estados Unidos. Obsérvese la concent radón en el oeste, donde la actividad fgnea ha sido más reciente. (De G. A. Waring, U. S. Geological Survey Professional Paper 492, 1965.)

,-

• -'-o

o

.,'

400 mi O

400 km

~

Los géiseres aparecen donde existen exte nsas cá maras subterráneas dentro de las rocas ígneas calientes. En la Figura 17.8 se muestnl cómo funcionan. Cuando agua subterránea relativamente fría entra en las cámaras, se Cllienta gracias a la roca circundante. E n el fondo de las cámaras, el agua está bajo una gran presión debido al peso del agua suprayacente. Esta gran presión evita que el agua hie rva a la temperarura superficial normal de 100 oc. Por ejemplo, el agua del fondo de una cámara llena de agua situada a 300 metros debe alcanzar casi 230 oC antes de hervir. El calentamiento hace que el agua se expanda, con el resultado de que algo del agua se \·e forzado a salir a la superficie. Esta pérdida de agua reduce la presión de la que queda en la cá mara, lo que reduce el punto de ebullición.

Una porción del agua que hay en profundidad den tro de la cámara se convierte rápidamente en vapor y el géiser entra e n erupción (Fi gura 17.8). D espués de la erupción, agua subterránea fría vuelve a entrar en la cámara y el ciclo vuelve a empezar.

C uando el agua su bterránea de las fue ntes termales y los géiseres fluye hacia fuera e n la superficie, el ma terial en solución suele precipitar, producie ndo una acum ulación de roca sedime ntaria química. E l mate rial depositado en cualqui er lugar de terminado re fl eja habitualmente la composición química de la roca a través de la cual el agua circuló. C uando el agua contiene sílice disuelta, se deposita alrededor de la fue nte un material denominado geisC1"ira. C uando el agua contiene disuelto carbonato cálcico, se de posita una fo rma de caliza que se denomina tmv ertino o toba calcárea. El último término se utili za si el mate rial es esponjoso y poroso.

Los depósitos de las fuentes termales Mammoth del Pa rque N acional Yellowstone son más espectaculares que la mayoría. Confonne el agua caliente fluye hacia ar riba a través de una serie de canales y luego a la superficie, la presión reducida pennite que se separe el dióxido de ca rhano y escape del agua. La pérdida del dióxido de carbono hace que el agua se sobresature con carbonato cálcico, que entonces precipita. Ade más de contener sílice y carbonato cálcico disueltos, algunas fuentes tennales contienen azufre, que proporciona al agua un mal sabor y un olor des.1gradable. Indudablemente la fu ente Ronen Egg (huevo podrido) de N evada es de este tipo.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN Sé que Old Faithfuf, en el Parque Nacional Yellowstone, es el géiser más famoso. ¿ Es el más grande?

No. Parece que esa distinción pertenece al géiser Stcamooat de Yellowstone, al menos si utilizamos la palabra «grande» con el significado de «alto». Durante Wla erupción grandc, el géiser Steamooat puede expulsar chorros de agua de 90 mctros de altura durante hast:1 40 min utos. D espués de esta fuse de agua, en la fase de vapor se producen potentes expulsiones de nubes calientes que se elevan 150 metros en el cielo. Como la mayoría de géiseres de Yellowstone, el géiser $teamOOal no es fiab le como Q ld Faithfu1. Los intervalos entre erupciones pueden oscilar entre tres días y 50 años. El géiser, que pennaneció en completo reposo de 1911 a 1961, ha entrado en erupción menos de 10 veces desde 1989.

490

e A P í TUL o 1 7

Ag uas subterráneas

..... ~.

,.

, • ~

Pozos ••

~

Aguas subterráneas ... Manantiales o fuentes y pozos El método más común para extraer agua subterránea es el pozo, un agujero taladrado en la zona de saturación.

Los pozos sirven a modo de pequeños depósitos a los cuales migra el agua subterránea y de los cuales puede bombearse a la superficie. La utilización de pozos se re· monta a muchos siglos y sigue siendo un método jm· portante para la obtención de a&'Ua en la actualidad. Con mucho, la utilización mayor de esta agua en Estados Unidos es la irrigación para la agricultura. M ás del 65 por ciento del agua subterránea utilizada cada año se emplea para este fin. El uso industrial se encuentra en segundo lugar, seguido de la cantidad utilizada en los sistemas de abastecimiento de agua de las ciudades y en las casas rurales.

El nivel freá tico puede fluctuar considerablemente a lo largo de un año, descendiendo durante las estaciones secas y elevándose tras los períodos de lluvia. P or consiguiente, para asegu rar un abastecimiento continuo de agua, un pozo debe penetrar debajo del n.ivel freáti. co. Cuando se extrae agua de un pozo, el nivel freático alrededor del p07..Q se reduce. Este efecto, denominado descenso de nivel, dismin uye al aumentar la distancia desde el pow. El resultado es una depresión en el nivel freático, de forola aproximadamente cónica, conocida

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN He oído decir que los suministros de agua subterránea pueden localizarse utilizando un palo bifurcada. ¿ Realmente se puede hacer as/7

.. Figura 17.8 Diagramas idealizados de un géiser. Un géiser puede formarse si el calor no se distribuye por convección. A En esta figura, el agua situada cerca del fondo se calienta hasta c.asi su p unto de ebullición, B punto de ebullición es más alto allf que en la superfr6e, porque el peso del agua que tiene por encima aumenta la presión.

8. El agua situada por encima en el sistema del géiser también se calienta. Por consiguiente, se expande y fluye hacia amba, reduciendo la presión del agua situada en el fondo. C. Al reducirse la presión en el fondo, se Pfoduce la ebullición. Algo del ag ua del fondo sale en forma de vapor expansillO y produce una erupción.

Lo que describe es una práctica denominada «radiestesia,..

En el método clásico, una persona, sosteruendo un palo bifurcado, anda de un lado a otro sobre una zona. Cuando se detecta agua, se supone q ue la parte inferior de la «y,. percibe una atracción hacia abajo.

Los geólogos y los ingenieros, como poco, dudan. Las historias de casos y las de mostraciones pueden parecer convincentes, pero cuando la r.ldiestesia se somete al escrutinio científico, fracasa. Los ejemplos más « satisfactori os» de rad iestesia se producen en luga res donde seria difícil que el agua pasara desapercibida. En una región con las lluvias adecuadas y ulla geología favorab le, ¡es difícil perfornr y no encontrar agua!

Pozos artesianos

491

... Figura 17.9 Suele lormarse un cono de

depresión en el nivel lreático alrededor de un pozo de bombeo. Si un bombeo intenso reduce el nivel fretilico. pueden secarse los pozos someros.

I

_J,.._ Antes del bombeo

intenso

"'.

.

.-

""","""-"-

~~l• ~..l-

como cono de depresión (Figura 17.9). Dado que el cono de depresión aumenta el gradiente hidráulico cerca del pozo, el agua subterránea fluirá más deprisa hacia la apertunl . Para la mayoría de los pozos d omésticos más pequeilos, el cono de depresión es desprecia ble.

Sin embargo, cuando los poros están siendo bombeados con mucha intensidad para el regadío o con fi nes industrial es, la extracción del agua puede ser lo bastante grande como para crear un cono de depresió n muy ancho y empinado. Esto puede reducir sustancialmente el nivel freático de un área y secar los pozos poco profun dos de los alrededores. En la Figura 17.9 se ilustra esta situación.

La excavación de un pozo satisfactorio es un problema fa miliar para las personas que viven en áreas donde el agua subterránea es la fu ente princi pal de abastecimiento. Un pozo puede ser productivo a una profundidad de 10 metros, mientras que un vecino puede tener que profundizar dos veces más para encontrar un abastecimiento adecuado. OtrOS pueden verse o bligados a llegar a mayor profund idad o a intentarlo en un sitio diferente. C uando los materiales subsuperficiales son heterogéneos, la cantidad de agua que un pozo es capaz de proporcionar puede varia r mucho en distancias cortas. Por ejemplo, cuando se perforan dos pozos próximos al mismo nh'cl y sólo uno produce agua, ¡lUede deberse a la presencia de un nivel freático colgado debajo de uno de ellos. Este caso se muestra en la Fi gura 17.6. Las rocas metamórficas e ígneas masivas proporcionan un segu ndo ejemplo. Estas rocas cristalinas no suelen ser muy penneables, excepto cuando son cortadas por muchas diaclasas y fractunls que intersectan entre sí. Por consiguiente, cuando un pozo perforado en una roca de este tipo no se encuentra con una red adecuada de fra cturas, es probable q ue sea improductivo.

Pozos artesianos Aguas subterráneas ... Manantiales o fuentes y pozos

En la mayoría de los pozos, el agua no puede ascender por sí misma. Si el agua se encuentra por primera vez a 30 metrOS de profundidad, pennanecerá a ese nivel, fluctuando quizá un metro o dos con los períodos estacionales de humedad y sequía. Sin embargo, en algunos pozos, el agua asciende, demmándose a veces por la superficie. Estos poros son abundantes en la región A nois del non e de Francia y por eso denominamos a estos pozos autoascendentes artesianos.

Para muchas personas el término artesitmQ se aplica a cualquier pozo perforado a grandes profun didades. Este uso del té.rmino es incorrecto. Otros creen que un pozo artesiano debe fl uir libremente a la superficie (Figura 17.10). Aunque ésta es una idea más correcta que la primera, constituye una definici ón muy restringida . El término artesiano se aplica Q {Un/qui" situación en la cual el agua subterránea bajo presión asciende por encima del nivel del acuífero. Como veremos, esto no signifi ca siempre una salida de flujo libre a la superficie.

Para que exista un sistema artesiano, deben cumplirse dos condiciones (Figura 17. 11 ): (1) el agua debe estar confinada a un acuífero inclinado, de modo que un extremo pueda recibir agua, y (2) debe haber acuicludos, encima y debajo del acuífero, para evitar que el agua escape. Cuando se pincha esta capa, la presión creada por el peso del agua siruada encima obligará al agua a elevarse hasta un nivel denominado piezométrico. Si no hay fri cción, el agua del pD"t..O se elevará al nivel del agua situada encima del acuífero. Sin embargo, la fricción reduce la altura de la superficie piezométrica . Cuanto mayor sea la distancia desde el

492

e A p í TUL o

I 7

Aguas subterráneon

~

Figura 17.10 A veces el agua fluye libremente a la superficie cuando se desarrolla un pozo artesiano. Sin embargo, en la mayoría de los pozos artesia nos, el agua debe ser bombeada a la superficie.

(Foto de James E. Patt~n . )

·

Pozo artesiano que no fluye (el agua debe bOmbeafse a la superfic;i\!

desde la superfICie plezornétrica)

~

••

piezométrica

.. figura 17.11 l os sistemas artesianos 5e producen cuando un acuífero indinado está confinado entre estratos impt!rmeab les.

área de T&arga (donde el agua entra en elacuifero inclinado), mayor será la fricción y menor la elevación del agua.

En la Fibrura 17. 11 , e l poro 1 es un pcYLO artesiano

zomé trica está por debajo del nivel del suelo. Cuando la superficie picwmétrica está por encima del rerreno y el pozo se perfo ra en el acuífero, se crea un po:r..o artesiano

no surgentc, porque en esta situación la superficie pie-

surgcnte (pozo 2, Figura 17. 11 ). No todos los sistemas

Problemas rel acionados con la extracción del agua subterránea

artesianos son pozos. También existen fuentes nrtes;OllM. En este caso, el agua subterránea alcanza la superficie elevándose a tra\·és de una fractura natura l, en lugar de hacerlo a t ravés de un agujero producido arti ficia lmente.

Los sistemas artesianos actú:m como cond uclOs, transmitiendo a menudo el agua a grandes distancias desde áreas remotas de recarga hasta los puntos de descarga.

Un sistema artesiano bien conocido en Dakota del Sur es un buen ejemplo de esto. En la parte occidental del estado, los bordes de una serie de capas sedimentarias se han doblado hacia la superficie a lo largo de [os fl ancos de las B1ack Hills. Una de esas capas, la arenisca D akom permeable, se encuentra entre capas impenneab les y buza gradualmente en el terreno hacia el este. Cuando se pinchó el acuífero por primera vez, el agua brotó de la superficie del terreno, creando fuentes de muchos metrOS de altura (Figura 17. 12). En algunos lugares, la fuerza del agua fue su fici ente como pa!'"a proporcionar energía a turbinas hidráulicas. Sin embargo, escenas como las de la imagen de la Figura 17. 12 ya no pueden ocurrir, porque se han perforado miles de pozos adiciona les en el mismo acuífero. Esto agotó el depósito, )' descendió el nivel [reático del área de recarga. Como consecuencia, la presión ca)'ó hasta el punto de que muchos pozos dejaron de fluir y tuvieron que ser bombeados.

A una esca la diferenre, los sistemas de abastecimiento de las ciudades pueden ser considerados ejemplos de sistemas artesianos arti ficiales (Figura 17.13). El depósito de agua representaría el área de recarga; las tuberías, el acuífero confinado, y los gri fos de las casas, los pozos artesianos surgcntes.

Problemas relacionados con la extracción del agua subterránea Como ocurre con muchos de nuestros valiosos recursos naturales, el agua subterránea est'J. siendo explotada a un ri tmo creciente. En algunas zonas, la sobreexplotación amenaza la existencia del abastecimiento de agua subterránea. En Otros lugares, su extracción ha hecho que se

493

... Figura 17.12 Pozo artesiano que fluye «en forma de surtidor-

en Dakota del Sur a princi pios del siglo xx. En la actualidad se explota el mismo acuífero confinado a lravés de millares de pozos adicionales; por tan to, la presiÓfl ha desceodido hana el punto de que muchos pozos han de}ado de fluir por completo y deben bombearse. (Foto de N. H. Oarton, U. S. Geologkal Survey.)

hunda el terreno y todo lo que descansaba sobre él. En otros lugares hay preocupación por la posible contaminación del abastecimiento de las aguas subterráneas.

Tratamiento del agua subterránea como un recurso no renovable Muchos sistemas naturalcs tienden a establecer un estldo de equilibrio. El sistema de aguas subterráneas no es una excepción. La altura del nivel freático refl eja un equilibrio <III Flgur. 17.13 lossístemasde abastecimiento de agua de las ciudades pueden considerarse sistemas artesianos artifi ciales.

494

C AP rT UL O , 7

Aguas subterráneas

entre la velocidad de infiltración y la velocid ad de descarga}' extracción. Coallluier desequilibrio elevará o reducirá el ni\·e1 freático. Desequilibrios a largo plazo pueden inducir una caída significativa del ni vel freático si hay una reducción de la recarga debido a una sequía prolongada o a un aumento de la descarga o la extracción de las aguas sublerráneas.

A muchas personas les parece que el agua subterránea es un recurso intenninablemente renovable, porque es continuamenre repuesta pord agua de la lluvia y el deshielo de la nievc. Pero en algunas regiones, el agua subterrá nea ha sido }' continúa siendo tratada como un recurso IIQ 1l'1IOVobl e. Donde esto ocurre, el agua disponible para recargar el acuífero se queda sigrti ficativamente corta con respecto a la cantidad que se extrae.

La región de los H.igh Plains (Estados Unidos) proporciona un ejemplo. Aquí la economía agrícola extensiva dependc mucho del regadío. En algunas partes de la región, donde se ha practicado regadío intenso durante un período prolongado, el agotamiento dcl-agua subterránea ha sido severo. Bajo esas circunstancias, cabe decir que el agua subterránea está. siendo literalmente «explotada».

Aun cuando el bombeo se inrerrumpiera in mediatamente, se tardarían centenares o miles de años hasta reponerla por completo. En el Recuadro 17.2 se analiza detenidamente esta cuestión.

rededor de 78 ki ló metros cuadrados están penmmemcmente inundados.

Fuera de Estados Unidos, uno de los ejemplos más espectaculares de subsidencia se produjo en la ci udad de México, que está construida en lo que antes era el fondo de un lago. En la primera mi tad del siglo xx se perfon ron miles de po7.QS en los sedimentos satur:ldos de agua de debajo de la ciudad. A medida que se iba extra}'endo el agua, zonas de la ciudad se hundieron hasta 6 o 7 metros.

En algunos lugares, los edificios se han hundido hasta tal plinto que el acceso a ellos desde la calle se realiza por donde jantes era el segundo piso!

Contaminació n salina En muchas áreas costeras, el recurso de las abruas subterráneas est.'Í sicudo amenazado por la intrusión de agua de mar. Para entender este problema , debemos examinar la relación entre el agua subterrá nea dulce y el agua subterránea salada. La Figura 17. 14A es un diagrama de un corte que ilus tra esta relación en un área costera situada encima de materiales homogéneos permeables. El agua dulce es menos densa que el agua salada, de manera que flota sobre ella y fonua un cuerpo lenticular grande que

Subsidencia Como se \"erá más tarde en este mismo capítulo, la subsidencia superficial puede ser consecuencia de procesos naturales relacionados con el agua subterránea. Sin embargo, el terreno puede hundirse también cuando el agua se bombea desde los pozos más rJ,pidamente de lo que pueden reemplazarla los procesos de recarga natural. Este efecto es particulanllente pronunciado en áreas con estratOs potent es de sedimentos no consolidados superpuestos. Conforme se extrae el agua, la presión del agua desciende y el peso de la sobrecarga se trans fi ere al sedimento. La mayor presión compacta hcnnéticamente los granos de sedimento y el terreno se hunde.

Pueden utilizarse muchas ronas para ilustrar la subsidenci a del terreno causada por el bombeo excesivo del agua subter ránea a par ti r de sedim ento relativamente suelto. Un ejemplo clásico en Estados U nidos se produjo en el vall e de San J oaquín, en California, y se comenta en el Recuadro 17.3. Existen muchos otros (:asos de subsidencia de terreno debido a bombeo de l agua subterránea en Estados Unidos, ent re ellos Las vegas, N evada; Nueva Orleans y Baton Rougc, Luisiana, y el área H ouston-GakesLOIl de Tex:ls. En el área costera baja entre Houston y Galvestoll, la subsidenci a de l terreno oscila entre 1,5 metros y 3 met ros. E l resultado es que al-

....

--

• Figura 17.14 A. Dado que el agua dulce es menos densa que el agua salada, Ilota sobre esta última y lorma un cuerpo lentkular que puede extenderse hasta profundidades cOfl~derables debajo del nivel del mar. B. Cuando un bombeo excesivo reduce el nivel freático, la base de la lona de agua dulce se elevará 40 veces esa cantidad. El resultado puede ser la contaminación de los pozos con agua salada.

Problemas relacionados con la extracción del agua wbterranea

495

El acuífero de Ogallala: ¿cuánto va a durar el agua?

La región H igh P lains se extiende dcsde el oeste de las dos Dakotas en dirección sur hasta T~as. A pesar de ser una 7,Qna con pocas Uuvias, es una de las regiones agrícolas más importantes de Estados Unidos. El motivo es una gran dotación de aguas subterráneas que posibilita la de la mayor parte de los 450.000 kilómetros cuadrados que com¡>ancn la región. El origen de la mayo r parte de esta agua es la fonnaci ón OgaJlala, el acuífero más grande de Estados Unidos (Figura 17.B).

Desde el puntO de vista geológico, la fonnación Ogallala es joven, está fo r-

Á Flgur'lt 17.8 la formación Ogalta!a yace bajo 450.000 km 2 de los High Plains convirtiéndose en el acuífero más grande

de Estados Unidos.

mada por una serie de capas de arena y grava de finales del Terciario y el Cuaternario. Los sedimentos procedían de la erosión de las montañas Rocosas y fueron tra nsportados hacia el este por corrientes lentas. La erosión ha retirado Wla gnm parte de la fornlación desde el este de Colorado, rompiendo la conexión entre Ogallala y las mo ntañas Rocosas.

La formación Ogallala tiene un grosor de 60 metrOS y en algunos lugares alcanza los 180 metros. Las aguas subterráneas del acuífero procedían de las corrientes descendentcs de las Rocosas, asf como de la precipitación superficial que se infilrró en el suelo durame miliares de años. Debido a su porosidad elevada y su gran tamaño, O gallala acumuló grandes cantidades de aguas subterráneas: ¡el agua dulce suficiente para llenar el lago H uron~ En la acrualidad, con la ruprura de la conexión enrre el acuífero y las Rocosas, toda la recarga de Ogal1ala procede de las escasas lluvias de la región.

El acuífe ro de Ogallala fue el primero que se utilizó para la irrigación a finales del siglo XIX , pero su \L~O estaba limitado por la capacidad de las bombas disponi bles en esa época. En la década de los 20, con el desarrollo de bombas de irrigación de gran capacidad, los agricultores de H igh Plai ns, en especial en Texas, empezaron a explotar la fonnación Ogallala para la irri8llci6n. Luego, en los anos 50, la tecnología mejornda trajo la explotación a gran escala del acuífero. En la actualidad se utilizan casi 170.000 pozos para irrigar más de 65.000 kilómerros cuadrados de tierrn.

puede extend erse a pro fu ndidades consid erables por de· bajo del nivel del mar. En d icha situación , si el nivel freático se encuentra a un m etro por encima del nivel del mar, la base del volum en de agua d ulce se extenderá h asta una p rofundidad de unos 40 metros por debajo del n ivel del m ar. D icho de otra m anera, la profund idad del agua du lce por de bajo del n ivel del mar es unas 40 veces mayor que la e levación del ni vel frcático JXJr e ncima del

Con el aumento de la irrif,tación vi no una caída drástica del ni"eI freático de Ogallala, en especial en la zona meridional de H igh Plains. Los descensos del ni"el freático de 3 a 15 metros son habiruales, y en algunos lugares elnh'el freático actual se sitúa 60 metros por debajo de Sil nivel ante rior a la irrigación.

Desde la década de los 80, ha disminuido el número de acres irrigados en H igh Plains. Un lllori\'O importallte ha sido el aumenro de los COStes energéticos. Puesto que los ni...eles de agua han descendido, los COIites de bombear las aguas superficiales hasta la superficie han aumentado.

Aunque el descenso del ru . . t:! fre:ítico se ha ralentizado en algunas partes del sur de H igh Plains, se continúa realizando lm bombeo sustancial, que a mt:Jludo supern la recarga. El fururo de la agriculrura irrigada en esta región est:í claramente en peligro.

El sur de High Plains represcma una zona de los Estados Unidos que m lverá, tlIrde o temprano, a la agriculrura de SC!l'3.no. La transición se producim más pronto y con menos crisis económicas si la industria agrícola se aleja gradualmente de su dependencia de la irrigación con aguas sublemneas. Si no se hace IllIda hasta que se agote toda la resen'a hídrica del acuífero de O gallala, la tra nsición será ecol6gicameme peligrosa y económicamcme terrible*.

* Nacion:>l Rcsaml c..unciJ. StJIi¿-&rtJ; ~ mul &rirl]. Wlshington. oc: Nariona l Acodemy Preso¡, 1993, pá¡¡. 141:1.

n ivel del mar. Po r tan to, cuando el bombeo excesi\'O h ace descender el ni\'el fre:ítico en una cierta cantid ad, el fondo de la zona de agua dulce se elevará unas 40 veces esa cantidad. Por consiguiente, si conti núa la extracción de agua dulce hasta excede r la recarga, llegará un momento e n que la elevación del agua salada será suficiente como para ser extraíd a de los pozos, con tami na n do así el sumin istro de agua dulce (Figura 17. 14B). Los pozos profundos y los

496

CA P f TUL O 1 7

Aguas subterráneas

Subsidencia del terreno en el valle de San Joaquín El valle de San Joaquín es una am plia cu~ beta que contiene un potente relleno de sedimentos. Del tamaño de Maryland, constituye los dos te rcios meri dional~ del \"alle central de California, UJUI tierr:a plana que separa dos cordilleras monta~ ñosas, la cordillera Costera al oeste y la Sierra Nev,¡da al este (Figura 17.q. El sistema de acuiferos del valle es una mez~ da de materiales de aluvión procedentes de las momlilñas circundantes. La poten~ tia de sedimentos tiene un \'lIlo r medio de unos 870 metros. El clima del valle es en~ tre árido y semiárido, con una prccipita~ ción anual media que oscila emre 120 y 350 milímetros.

E.I valle de San Joaquín tiene una fuer~ te economía agrícola que exige grandes cantidades de agua para el regadío. D u· rante muchos años, hasta el 50 por cien~ to de esta necesidad se satisfizo CQn el agua subterr:ínea. Además, casi todas las ciudades de la región utilizan el agua subterr:ínea para uso doméstico e illdu.strial.

Aunque el desarrollo del agua subte~ ITánea del valle para regadío empezó a fi~ nales del siglo pasado, la subsidencia del

terreno no se inició hasta la mitad de la segunda d6:ada del siglo xx, cuando aumenró notablememe la extraCt..""ÍÓn de agua. A principios de los setent3, los ni· veles de agua habían disminuido hasta 120 metros. La subsidencia resultante del terreno supcTÓlos S,5 metrOS en un lugar de [a región (Figura 17.D). En ese momento, había áreas del valle en las que se producía subsidencia a una \'elocidad superior a O,] mcrros al afio.

Entonces, dado que el agua de superficie se estaba importando y el bombeo de agua subremnea se redujo, los niveles de agua de los acuíferos se recuperaron y la su.Qsidencia se interrumpió. Sin embargo. durante la sequía de 1976- 1977, el intenso bombeo de agua subterránea indujo una reactivación de la subsidencia. En esta época, los niveles de agua descendie· ron mucho mb rápido debido a la menor capacidad de almacenamiento causada por la colllpact:lción previa de los sedimentos. En toOlI, se vio afectada por la subsidencia la miud del \'lIlle. Según el U. S. Geologial Survey:

La subsidencia en el \'alle de San Jo aquín representa probablemente una de las ma ~"Ores alteTllciones de la configunlción de la superficie lerrestre ... Ha producido problemas gra \'CS y económiC3mente COStOSOS en la construcción y en el mantenimiento de las estructuras de tranSpone del agua, carreteras y estructuras superficiales; también se han gastado muchos millones de dólares en la repanlción y sustitución de pozos de agua subterránea. La subsi~ dencia, ade más de cambiar el gTll· diente y el curso de las corrientes y los arroros del valle, ha producido inundaciones inespeTlldas, que han costado a los granjeros muchos centenares de miles de dólares para nivelar el terreno*.

• R. L Irdond, J. F. PoIand YF. S. Riky. 1.....J

.... figure 17.C El área sombreada muestra el valle de San }oaqufn, en California.

s.....

¡.Ix.s... Jt»fu¡" 11UJry, Odifar-, .. '" 1980.

U. S. G«IIogical SOI"\'e}' PmfessiOfUl! P~r 437 - 1 (W:osbington, OC: USo C""""mmrnl Prinring Off"1Ce. (984), póg. 11.

tinta;"

.... Rgure 17.D Las marcas de este poste de luz indican el nivel de la tierra circundante en tos aí'los anteriores. Entre 1925 y 1975 esta parte del Valle de San Joaqufn experimentó una subsidenda de casi 9 metros como comecuencia de la extracción de agua subterránea y la compactación consecutiva de los sedimentos. (f oto cortesía de U.S. Geological Survey.)

Se han documentado efectos similares en el área de San J osé del valle de Santa ClaTll, California, donde, elltre 1916)' 1966. la suhsidencia se ace rcó a los 4 metrOs. La inundación de las tierras que bordean la pane meridional de la bahía de San Francisco fue uno de los resultados. Como ocurrió en el valle de San J oaquín, la subsidencia se interrumpió cuando aumentó la importación del agua de supe rficie, pcnnitiendo la disminución de la ext racción del agua subterránea.

Contaminación del agua subterránea

pozos próximos a la costa son normalmente los primeros en verse afectados.

En las zonas costeras urbani7..adas, los problemas creados por bombeo excesivo están agnwados por un descenso del riono de recarga natural. A medida que aumentan las calles, los aparcamientos y los edificios que cubren la superfi cie, disminuye la infi ltración en el suelo.

Para intentar corregir el problema de la contaminación del agua subterránea con agua salada, puede utilizarse una red de pozos de recarga. Estos pozos penniten el bombeo de las aguas de nuevo al sistema de aguas subterráneas. Un segundo método de corrección se Ueva a cabo mediante la construcción de grandes cuencas. EstaS cuencas recogen el drenaje de superficie)' permiten que se infi ltre en el terreno . En Long Island, Nueva York, donde el problema de la contaminación salina se reconoció hace más de 40 años, se han utilizado estos dos mét odos con considerable éxito.

La contaminación de los acuíferos de agua dulce por agua salada constituye fun damentalmente un problema en las zonas costeras, pero también puede amenazar a zonas no costeras. Muchas rocas sedimentarias antiguas de origen marino se depositaron cuando el océano cubría lugares que ahora se encuentran bastante en el interior. En algunos casos, cantidades significativas de agua de mar quedaron atrapadas y todavía pennanecen en la roca. Estos estratos a veces contienen cantidades de agua du lce y pueden ser bombeadas para su uso. Sin embargo, si el agua dulce se eli mina más deprisa de lo que puede reponerse, el agua salada puede introducirse y dejar inuti lizabies los pozos. U na situación como ésta amenazó a los usuarios de un p.·ofu ndo acuífero de arenisca (del Cámbrico) en la zona de Chicago. Para contrarrestar lo, se distribuyó agua del lago Michigan a las comunidad es af<.'Ct:adas con objeto de compensar la velocidad de extracción del acuífero.

Contaminación del agua subterránea La contaminación del agua subterránea es una cuestión seria, en panicular en las áreas donde los acuífer os proporcionan una gran pane del suministro de agua. U n origen com ún de la cOllrnminación del agua subterránea son las aguas feca les. Entre sus fuen tes se cuenta un número creciente de fosa~ sépticas, así como sistemas de alcantari llado inadecuados O rotos y los desechos de las granjas.

Si las aguas residuales que están contam.inadas con bacterias entran en el sistema de aguas subterráneasl pueden purificarse mediante procesos naturales. Las bacterias peligrosas pueden ser fil tradas mecánicamente por el sedimento a través del cual el agua percola, dest ruidas por oxidación química o asimi ladas por Ot ros Illicroorganis-

497

mos. Para que se produzca purificación, sin embargo, el acuífero debe ser de la composición correcta.. Po r ejemplo, acuíferos extremadamente pcllneables (como rocas cristalinas muy fracturad as, grava gruesa o caliza karstificada) tienen aperturas tan grandes que el agua subteminea contaminada puede recorre r grandes distancias sin ser purificada. En este caso, el agua fl u)re con demasiada rapidez y no está en contacto con el material ci rclmdantc el tiempo suficiente para que se produzca su purificación. Éste es el problema del pozo 1 de la Figura 17. 15A. Por otro lado, cuando el acuífero está com puesto por arena O aren.isca permeable, a veces puede purificarse después de viajar por él sólo W\as docenas de metros.

Los huecos entre los granos de arena son lo bastante grandes como para perntitir el movimiento del agua, pero este movimiento es, por otro lado, lo bastante lento como para permitir un tiempo prolongado de purificación (pozo 2, Figura 17. 158).

A veces, la perforación de un poro puede inducir problemas de contaminación del agua subterránea. Si el pozo bombea una cantidad sufi ciente de agua, el cono de depres.ión incrementará localmente la pendiente del nivel &eático. En algunos casos, la pendiente original puede iJlcJUSO invertirse. Esto podría ind ucir contaminación de los pozos que producían agua no contaminada antes de que empezara el bom beo intenso (Figura 17.16). También recordemos que la velocidad de circulación del agua subterránea aumenta confo nne lo hace la inclinación de la pendiente del nivel freático. Esto podría producir problemas porque una velocidad de circulación más rápida permite menos tiempo para la purificación del aglla en el acuífero antes de ser bombeada a la superficie.

Otras fuentes }' tipos de contaminación amenazan también los suministros de agua subter ránea (Figura 17. 17). Entre ellos se cue ntan sustancias muy utili zadas como la sal de carretera, los fertilizantes que se extienden por toda la superficie del terreno y los pesticidas. Además, puede escaparse una amplia variedad de productos químicos y materiales industriales de las tuberías, los tanques de almacenamiento, los depósitos y los esrnnques de retención. Algunos de esos contaminantes se clasifican como peligrosos, lo que significa que son inflamables, rorrosivos, explosivos o tóxicos. En los vertederos, los posi bles contam inantes se amontonan en montículos o se expanden directamente sobre el terreno. Cuando el agua de la lluvia rebosa a través de las basuras, puede disolver una variedad de materiales orgánicos e inorgánicos. Si el matcrialliuviado alcanza el nivel freático, se mezclará con el agua subterránea y contaminará el suministro. Problemas similares pueden producirse como consecuencia del escape de excavaciones superficiales, de nominadas estanques de retención, en los que se acumulan desechos diversos de residuos líquidos.

498

e A p rTUL o

17

Aguassubterráneas

.. Figura 17.15 A. Aunque el agua contaminada ha viajado más de 100 metros

antes de alcanzar el pozo 1, se mueve demasiado deprisa a través de la caliza karstificada para ser purificada. B. Conforme

la descarga desde el pozo séptico percata a través de la arenisca permeable, es purificada en una distancia relativamente corta.

o

5

1Qmetros

~

Dado que el movimiento de las aguas subterráneas suele ser lento, el agua contaminada puede pasar desapercibida durante mucho tiempo. De hecho, la mayor parte de la contaminación se descubre sólo después de haberse visto afectada el agua potable y de que las personas enfermen. Llegados a este punto, el volumen de agua

El pozo pequeño ahora contaminado por las bacterias de las fecales

.. Figura 17.17 A veces, las sustancias químicas agrícolas y los A Figura 17.16 A. Originalmente el flujo de salida de la fosa

materiales lixiviados de los vertederos se abren ca mino hacia las

séptica se alejaba del pozo pequeño. 8. El inlenso bombeo del pozo cambió la pendiente del nivel freático, haciendo que el agua subterránea contaminada fluyera hacia el pozo pequeño.

aguas subterráneas. Éstas son dos de las posibles fuentes de la conta min ación de las aguas subterrá neas. (Foto de F. Rossotto/ Corbis/The Stock Market.)

El trabajo 9eo1ógico del agua subterránea

contaminada puede ser muy grande }'. aun cuando se eLimine inmediatamente la fuente de contaminación, no se resuek e el problema. Aunque las fuentes de contaminación del agua subterránea son numerosas, hay relativamente pocas soluciones.

U na vez identificado)' eliminado el origen del problema, la práctica más común consiste simplemente en abandonar el suministro de agua y dejar que los contaminantes se vayan lim piando de manera gradual. Ésta es la solución menos costosa y más fáci l, pero el acuífero debe pennanecer sin utilizarse durante muchos años. P ara acelerar este proceso, a veces se bombea el agua contaminada yse trata. Después de eliminar el agua infectada, se deja que el acuífero se recargue de fonna natural o, en algunos casos, se bombea de vuelta al acuífero el agua tratada o agua limpia. Este proceso es costOSO}' largo, }' puede ser arriesgado. pues no hay manera de asegurar que se ha elimi nado toda la contaminación. Por supuesto, la solución más efi caz a la contaminación del agua subterránea es la prevención.

El trabajo geológico del agua subterránea E l agua subterránea disuelve la roca. Este hecho es clave para comprender cómo se fo nnan cavernas y dolinas. Dado que las rocas solubles, especialmente las ca lizas, cubren millones de kilómetros cuadrados bajo la superficie t errestre. es aqw donde el agua subterránea realiza su importante papel como agente erosivo. La caliza es casi insoluble en el agua pura, pero se disuelve con bastante facilidad en el agua que contiene pequeñas cantidades de ácido carbónico, y la mayor parte del agua subterránea contiene este ácido. Se

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ El áddo carbónica es el único ácido que creo cavernas de caliza?

No. Paree..: ql1e el ácido sulfúrico (H2S0J crea algunas Olevas. Un ejemplo es la cueva Lechuquilla de las montañas de Guadalupe, ct'.rca de Oarlsbad. NuC\'O Mbico, donde las disoluciones bajo presión que contienen sulfuro de hidrógeno (HzS) derivaron de sedimentos profundos ricos en petróleo que habfan migrado hacia arrifyJ:I tr'a\"és de [as fracturas de las rocas. Cuando estas disoluciones se mezclaron con las aguas subterráneas, que contienen oxígeno. formaron ácidosulruri ~ co y disolvieron la caliza. La CUC\'a Lechuquilla es UruI de las cuevas más profundas que se conocen en Estados Unidos, con una extensi6n vertical de 478 metrOS, y es también una de las más grandes del país, con 170 kil6metrOS de (f<Ilerias.

499

fonna porque el agua de la lluvia disuelve fácilmente el dióxido de carbono del aire}' el procedente de la descomposición de las plantas. Por consiguiente, cuando el agua subterránea entra en contacto con la caliza, el ácido car~ bónico reacciona con la calcita (cal"l)l)na[o cálcico) de las rocas para fonnar bicarbonato cálcico, un mate rial soluble que es transportado luego en solución.

Cave rnas Los resu ltados más espectaculares del trabajo e rosivo de l agua subterránea son las cavernas de caliza. Sólo en Estados Unidos se ha n descubierto unas 17.000 }' otras nuevas se descubren cada año. Aunque la mayoría son relati vamcnte pequeñas, algunas l ienen dimensiones es~ pectaculares. L a cueva de Mam moth en Kennldy y las cavernas Carlsbad en el sureste de Nuevo México son eje mplos famosos. El sistema de cuevas de Mammot h es el más extenso del mundo, con más de 540 kilómetros de ga lerías interconectadas. Las dimensiones de las (:avernas Ca rlsbad son impresionantes, aunque de una m:mera d ist inta. Aquí encontrarnos la cámara única más grande}' quizá más espectacular. L a Big Room de I:1S cavernas Carlsbad tiene un área equiva lente a 14 campos de rugby }' una altura suficiente para acomodar el edificio del Capi tolio de Estados Un idos.

La mayoría de las cavernas se crea en el njvcl freático, o inmediatamente debajo de él, e n la zona de saturación. Aquí, el agua subterránea ácida sigue las líneas de debilidad de la roca , como diadasas}' planos de estratifi~ caciÓn. Confonne pasa el tiempo. el proceso de disolución crea lentame me cavidades, que aumentan de t,lln:1 ~ i'io de manera gradua l hasta convertirse en ca\·e rnas. El materia l disuelto por el agua subte rránea acaba siendo descargado en las corrientes y transponado al océano.

En muchas cuevas, se ha producido un desarrollo en va rios n ivcles, correspondiendo la actividad actua l a la menor elevación. Esta situación refleja la estrecha relación enrre la fonnación de conductos subterráneos importantes y los valles de los ríos en los cuales drenan. A medida que las corrientes profundizan sus valles, el nivel freático disminuye al hacerlo la elevación del río. Por consiguiente, durante períodos en los que las corrientes superficiales están realizando una rápida erosión descendente, los ni"cles de agua subterránea circundante caen rápidamente y los conductos de las cuevas son abandonados por el :1gua mientras tienen una sección transversal todaví:1 relativamente pequeña. A la ill\'ersa, cuando el encajall1 iento de las corrientes es lento o despreciable, hay tiempo para la fonnación de grandes conductos subterráneos.

Por supuesto, las características que despien:a n mayor curiosidad a la mayoría de los visitantes de las cavernas son las fonnaciones pétreas que les proporciona n su

500

e

A p f TUL o

17

Aguas subtCfJ'ineas

aspecto maravilloso. N o son rasgos erosivos, como la propia caverna, sino deposicio nales, creados por eJ goteo aparentemente intenninable de agua a lo largo de gra ndes lapsos de tiempo. E l carbonato cá lcico q ue queda produce la calcita que denominamos travertino. Estos depósitos de cueva, sin em bargo, se conocen también com o rotllS de ",·rripitnri611 pw. goteo, una referencia ob,';a a su modo de originarse. Aunque [a fonnación de las cavernas tiene lugar en la zona de sa turación, e l depósito de las rocas por goteo no es posible hasta q ue las cavernas estén por encima del nivel freá tico en la zona de aireación. En cuanto la cámara se llena de aire, está ya dispuesto el escenario para q ue empiece la fase decorativa de la construcción de la caverna.

Las diversas rocas de precipitació n encolltrndas en las grutas se deno minan colectivamente espeleoternas (spdnirm = cueva; them = colocar); ninguna es exactamente iguala otra. Quizá los espeleo temas más fu mjjjares sean las estalactitas (nnillktos = escurrimiento). Estos colgantes en fo rma de carámbanos cuelgan del tecilo de las grUl as y se fo nnan allí donde el agua se fi ltra a trnvés de las grietas situadas por encima. Cuando el agua alcanza el aire de la cueva, algo del dióxido de carbono disuelto se escapa de la gota y la calcita precipita. El depósjto se prod uce en forma de anillo alr cdedor del borde de la gora de agua. A medida q ue una gota sigue a otra gota, cada una deja una huella infinitesimal de calcita detrás y se crea un tubo hueco de caliza. Entonces, el agua se mueve a través del tubo, permaneciendo suspendida transitoriame nte al fin al del mismo, aportando un diminuto anillo de calci ta y cayendo al suelo de la cave rna. La estalactita que acaba de describirse se denomina paja de SOSII. A menudo, el tubo hueco de la paja de sosa se obstruye o aumenta su suministro de agua. En cualquier caso, el agua se ve obligada a flu ir }'. por consiguiente, a depositarse, a lo largo del lado externo del tubo. A medida que continúa la preci pi tación, la estalactita adopta la fo rma cón ica más común .

Los espeleotemas que se fonnan en el suelo de una caverna y se acumulan en sentido ascendente h acia el recho se denominan estalagmitas (na/agmos = goteo). El agua que suministra la ca lcita para el crecimiento de las estalagmitas cae del techo y salpica sobre la superficie. Como consecuencia, las estalagmitaS no tienen un tubo central y suelen ser de aspecto más masivo y redondeado en sus extremos superiores que las estalactitas. Con tiem po suficiente, pueden juntarse una esta lactita que crece hacia ahajo y una estalagmita que crece hacia arriba para formar una

cohmmn.

To pografía kárstica Muchas zonas del mundo tienen paisajes que, en gran m edida, se han fonn ado por [a capacidad disolvente del agua

subterránea. Se dice que esas zonas muestran topogn.fia kárstica, que debe su nombre a la llanura de Kms en Eslovenia (antigua parte de Yugoslavia), localizada a lo largo de la costa noro riental del ma r Adriático, donde dicha topografía está extraordinariamente desarrollada. En Estados Unidos, los paisajes Iclrsticos aparecen en muchas ~ reas situadas sobre cali zas, entre ellas Kentucky, Tennessee, AJabama, el sur de Ind iana y el centro y el no rte de Flo rida. En general, las zonas áridas y semiá ridas son demasiado secas para desarrollar topografía kárstica. Cuando existen en esas regio nes, son pro bablemente restos de una época en la que predo minaban condicio nes más Ilu" lOSas. Las zonas kársticas típicas están compuestas por un terreno irregular interrumpido por muchas de presio nes denom inadas dolinas. En las zonas calizas de Florida.

Kenrucky y el sur de Indiana, hay Iiterahnente decenas de miles de esas depresiones, cuya profundidad oscila entre tan sólo I o 2 metros y un máximo de más de 50 metros.

Las dolinas se fo rman no rmalmente de dos maneras.

Algunas se desarrollan de manera gradual a lo largo de muchos años sin alteració n física dc la roca. En esas situacio nes, la ca liza situada inmedi atamente debajo del sue lo se disuelve por el agua de la ll uvia descendente, que está recién cargada de dióxido de carbono. Con el tiempo, la superficie rocosa se va reduciendo y las frncturas en las cuales entra e l agua se van agrandando. A medida que las fracturas aumentan de tamaño, el suelo se hunde en las aperturas ensanchadas, de las que se ve desaloj:tdo por el agua subterránea que fl uye hacia los conductos inferio res.

Estas depresiones suelen ser super ficiales y ticnen pendientes suaves.

Po r e l contrnrio, las dolinas pueden fo nnarse también de manera abrupta y sin advcrtencia cuando e l techo de una gruta se desplom a bajo su propio peso. Normalmente, las depresiones creadas de esta manera son profu ndas y de laderas empinadas. Cuando se fonnan en ronas muy pobladas, constituyen un riesgo geológico grave.

Además de una superfici e con muchas cicatrices por las dolin as, las regiones kársticas muestran una falta no table de drenaje superficial (escorrencia). D espués de una precipitació n, el agua de cscorrcntía es rápidamente encauzada debajo del te rreno a t ravés de las depresio nes.

Fluye luego a través de las cavernas hasta que alcanza el nivel freático. En los lugares donde existen corrie ntes superficiales, sus trayectorias suelen ser cortas. Los nombres de dichas corrientes dan a menudo una pista de su destino. En la zona de la cueva de M ammoth de Kcntucky, por ejemplo, hay un Sinking C reek, un Litde Sinki ng Creek y un Si.nking Branch. Algunas dolinas se o bstruyen con arcilla y derru bios, creando pequeños lagos o lagunas. El desarrollo del paisaje lcirstico se m uestra en la Figura 17.18.

El trabajo geológico del ;!Qua subterránea

501

Nivel freálico

... Figura 17.18 Desarrollo de un paisaje k3rstico. A. Durante las primeras elClpas, el agua subterránea percola a través de la caliza a lo Largo de las diaclasas y 10$ planos de estratifkadórl. la actividad de la disolución crea cavernas en el nivel freático y por debajo, y las aumenta de tamaño. B. En esta vista, las colinas están bien desarrolladas y las corrientes de superfICie son canalizadas por debajo del terreno. C. Con el paso del tiempo, las cavernas se hacen mayores y aumenta el número y tamal'\o de las cIoIinilli. El hundimiento de las cavemas y la unión de dolinas forman depresiones de suelo plano más grandes. Finalmenle la actividad de la disolución puede rcmovilizar la mayor parte de la cali.la de la zona, dejando sólo restos aislados.

502

e A p rT UL o

17

Aguas subtetTáneas

AJgunas zonas de desarrollo kárstico exhiben paisajes muy di ferentes del terreno sa lpicad o de dolinas descrito en la Figura 17. 18. U n ejemplo no table es una región extensa del sur de C hina que se describe como una zona que exhibe mogotes. FJ término rnogott es adecuado porque el paisaje está formado por un laberinto de colinas empinadas aisladas que se elevan de manera abrupta desde el suelo. Cada una está acribilJada de cuevas y pasajes interconectados. Este tipo de topograña kársuca se forma en las regiones tropicales y subtropicales y tiene capas potem es de caliza altamente diaclasada. Aquí el agua subterránea ha disuelto grandes volúmenes de caliza y deja sólo estas torres residuales. El desa rro llo kársuco es más rápido en los climas tropicales debido a las precipitaciones abundantes y la mayor disponibilidad de dióxido de carbono procedente de la desint.egración de la exuberante vegetación lropical. El dióxido de carbono adicional del suelo signifi ca que hay

más ácido ca rbónico para la disolución de la caliza.

O tras zonas tropicales de desarrollo lcirsu co avanzado son panes de Pueno ruco, el norte de Cuba y el non e de Vietnam.

AVECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿Lo calizo es el único tipo de roco que desarrollo estructuras kárs ricos?

No. Por ejemplo, se produce desarrollo kársrico en otras rocas carbonatadas como el mármol y la dolomía. Además, las evaporil'aS como el}"eSO y la sal (haJita) son muy solubles y se disuelven con facilidad para formar estructuras kársticas como dolinas, cuevas y corricmes eñmeras. Esta última situación se denomina kam de roopor1tns.

Resumen

- - - - -- -

•

Como recurso, el agull subternmea represent3 el máximo depósito de agua dulce asequible para los seres humanos. Desde el punto de vista geológico, la acción disolvente del agua subterránea produce CIlVtr7lasy Jolinas. El agua subterránea es también un equilibrador del fl ujo de corrientes fl uviales.

• El agua

subterránea es el agua que llena completamente los espacios porosos del sedimento y las rocas en la Z07Ul de saturadán de la subsuperficie. El límite superior de esta zona es el llive/ fnático. La zmu1 de /lÍTfIlci6n está por encima del nivel freático, donde el suelo, el sedimento y la roca no están saturados en agua.

•

La interacción entre las corrientes superficiales y las aguas subterráneas se produce de tres maneras diferentes: las comentes reciben agua de la aportación de agua subterránea «(fluente); pierden agua a través del cauce hacia el sistema de aguas subterráneas ("¡fluente); o ambas cosas, recibiendo agua en algunas partes y perdiéndola en otras.

jo de la gravedad y la tendencia del agua a desplazarse hacia zonas de presión reducida.

•

Los principales factores que influyen en la velocidad de la circulación de aguas subterráneas son la pendiente del nivel freático (gradimte hidráulico) J la permeabilidad del acuífero (cundlutividnd bidnnllic4).

•

Los 11lommtiales aparecen en los puntos donde el nive) freático intersecta con [a superficie del terreno, produciendo un flujo natural de agua subtemínea.

Los pozos, aperturas taladradas en la zona de saturación, extraen el agua subterránea y crean depresiones aproximadamente cónicas en el nivel frcático canocidas como conos de dcpresián. Los pozos artesianos aparecen cuando el agua se eleva por encima del nivel en el que se encontró inicialmente.

•

Cuando el agua subterránea circula a grandes profundidades, se calienta. Si asciende, el agua puede surgir como furotes termo/es. Los géiseres aparecen cuando el agua subterránea se calienta en cámaras subterráneas, se expande y pane pasa rápidamente a \'apor, haciendo que brote el géiser. La fu ente de calor para la mayoría de las fuentes tennales y los géiseres es la roca ígoea caliente.

•

Algunos de los problemas ambientales actuales que afectan al agua subterránea son: (1) la sobruxplotncién por el regadío intenso; (2) la suhsidenno del terrmo causada por la extracción de agua subterránea; (3) la

• Los

materiales con espacios porosos muy pequeños (como la arcill a) obstaculizan o impiden el movimiento del agua subterránea y se denominan ocu¡e/udos. Los acuíferos consisten en materiales con espacios porosos más grandes (como la arena) que son permeables y transmiten libremente el agua subterránea.

•

E l agua subterránea se mueve en curvas serpenteantes que son algo intermedio entre el empuje hacia aba-

Preguntas de repa)()

(omaminnciÚ1/ salina, y (4) Il'I CQ7lfa11linaci6n p()1. mimmtts.

(Q71ta~

• La mayoría de las clIVernas se forman en la caliza o por debajo del nivel freático cuando el agua subterránea ácida disuelve la roca a lo largo de líneas de debilidad, como las diaclasas y los planos de estra ti ~

S03

ficación. Las diversas rocas de precipitaci6n por goteo encontradas en las cavem as se denominan colectivamente espe/eotemos. Los paisajes que se han formado en gran medida por el poder disolvenre del agua subterránea exhiben una topografta I"im;co, un terreno irregular, interrumpido por muchas depresiones denominadas thJ/nllls.

Preguntas de repaso

----~

--------

1. ¿Qué porcentaje de agua dulce es agua subterránea?

Si se excluye el hielo glaciar y sólo se considera el agua dulce liquida, ¿aproximadamente qué porcentaje corresponde al agua subterránea?

14. Dos vecinos excavan un pozo. Aunque los dos poros penetran a la misma profundidad, el de un vecino produce agua y el del otro no. Describa una a rcunstancia que podría explicar lo que ocurrió.

2. Desde un punto de vista geológico, el agua su bte ~ m nea es importante como agente erosivo. Nombre otTO papel geológico signi fi catim del agua subterránea.

15. ¿Qué se entiende por el ténnino artesiano?

3. Compare y contraste las zonas de aireación y de saturación. ¿C uál de esas zonas contiene agua subterránea?

4. Explique por qué el nivel freático no suele ser plano.

5. Aunque la sequía melcorológica puede haber acabado, la sequía hidrológica puede continuar todavía.

Explíquelo. (Véast Recuadro 17.1.)

6. Contraste un eflu ente y inOuente. /

7. Distinga entre porosidad y penneabilidad.

8. ¿Cuál es la diferencia entre un acuicludo y un acuífero?

9. ¿Bajo qué circunstancias puede un material tener gran porosidad pero no ser un buen acuífero?

10. Como se muestra en la Figura 17.4, el agua subterránea se mueve de manera serpenteante. ¿Qué filctores hacen que siga esos cursos?

11. D escriba brevemente la importante contribución que Henri Darcy hizo a nuestro conocimiento de la circulación de las aguas subterráneas.

12. Cuando un acuicluido está situado por encima del nivel freático principal, puede crearse una zona sa~ torada local. ¿Q ué ténnino se apl ica a esta situación?

13. ¿Cuá l es el origen del calor para la mayoría de las fuentes termales y los géiseres? ¿Cómo se refl eja esto en la distribución de esas estructuras?

16. P ara que existan los pozos artesianos, deben darse dos condiciones. N Ómbrelas.

17. Cuando se pinchó por primera vez la arenisca Dakota, el agua brotó libremente de muchos pozos artesianos. En la actualidad esos pozos deben ser bombeados. Expliquelo.

18. ¿Cuál es el problema asociado con el bombeo del agua subterránea para regadío que existe en la parte meridional de los High Plains (viost Recuadro 17.2)' 19. Explique brevemente lo que sucedió en el \'alle de S:ln J oaquín como consecuencia de la extracción excesiva de agua subterránea. (Véase Recuadro 17.3.)

20. En una zona costera detemunada el nivel freático es de 4 metros por encima del nivel del mar. ¿AproximadamenTe a qué distancia por debajo del nivel del mar se encuentra el agua dulce?

2 1. ¿Por qué disminuye la descarga de agua subterránea natural conforme se desarrollan las áreas urbanas?

22 . ¿Q ué acuífero sería más efi caz pl'Ira purificar el agua subterránea contaminada: de grava gruesa, de a re~ na o de caliza karsti6cada?

23 . ¿Qué se entiende cuando se clasi fica como peligroso un contaminante del agua subterránea?

24. Indique dos espeleotemas comunes y distíngalos.

25 . ¿Qué clase de topograffa exhiben las zonas cuyos paisajes reflejan, en gran medida, el trabajo erosivo de las aguas subterráneas?

26. Describa dos farolas de creación de las dolinas.

S04

e A p fT U Lo

17

Agu~s subterráneCls

Ténninos fundamentales acuicludo acuífero agua subterránea artesiano caverna cinturón de humedad del suelo conductividad hidráulica cono de depresión

d escenso de nivel d olina efluente espeleotema estalacti ta estalagmita

franja capilar fuen te tennal

géiser grad iente h idráulico influente ley de Darcy manantial o fu ente nivel freático nivel freático colgado nivel piezoménico

permeabilid ad

porosidad pozo pozo artesiano no surgente pozo artesiano surgcnte topografía lcirstica zona de aireación zona d e saturación

Recursos de la web La pági na Web Enrth utiliza los recursos y la fl exibilidad de lnterne t para ayudarle en su esrudio de lo s t emas d e este capítulo. Esc rito y desarrollado por profesores de G eología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite http://www.Librosíte.netltarbuck y haga e1ie sobre la cubierta de Ciencias de la Tierra, octavo edici6n. Encontrará:

• Cuestionar ios de re paso en línea.

• Reflexión crítica y ejercicios escritos basados en la web.

• Enlaces a recursos web específicos para el capítulo.

• Búsquedas de tén ninos clave en toda la red. http://www.librosite .nctltarbuck

CAPíTULO 18

Glaciares y glaciaciones Los glaciares: una parte de dos ciclos básicos Tipos de glaciares G laciares de valle (alpinos) G laciares de casquete Otros tipos de glaciares ¿Qué pasaría si se fundiera el hielo?

Fonnación del hiclo glaciar \1ovirnjentos de un glaciar Velocidades de movimiento de un glaciar Balance de un glaciar

Erosión glaciar Formas creadas por la erosión glaciar Valles glaciares Aristas y homs Rocas aborregadas

Fonnas constiruidas por tills Morrenas laterales y centra les Morrenas termi nales y de fondo Drurnlins

Fonnas constiruidas por derrubios glaciares estratificados L lanuras aluviales y « va Llt::y train s»

Depósitos en contacto con el ruelo

La teoría glaciar J' el período glacial cuaternario

Algunos efectos indirectos de los glaciares del período glacial cuaternario Causas de las glaciaciones Tectónica de placas Variaciones en la órbita de la Tierra

Depósitos glaciares

505

506

E

e A p fT U L o

1 8 Glaciares y gla<:iaciones

n la actualidad, los glaciares cubren casi el lO por cien-

lO de la superficie terrestre; sin embarg o, en el pasado

geológico reciente los casquetes polares cubrían enormes áreas con hielo de miles de metros de espesor. Muchas regiones todavía tienen la marca de esos glaciares. El carácter funda mental de lugares tan diversos como los Alpes, Cape Cod y el valle Yosemite fue labrado por masas de hielo glaciar ahora desaparecidas. Además, regiones como l ong 150 land, los Grandes l agos y los fi ordos de Noruega y Alaska deben su existencia a los g laciares. l os glaciares, por s:Jpuesto, no son simplemente un fenómeno del pasado geológico.

Como veremos, sig uen escul piendo y depositando derrubios en muchas regiones en la actualidad.

Los glaciares: una parte de dos ciclos básicos Los glaciares forman parte de dos ciclos fundamentales del sistema Tierra: el ciclo hidrológico )' el ciclo de las rocas. Antes hemos aprendido que el agua de la hidrosfera está en un ciclo constante por la amlósfera, la biosfera y la Tic H a sólida. Una y otra vez el agua se eVapora de loo océanos a la annósfera, precipita sobre la superfi cie terrestre y fluye por los ríos y bajo la tierra de vuel ta al mar. Sin embargo, cuando las precipitaciones caen a grandes altirudes o latirudes elevadas, el agua quizá no pueda abri rse camino inmediatamente hacia el mar. En cambio, puede convertirse ell parte de un glaciar. Aunque el hielo se aCl!.bará fu ndiendo, permitiendo así que el agua siga su camino hacia el mar, esta última puede almacenarse en fonna de hielo glaciar durante muchos decenios, centellares o incluso miles de años. Durante el tiempo en el que el agua perm:lIlece en un glaciar, puede constitl tir una fuera! erosiva potente. Los procesos erosivos son una parte imponante del ciclo de las rocas. Como los ríos y otros procesos erosivos, el hielo en movimiento modifica el paisaje a medida que acumula, transporta y deposita sedimentos.

Tipos de glaciares Glaciares y glaciaciones T Introducción U n glaciar es una gruesa masa de hielo que se ori gina sobre la superficie terrestre por la acumulación, compactación }' recristaLización de la nieve. Dado que los glaciares son agentes de erosión, también deben flui1: Aunque se encuentran glaciares en muchas partes actuales del mundo, la mayoría está localizada en zonas remotas.

Glaciares de valle (alpinos) Existen literalmente miles de glaciares relativamente pequeños en zonas montañosas elevadas, donde suelen seguir los valles que en W l principio fueron ocupados por corrientes de agua. A diferencia de los ríos que previamente fl uyeron por esos \-alles, los glaciares avanz,'m con lentitud, quizá sólo unos pocos centímetros al día. Debido a su locali¡-..ación, estas masas de hielo en movimiento se denominan glaciares de vaIJe o glaciares alpinos.

Cada glaciar es en real idad una corriente de hielo, confinada por paredes rocosas escarpadas, que Ouyen valle abajo desde un centro de acumulación cerca de su cabecera.

Como los ríos, los glaciare.'i de valle pueden ser largos o cortos, anchos o estrechos, ún icos o con afl uentes que se bifurcan . En general, la anchura de los glaciares alpinos es pequeña en comparación con sus longitudes. Algunos se extienden tan sólo una fracción de kilómetro, mientras que otros continúan durante muchas decenas de kilómetros. La rama occidental del glaciar H ubbard, por ejemplo, transcurre a lo largo de 112 kilómetros de terreno montañoso en Alaska yel territorio Yukon.

Glaciares de casquete Al contrario que los glaciares de valle, los glaciares de casquete existen en una escala mucho mayor. La poca radiación solar anual rotal que alcanza los polos hace que estas regiones sean idóneas para grandes acumulaciones de hielo. Aunque en el pasado han existido muchos glaciares de casquete, sólo dos alcanzan este estants en la act1lalidad (Figura 18. 1). En la zona del polo Non e, G roenlandia está cubiena por un glaciar de casquete imponente que ocupa 1,7 millones de ki lómetros cuadrados, o alrededor del 80 por ciento de esta gran isla. Con un promedio de casi 1.500 metros de espesor, en algunos luga res el hielo se el>.-tiende 3.000 metros por encima del sUStratO rOCOSO de la isla.

En el dominio del polo Sur, el enorme glaciar de casquete de la Antártida alcanza un espesor máximo de casi 4.300 metros)' abarca un área de más de 13,9 millones de kilómetros cuadrados. Debido a las proporciones de esas enonnes estrucruras, a menudo se les denomina glaciares co1lfml'1ltnles de Cifsqtltfe. De hecho, el conjunto de todas las áreas de glacia res continentales de casquete constituye en la actualidad casi el diez por ciento de la superficie terrestre.

Estas enormes masas Auyen en todas direcciones desde uno o más centros de acumulación de la nieve r ocultan por completo todo, excepto las zonas más elevadas del terreno subyacente. l.nduso las fuen es variaciones de la topografía que hay debajo del glaciar suelen aparecer como ondulaciones relativamente suavizadas en la superficie del hielo. Esas diferen ci::ts ropogr:i fi cas, sin embargo,

Tipos de glacia res

507

minadas platafonna.'i glaciares. Son masas grandes, relativamente planas, de hielo flotante que se extienden mar adentro desde la costa, pero permanecen ligadas a la tierra por uno o más lados. Las platafonnas son más gruesas en los lados situados tierra adentro y se adelgazan hacia el mar. Están sostenidas por el hielo del glaciar de casquete adyacente, además de ser alimen tadas por la nieve)' la congelación del agua del mar en sus bases. Las plataformas glaciares de la Antártida se extienden a lo largo de casi 1,4 millones de ki lómetros cuadrados. Las plata fo rmas glaciares Ross y Filchner son las mayores; la platafonna glaciar Ross abarca ella sola un área de lU1 tamaño próximo al de Texas (Figura 18. 1). En los últimos años, el control por satélite ha mostrado q ue algunas plataformas gl a ~ ciares se están separando. En el Recuadro 18. 1 se analiza este tema.

Otros tipos de glaciares Penlnsula Antártica

, PlatafOllTla - . .

Filchner " Plataforma R"", _

Mar W9ddel1

. ~~~

Además de los glaciares de valle y glaciares de casquete, se han identi ficado también otros tipos de glaciares. Cubren algunas tierras elevadas y algunas mesetas con masas de hielo glaciar deno minadas glaciares de meseta. Como las plataformas glaciares, los glaciares de meseta entierran por completo el paisaje subyacente, pero son mucho más pequeños que las estructuras de escala continental. Los glaciares de meseta aparecen en muchos lllgares, en tre ellos Islandia y algunas de las grandes islas del océano Ártico (Figura 18.2).

Antártida

... Figura 18.1 l os únicos glacia~ cootinentale:¡ de ~uete

actuales Kln los que cubren Groenlandia y la Antártida. Sus áreas combinadas representan casi ellO por ciento del área de superficie de la TIEITa. El ~uete polar de Groenlandia ocupa 1,7 millones de Wó metros cuadrados, o alrededor del 80 por ciento de la isla. El área del ca~uete polar antártico abarca casi 14 millones de kilómelrol; cuadrados. las platafOllTlas glacia~ ocupan los 1,4 millones de kilómetros cuadrados más adyacente:¡ al g laciar de ca~uete antártico.

afectan al comportamiento de los glaciares de casquete, en especial cerca de sus márgenes, al guiar el flujo en ciertas di recciones y crear zonas de movimiento más rápido y más lem a.

A lo largo de porciones de la COSta antártica, el hielo glaciar fluye al in terior de las bahías, creando las deno-

... Figura 18.2 El casquete polar de esta imagen captada por satélite e:¡ el Vantnajükull, al su reste de Islandia (jOkull signffica «casquele~ en danés). En 1996 el vokán Grimooln entró en erupción por debajo del ca~uete y produjo grande:¡ cantidades de agua glaciar de fusión que creó inundaciones. (Imagen I.ondwt de la NASA.)

508

e A p i T UL o

1 8 Glaciares y glaciaciones

El derrumbamiento de los casquetes polares del Antártico En esrudios en los que se han utilizado imágenes recientes captadas por satélite se muestTIl que p~rtes de algunas plataformas glaciares se están sepanllldo. Por ejemplo. durante un intervalo de 35 días de febrero y marro de 2002, una platafomla glaciar del lado o riental de la península Antártica, conocida como la plataf0n11a glaciar Larsen n, se fracturó}' se separó del continente (Figura 18.A). El acontecimiento envió miles de icebergs a la deriva en el mar Weddell adyacente (véase Figura 18. 1). En total. se separaren unos 3.250 kilómetrOS cuadrados de platafonlla glaciar. (Como referencia. todo el estado de Rhode !sland cubre 2.7 17 ki lómeuos cuadrados.) Éste no fue un acontecimiento aislado, sino parte de una ten-

.&. Rgur.1 8 .A Esta imagen de satélite muestra el casquete polar larsen B durante su hundimiento a princi pios de 2002.

(Imagen cortesía de la NASA.)

dencia. Durante cinco años, la plataforma glaciar Larsen B se redujo en unos 5.700 kilómetrOS. Además, desde 1974, la extensión desiete plataformas glaciares que rodean la península Ancirtica disminuyó en unos 13.500 kilómetros cuadfl1dos. ¿Por qué se separaron estas masas de hielo flotante? ¿Podrían producirse consecuencias graves?

Los científicos atri buyen la separación de los casquetes polares al fuene calentamiento climático regional. Desde aprOlcimadamente 1950, las temperaruras en el Antirtico han aumentado en 2,5 El rimlo aproximado de calentamiento ha sido de 0,5 oC por década. Si las temperaruras continúan aumentando, una platafonna glaciar adyacente a Larscn B puede empezar a retroceder en las próximas décadas. Adem:is, el calentamiento regional de sólo unos pocos grados puede ser suficiente para hace r que partes de la enorme platafonna glaciar Ross se desest'abilice y empiece a separarse (véasr Figura 18.1). ¿Cuáles serian las consecuencias? Los científicos del National Snow and Ice D ata Center (NSIDC) sugieren lo siguiente:

oc.

Si bien la separación de los casquetes polares de la península tiene pocas conse(:uencia~ en el awnento de l ni"e1 del ma r, la separación de Otras platafonnas del Antártico podría tener un gran efecto sobre el ritmo al que el hielo se separa del continente. Los

A menudo, los casquetes polares y los glaciares de casquete alimentan a glaciares de desbordamiento. Estas lenguas de hielo fl uyen valle abajo extendiéndose hacia fuera de los márgenes de esas masas de hielo más grandes. Las lenguas son esencia lmente glaciares de valle que se producen por el movimiento del hielo desde un casquete polar o un glaciar de casquete a través de terreno mOlltañoso, hasta el mar. Cuando encuentran el mar, algunos glaciares de desbordamiento se expanden como platafonnas glaciares flotantes. A menudo se producen muchos icebergs.

casquetes polares actúan como un sistema de conlnlfuene o freno para los glaciares. Arlemás, los casquetes mantienen el aire marino más caliente alejado de los glaciares; por consiguiente, moderan la cantidad de fusión que se produce en I~ superficies de los glaciares. Una vez que sus plarafonnas glaciares se retiran, la velocidad de los glaciares aumenta debido a la percolación del agua de fusión o la reducción de las fuerzas de freno, o ambas cosas,}' pueden empe7.ar a li berar más hielo en el océano. Ya se observan aumentos de la velocidad del hielo glaciar en zonas de la Península de las que los casquetes polares se desintegraron en años anteriores".

La adición de grandes canúdades de hielo glaciar al océano podría, de hecho, provocar un aumenlO signi6cati\'0 del nivel del mar.

Recordemos que lo que se sugiere aquf es todavía una especulación, ya que nuestro conocimiento de la dinámica de los casquetes polares y los glaciares de la Ant:ínida es incompleto. Sed preciso reahza r más controles por satélite y m:is estudios en este ámbito para p redecir coa mayor precisión los posibles aumentQi del nivel mundial del mar provocados ¡xw el mecanismo aquí descrito. .. Nacional S.......·and 111<' 0.", Ccnn:.r, «Anw-cric: lo.ShdfCu!laJJ5<'S"', II demanode 1002. htrp:llnsi*.

Qrglicc:shel.ulbrsenb2002:.

Los glaciares de piedemonte ocupan tierras amplias en las bases de montañas escarpadas}' se (o cuando uno o más glaciares alpinos surgen de las de confin amiento de los valles de montatla. En este el hielo que avanza se expande fonnando una amplD hertura de hielo. El tamaño d e [os glaciares de PI monte varía mucho. Entre los mayores se encuemn glaciar Malaspina sinmdo a lo largo de [a costa del AJaska. Abarca más de 5.000 kilómetros cuadrados llanura costera pla na simada al pie de la elevada co ra San Elías (Figura 18.3).

Tipos de g laciares

S09

... Figura 18.3 El g laciar Malaspina, al sureste de Alaska, es considerado un ejemplo clásico de un g laciar de piedemonte. l os glaciares de piedemonte se Plodu.:en cuando los g loKiares de vall e sallffi de una .:ord ill~a montañosa y Iffitran en tierras bajas extoensllS, ya no están confinados por los laterales y se expanden hasta convertirse en amplios ló oolos. El glaciar Malaspina es en realidad un g laciar compuesto, formado por la unión de vanos glaciares de Villle; en tre ell os, los glaciares prominentes que aparecen aquí son el glacia r Agassiz (izquierda) y el glaciar Seward (derecha). En lotal, el g lac ia r Malaspina mide hasta 65 kilómetros de an.:ho y se extiende a 10 largo de 45 kilómetros, desde el rrente montañow casi hasta el mar. Esta vista perspectiva hac ia el norte cubre un área aproximada de 55 kilómetros x 55 kilómetros. Se creó a partir de una imagen del satélite la ndsat y un modelo de elevación generado por la Shullle Radar Topography Mission (SRTM). Estas imágenes son excelen tes herramientas para ':i:l rtog rafiar la extensión geográfica de los gladares y para determinar si estos g laciares están adelgazando o engrosando. (Imagen de NASAlJPl.)

¿Qué pasaría si se fundiera el hielo? ¿Qué cantidad de agua se almacena en el hielo de un glaciar? Los cálculos realizados por el U. S. Geological Survey indican que sólo algo más del 2 por ciento del agua mundial se encuentra en los glaciares. P ero incl uso illl 2 por ciento de una cantidad enorme es mucho. El volumen total ap roximado de sólo los glaciares de valle es 2 10.000 kilómetros cúbicos, comparable a la combinación del volumen de los lagos de agua sa lina}' de agua dulce más grandes del mundo.

En cuanto a los glaciares de casquete, la de la Antártida está compuesta por el 80 por ciento del hielo mund ial }' casi dos tercios del agua dulce de la TIerra, }' cubre casi 1,5 veces el área de Estados Unidos. Si este hielo se fundi era, el nivel del mar se elevaría alrededor de 60 a 70 metros }' el océano in undaría muchas zonas costeras densamente pobladas (F igura 18.4).

La importancia hidrológica del hielo de la Antártida puede ilustrarse de otra manera. Si los glaciares de casquete se fund iera a un rion o uni fo rme, podría alimentar (1) el río Mississippi durante más de 50.000 años, (2) todos los ríos de Estados Unidos d urante unos

17.000 al1os, (3) el río Amazon as durante aproximadamente 5.000 años o (4) todos los ríos d el mundo durante uno s 750 años.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿Pueden formarse glaciares en zonas tropicales?

Por supuesto. Los glaciares suelen fonnarse allí donde hay temperaturas bajas y aportaciollt:s adt:<:uadas de nie\·e. Dado que las remper:l[uras descienden al aumentar la altitud, puede haber glaciares en los trópicos a grandes alturas. Incl uso cerca del ecuador pueden fomlarse glaciares a altitudes de m:b de 5.000 metros. El mome K.j limanjaro de Tanz.ania, Sil\¡ado pr:ícticameme sobre el ecuador a una altitud de 5.895 merros, es un ejemplo. Su nombre (<<Kilima» en swahiti significa ',lO1/tnifa, y «Njara» significa brillmm) es una referencia a la cima blanca de hielo que, cuando est:í ilwninada, puede verse desde grandes distancias. El call1bio d im:íticoest:í provocando la disminución de los glaciares del Kililllanjaro, de modo queen 15 o 20 años el hielo desapa rcccni por completo.

510

c A PfTU l O 1 8 Glacia reSY91aciaciooes

... f~u .... 18.4 En este mapa de una parte

de Norteamériu se muatra la línea de cost;t actual en comparación con la línea de costa existente d uran te el último periodo glacial (hace 18.000 años) y la línea de costa. que ha bría si se fundieran los glaciares de casquete actuales de Groenlandia y la Antártida. (Tomado de R. H. Don, Jr., y R. L Balt;tn, EvoJulion 01 lhe forth, Nueva York: McGraw HiJl. 1971. Reimpreso con el permiso del OOiIOl'.)

"

Unea de costa hace 18.000 anos

Fonnación del hielo glaciar La nieve es la m:¡tcria prima a partir de la cual se origi na el hielo glaciar; por consiguiente, Jos glaciares se fo nnan en áreas donde cae más nieve en invierno de la que se derrite durante el verano. Antes de que se cree un glaciar, la nie\'e debe convertirse en hielo glaciar. Esra transfo n nación se muestra en la Figura 18.5.

C uando las temperaturas permanecen por debajo del punto de congelación después de una nevada, la acu-

mulación esponjosa de los delicados cristales hexagonales prontO empieza a cambiar. A medida que el aire se inmrr,l por los esp2cios que quedan elltre los cristales, los extremos de los cristales se e\'3poran y el \'3por de agua se condensa cerca de su centro. D e esra manera los copos de nieve se hacen más pequeños, nds gruesos y más esféricos, y desaparecen los espacios porosos gnndes. Med i a n ~ te este proceso, el aire es expulsado y, lo q ue en una ocasió n fue nieve esponjosa y ligera, recristaliza en una masa mucho más densa de pequeños granos que tienen la consistencia de una arena gruesa. Esra nie\'e recristaliz.1da granular se denomina neviza y suele encontrarse como componente de antiguos bancos de nieve cerca del fi nal del invierno. A med ida que se añade más nie\'e, aument<l la presión en las capas inferiores, compactando con ello los granos de hielo situados en profund idad. C uando el espesor del hielo}' de la nieve ~-upe ra los 50 merros, el peso es su6ciente para fusionar la ncviza en una masa sólida de cristales de hielo trabados. Se acaba de fonuar el hielo glaciar.

l\1ovimientos de un glaciar Glaciares y glaciaciones .. Balance de un glaciar

... Figura 18.5 Conversión de la nieve recién caída e n hielo glacia r crista lino y denso.

El movimiento del hielo glaciar se suele denominar flujo.

El hecho de que el movimiento glaciar se descri ba de esra manera parece paradójico: ¿cómo puede fluir un sólido?

La fo nna mediante la cual fl uye el hielo es compleja y básicamente de dos tipos. El primero de ellos, el flujo plástico, implica el movimiento dt lltro del hielo. El hielo se

Movimientos de un glacia r

comporta como un sólido quebradizo hasta q ue la presión que tiene encima es equi \'alente al peso de unos 50 mCUQS de hielo. Una vez sobrepasada esta carga, el hielo se comporta como un material plástko y empieza a fluir. Este fl ujo se produce debido a la estructura molecular del hielo.

El hielo glaciar consiste en capas de moléculas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más dé biles que las existentes dentro de cada capa. Po r consiguiente, cuan do un esfuerzo sobre plisa la fuer{.ll de los enlaces que mantienen unidlls las capas, éstas penllllllecen in tllctas y se dcsliZlln unas sobre otras.

U n segundo mecanismo, y a menudo igual de importante, del movintiento glaciar consiste en el desplnamiento de toda la masa de hielo II lo largo del terreno. Con la excepción de algunos glaciares IOCll lizados en las regiones polares, donde el h ielo está probablemente congelndo hasta el lecho de roca sólida, se piensa que la mayoría de los glaciares se m ueve mediante este proceso deno minado d eslizamiento basal. En este proceso, el agua de fusión actúa p robablemente como un gato hid ráulico y (Iuizá como un luhricam e que ayuda al desplazamiento del hielo sob re la roca. E l origen del agua líquida está relacionado en parte con el hecho de que el punto de fusión del hielo d isminuye a medida que aumenta la presión . Por consiguiente, en las zonas profundas de! interior de un glaciar, el hielo p uede estar en e! punto de fus ión, aun c.:tl3Jldo su temperamra sea inferior a Ooc. Además, otros factores pueden contribuir a la presencia de agua de fusión dentro de las zonas profundas del glaciar. Las temperaturas pueden incrementarse mediante e! flujo plástico (un efecto similar al calent;1miento por fri cción), el calor añadido desde el interio r de la Tierra y la recongelación del agua de fusió n que se ha escurrid o desde arriba. El ú ltimo proceso depende de la propiedad, según la cual, a medida que el agua cambia de estado de líqu ido a sólido, se libera Clllor (denominado calor latente d e fusión) .

En la Figura 18.6 se ilustran los efecros de esros dos tipos b:ísicos de movimiento glaciar. Este per fil vertical a través de un glaciar también demuestra que no todo e! ruelo fluye hacia del:lIlte a la misma velocidad . L a fricción por arrastre con el fondo del sustrato rocoso hace que las parres inferiores del glaciar se muevan mucho más despacio.

Al contrario que en In parte inferior del g laciar, los SO metros superiores, más o menos, no están sometidos a la sufi ciente presión como para exhibi r fl ujo plástico. Antes bien , el hielo de esta zona superior es frágil y se le suele denominar, con propiedad, zona de fractura. El hielo de la zona de fractura es transportado «a caballo» por el hielo inferior. Cuando el glaciar se m ueve sobre un terreno irregular, la zona de fractura está sujeta a tensión , lo que provoca hendiduras den omin adas grietas. Estas hendiduras abismales pueden hacer que sea peligroso viajar a

511

... Figura 18.6 Corte vertiCilI a través de un glacia r que ¡lustra el

movimiento del hielo. El movimiento del gl..ciar Sf> rlivirlf> pn Ons componentes. Por deoojo de los 50 metros, el hielo se comporta plásticamente y fluye. Además, toda la masa de hielo puede deslizarse a lo largo del terreno. El hielo de la zona de fractura es transportado "a cuestas". Obsérvese que la velocidad de movimiento es la más tentó! en la base del glaciar donde la fricción por arrastre es mayor.

través de los glaciares y pued en extenderse hasta profundidades de SO metros. Por debajo de esta profundidad , el flujo plástico las sella.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN He oído que los icebergs podrían utilizarse como una fuente de agua en los desiertos. ¿Es eso posible?

Es cien o que las personas que vh'cn eu zollas áridas han estudiado scriamellte b posibilidad dc remolcar icebergs desde la Antártida para q ue sirvan de fuente de agua dulce. Seguro C)ue hay un gran abastcdm.iento. Cada año, en las aguas <lite rodean la Antánida, unos 1.000 kilómctros cúbicos de hielo glaciar se separan y crean icebergs. Sin embargo, ha}' problemas tecnoló!.'¡cos significativos que difkilmellu: se superarán pronto. Por ejemplo, todavía no se han desarrollado huques cap:¡ces de remolcar gra ndes iccbergs (de I a 2 kilómetros de diámetro). Además, habría una pérdida sustancial de hielo por la fusión y la evaporación que tcndrían lugar a medida que el iceberg se arrastrara lenrameme (dura nte un año) a tra\·és dc bs aguas cáli(!3s del océano.

512

e A P f TUL o

1 8 Glaciares y glaciaciones

Velocidades de movimiento de un glaciar A di ferencia del flu jo de las corrientes de agua, el mo\.jmiento de los glaciares no es evidente. Si pudiéramos observar a glaci3r alpino moverse, verí3mos q ue, como el agua de un río, todo el hielo del valle no se mueve valle abajo a una velocidad igual. De la misma manera q ue la fricción con e l fo ndo del lecho de roca hace más lema el movimiemo del hielo en el fondo del glaciar, la fricción creada por las paredes del nllle hace que el flujo sea mayor en el centro del glaciar. Esto se demostró por primera vez por experimentos realizados d urante el siglo XIX, en los cuales se colocaro n unos marcadores en una línea recta que atravesaba la parte superior de un glaciar de valle.

Periódicamente se fueron co ntrolando las posiciones de las estacas, que rcvelaron el ti po dc movimiento que se acaba de describir. En el Recuadro 1.2, se amplía la infonnación sobre est OS experimcmos. ¿Con qué velocidad se mueve el hielo glaciar ? Las velocidades medias varían considerablemente de un glaciar a otro. Algunos se mueven tan despacio que los iÍrboles y OtrO tipo de vegetlción pueden establecerse bien en los dCmJbios que se han acunm laclo en la superficie del glaciar, mientras que o tros se muc\·en a velocidades de hasta varios metros al día. Por ejemplo, el gl3ciar Byrd, un glaciar de desbordamiento de la Antártida q ue fue estudiado durante 10 años utilizando imágenes de satélite, se movía a una \'elocidad de 750 a 800 metros al año (unos 2 metros al día). O tros glaciares del estudio avanzaban a una cuan a parte de esa \·elocidad.

El avance de algunos glaciares se caracteriza por períodos de movimientos extremadamente rápidos denomi-

Agosto de 1964

nados oleadas. Los glaciares que exhihen dicho mo\.jmiento pueden nuir de una manera aparentemente normal y luego acelerar durame un tiempo relativamente corto antes de \'o h'cr de nuevo a la velocidad non nal Las velocidades de fl ujo durante las oleadas son de hasta 100 veces la velocidad nonnaL Las prue bas indican que muchos glaciares pueden ser de este tipo.

Todavía no está claro si el mecanismo que provoca estos mm.jmientos rá pidos es el mismo para todos los glaciares de tipo oleada. Sin emoorgo, Jos investigadores que estudiaron el glaciar Variega ted que aparece en la Figura 18.7 han detenninado que las oleadas de CSla masa glaciar lOman la fonlla de un aumento rápido del deslizamiento basal causado por aumentos de la presión del agua por debajo del hielo. El incremento de la presión del agua en la base del glaciar actúa para reducir la fricción entre el lecho de roca subyacente y el hielo en movimiento. El aumento de la presión, a su vez, está relacionada con los cambios en el sistema de pasajes que conducen el agua a lo largo del lecho del glaciar y la Liberan como un desagüe al fi nal.

Balance de un glaciar La niC\·e es la maleria prima a partir de la cua l se o rigina

el hielo glaciar; po r consiguieme, los glaciares se fo rman en áreas donde cae más nieve en invierno de la que se derrite d uralHe el verano. Los glaciares est;Ín constantemente ga nando y perdiendo hielo. La acumulación de la nieve}' la fomlación de hieJo se producen en la zona de acumulación. Sus lími tes externos se definen como el limite de las nie ves perpetuas. La altit11d del límite de las

Agosto de 1965

... Figura 18.7 La oleada delgliKiar Variegated, un glacia r de valle cerca de Yakutat. Alaska. al noroeste de ¡uneau, ~ captada en estas dos fotografías aéreas tomadas con un ai\o de diferencia. Du ran te U/la oleada, las velocidades del hielo del glaciar Variegated 501'1 de 20 a 50 veces mayores que durante una fase inactiva. (Fotos de Austin Post, U. $. Geological 5urvey.)

Movimientos de un glaciar

nie\'es perpetuas \-aria mucho. En las regiones polares, puede estar al nivel del mar, mientras que en las áreas t ropicales, los límites de nieves perpetuas existen sólo en áreas montañosas elcvadas, a menudo a altitudes que superan los 4.500 metros. Por encima del límite de las nieves perpetuas, en la zona de acumulación, la adición de nieve aumenta el espesor del glaciar y propicia su movimiento.

Más allá dellfmite de las nieves perpetuas se encuentra la zona de ablación . En esta zona se produce una pérdida neta del glaciar, ya que se derrite toda la nieve del invierno anterior, así como algo del hielo glaciar (Figura 18.8).

Además de la fusión, los glaciares también se desgastan cuando se rompen grandes fragmentos de hielo del frente del glaciar en un proceso denom.inado desmembr:uniento. El desmembramiento glaciar crea inbergsen lugares donde el glaciar ha alcanzado el mar o un lago. Ya que los iceberb'S son ligeramente menos densos que el agua de mar, flotan muy hundidos en el agua, con más del 80 por ciento de su masa sumergida. A lo largo de los márgenes de los glaciares de platafonna de la Am:írtida, el desmembramiento glaciar es la principal manera por medio de la cual esas masas pierden hielo. Los icebergs relativamente planos producidos aquí pueden tener

"

513

un diámetro de varios kilómetros}' un espesor de 600 metros. Por comparación, miles de icehergs de fonna irregular son producidos por los glaciares de desbordamiento que nuyen desde los márgenes del glacia r de casquete de Grocnlandia. Muchos derivan hacia el sur y se abren camino hacia el Atlántico Norte, donde pueden constituir gra\<cs peligros para la na\<egación.

Que el frente de un glaciar avance, retroceda o permanezca estaciona rio depende del balance del glaciar. El balance glaciar es el equilibrio, o desequi librio. entre la acumulación en el extremo superior del glaciar y la pérdida en el extremo inferior. Esta pérdida se denomina ablación. Si la acumulación de hielo supera la ablación, el fre nte glaciar avanza hasta que los dos factores se equilj· bran. Cuando est O ocurre, el fina l del glaciar permanece estacionario.

Si una tendencia al C3lcnt:amiento aumenta la ablación o si una reducción de las nevadas disminuye la acumulación, o ambas cosas, el fren te de hiclo retrOCederá . A medida que el fina l del glaciar se retrae, disminuye la extensión de la zona de desgaste. Por consiguiente, con el tiempo se alcanzará un nuevo equilibrio entre acumulación }' desgaste, }' el frente de hIelo voh'erá a ser estacionario.

Unea ele las nieves perpetuas

.. Agur. 18.8 la línea de las nieves perpetuas separa la zona de acumuladón y la zona de ablación. Por encima de esta línea, cae mis nieve cada invierno de la que se derrite cada verano. Por debato de esta línea, la nieve del invierno anterior se derrite completamente al igual que algo del hielo wbyacente. Que el margen del glaciar avance, retroceda o pennanezca estacionario depende del equilibrio entre la acumu lación y el desgaste (ablación). Cuando un glaciar atraviesa un terreno irregular, se fonna n gn·efo5 en la parte Irági l.

514

e A p f T UL o 1 8 Glaciares y glaciaciones

Ya esté avanzando, retrocediendo o en estado estacio nario el margen de un glaciar, el hielo dentro del glaciar sigue fl u}'endo hacia delante. En el caso de un glaciar en rC!(:esión, el h ielo todavía f1ure hacia delante, pero no COIl suficiente rapidez como para contrarrestar la ablación.

Esta cuestión se ilustra bien en la Figura I .B. M.ielltras la línea de estacas colocadas en el glaciar Rhone siguió mo\'Íéndose valle abajo, el fi nal del glaciar iba retroced iendo lentamente valle arri ba.

Erosión glaciar Los glaciares son capaees de una gr.m erosió n. Para cua lquiera que ha)'a observado el final de un glaciar alpino ,las pruebas de su fucrlil erosiva son claras. Se puede ser testigo de primera mano de la liberación de material rocoso de varios tamaños, por el hielo, cuando se funde . Todos los signos llevan a la conclusión de que el h ielo ha arañ ado, restregado y roto la roca del fondo y las paredes del valle y las ha transportado valle abajo. De hecho, como medio de transpone de sed imentos, e1 hielo no tiene parangón.

Una vez que un derru bio rocoso es recogido por el glaciar, la enonne competencia del hielo no permitirá que los derrubiosse sedimenten como la carga tr:mspomda por una rorriente de agua o por el \'Íento. Por oonsiguiente, los glaciares pueden transportar enonn cs bloques que ningún otro agente erosivo podría posiblemente mover. Aunque los glaciares actuales son de importancia limitada como agentes erosivos, muchos paisajes que fueron modificados por los glaciares que dominaban eJ planeta durante eJ período glacial más recicnte reflejan todav'Ía un elc\'3do grado de tra bajo del hiclo.

Los glaciares erosio nan el ter re no fu ndamentalmente de dos maneras: arranque y abrasión. En primer lugar, a medida que un glaciar fl uye sobre una superficie fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de roca y los incorpora al hielo. Este proceso, conocido (:o mo arranque, se produce cuando el agua de fusión penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de roca del fo ndo del glaciar y se congela. C onfonne el agua se expande, actúa como una enonne palanca que suelta la roca levanclndola. De esta manera, sedimentos de todos los tamaños entra n a fo rmar pan e de la carga del glaciar.

El segundo proceso erosivo importa nte es la ab rasió n . A medida que el hielo y su carga de fragmentos roCOSOS se deslizan sobre el lecho de roca, ru ncionan como papel de lija que alisa )' pu le la superficie situada debajo.

La roca pulverizada producida por la «molienda» glaciar se denomina con propiedad h arina de roca. Se puede producir tanta hari na de roca que las corrientes de agua de fusión que fl uyen fuera d e un glaciar a menudo riencn el aspecto grisáceo de la leche desnatada y o frecen pruebas visibles del poder dc molienda del hielo .

Cuando el hielo del fondo de un glaciar contiene grandes fragmentos de roca, pueden incluso excavarse arañazos y surcos en el lecho de roca deno minados cstrías g laciares. Esos surcos lineales proporcionan pistas sobre la di rección del fl ujo de hielo. Can:ografi ando las estrías a lo largo de grande... áreas, pued en a menudo reconstruirse los modelos de fl ujo glaciar. Por o tro lado, no toda la acción abrasiva prod uce estrías. El hielo y su carga de partículas más fi nas también pueden llegar a pulir mucho las superficies rocosas sobre las cuales se des plaza el glaciar.

Las grandes superficies de granito suavemente pulido del Parque N acio nal Yoscmi te proporcionan un ejemplo ex,-·clente.

Como ocurre con otros agentes de erosión, la velocidad de erosión de un glaciar es mlly \'3riable. Esta erosió n direrencial lle\'3da a cabo por el hielo está IDU)' controlada po r cuatro factOres: (1) velocidad de movimiento del g laciar; (2) espesor del hielo ; (3) fon na, abundancia }' dureza de los fragmentos de roca contenidos en el rucio en la base del glaciar, y (4) erosionabilidad de la superficie por debajo del glaciar. Variaciones en uno O en todos esos racto res de un momento a otro o de un lugar a o tro sigIúfican que los rasgos, efectos}' grado de modificació n del paisaje en las regiones glaciares pueden variar enormemente.

Formas creadas por la erosión glaciar Glacia res y glaciaciones ... Repaso de las características de un gla cia r Los efectos erosivos de los glaciares de valle y de los glaciares de casquete son bastante diferentes. Es probable que un \'Ísitante a una región montañosa llena de glaciares vea un a topografía afi lada y angulosa. La razón es que, a medida (Iue los glaciart!S alpin os se desplazan va lle abajo, tiendan a acentu ar las irregularidades del paisaje montañoso creando paredes más escarpadas y haciendo incl uso más dentados los marcados picos. Por el contrario, los glaciafl.."S de casquete continental generalmente pasan por encima del rerreno Y. por tanto, suavizan, más q ue acenrúan, las irregularidades que encuentran. Allllque la potencia erosiva de los glaciares de casquete es enom lC, las fa rolas escu lpidas por esas enon nes masas de h ielo no suelen ins pirar la misma admi ración y rema r reverente que los rasgos erosivos creados por los glaciares d e valle.

G ran parte del escarpado escenario montañoso ta n celebrado por su majesruosa belleza es el p rod ucto de la erosión de los glaciares alpinos. En la Figura 18.9 se mucstta un área montañosa antes, durante)' después de una glaciación.

Formas creadas por la erosión glaciar

515

.. Figura 18.9 En estos diagramas de un área hipotética se muestra el desarrollo de formas erosivas creadas por glaciares alpinos. El paisaje no glaciar de la parte A está modifICado por glacia res de valle en la parte B. Después del retroceso del hielo, en la parte C, el terreno ti ene un aspecto muy diferente al anterior a la glaciación.

c. Topografta glaciar

516

CAPíTULO 18 Glaciaresyglaciaciones

Valles glaciares Una excursión por un valle glaciar revela una serie de rasgos notables creados por el hielo. El valle, en sí mismo, es a menudo una visión extraordinaria. A diferencia de las corrientes de agua, que crean sus propios valles, los glaciares toman el camino de menor resistencia siguiendo el curso de los valles de corriente existentes. Antes de la glaciación, los valles de montaña son característicamente estrechos y en forma de V, porque las corrientes de agua están muy por encima del nivel de base y, por consiguiente, están ejerciendo erosión en la vertical. Sin embargo, durante la glaciación esos valles estrechos experimentan una transformación conforme el glaciar los ensancha y profundiza, creando un valle glaciar en forma de U (Figura 18.9 y Figura 18.10). Además de producir un valle más ancho y más profundo, el glaciar también endereza el valle . A medida que el hielo fluye alrededor de las pronunciadas curvas, su gran fuerza erosiva elimina los espolones de tierra que se extienden en

e! valle. Los resultados de esta actividad son acantilados de forma triangular denominados espolones truncados (Figura 18.9).

La intensidad de la erosión glaciar depende en parte de! espesor del hielo. Por consiglliente, muchos glaciares profundizan sus valles más de lo que lo hacen sus afluentes más pequeños. Por tanto, cuando los glaciares acaban retrocediendo, los valles de los glaciares afluentes quedan por encima de la depresión glaciar principal, y se denominan valles colgados (Figura 18.9). Los ríos que fluyen a través de valles colgados pueden producir cascadas espectaculares, como las del Parque Nacional Yosemite (Figura 18.9).

Mientras ascienden por un valle glaciar, los excursionistas pueden pasar por una serie de depresiones de lecho de roca en e! suelo del valle que fueron creadas probablemente por arranque y luego pulidas por la fuerza abrasiva del hielo. Si esas depresiones se llenan de agua, se denominan lagos en rosario (Figura 18.10) ..

.. Figura 18.10 Antes de la glaciación, un val le de montaña es normalmente estrecho y en forma de V. Durante la glaciación, un glaciar alpino se ensancha, se profundiza y endereza el valle, creando el valle glaciar en forma de U que se ve aquí. la hilera de lagos se denomina lagos en rosario. Este valle se encuentra en el Parque Nacional Glacier, Montana. (Foto de lohn Montagne.)

Depósitos glaciares

En la cabecera de un valle glaciar ha}' una estruCnlra muy característica y a menudo imponenre denominada circo. Estas depresiones en forma de tazón tienen paredes escarpadas en tres lados, pero están abiertas por el lado que desciende al valle. El circo es el punto focal de crecimiento del glaciar, porque es la zona de acumulación de nieve y de fonnación de hielo. Los circos empiezan como irregularidades en e! lado de la montaña que luego van siendo aumentadas de tamaño por e! acuñamiento de hielo y el arranque producido en los lados y en el fondo del glaciar. Después de la desaparición de! glaciar, la cuenca del circo suele ser ocupada por un pequeño lago de montaña denominado tam (Figura 18.9).

A veces, cuando hay dos glaciares en los lados opuestos de una divisoria, que se aleja n uno del otro, la cresta divisoria que queda entre sus circos va siendo eliminada a medida que el arranque y la acción del hielo aumentan el tamaño de cada uno de ellos. Cuando esto ocurre, las dos depresiones glaciares llegan a cruzarse, creando una garganta o paso de un valle al otro. A esta estructura se la denomina puerto de montaña. Algunos pasos de montaña importantes y bien conocidos son: el paso de Sto G otthard en los Alpes swws, el de Tioga en Sierra Nevada, Califo rnia, y el de Benhoud en las Rocosas, Colorado.

Antes de dejar el rema de los valles glaciares y sus rasgos asociados, deben comentarse unas estrucruras bastante bien conocidas: los fi ordos. l os fiordos son ensenadas profundas, a menudo espectaculares, de laderas escarpadas, presentes en zonas de latitudes altas, donde las montañas están al iado del océano. Se trata de valles glaciares inundados que quedaron sumergidos cuando e! hielo abandonaba el valle y el nivel del mar se elevó después del período gllcial cuatemario. Las profundidades de los nordos pueden superar los 1.000 metTOS. Sin embargo, las gr.mde,o; profundidades de estos valles inundados se expJjcan sólo parcialmente por la ele\'ación postglaciar del nivd del mar. A diferencia de la sirual.; ón que gobierna el trabajo erosi\·o descendente de los ríos, el ni\·el del mar no actúa como un nivel de base para los glaciares. Por consiguiente, los glaciares son capaces de erosionar sus lechos bast:\Ilte por debajo de la superficie del mar. Por ejemplo, un glaciar de 300 metros de espesor puede excava r el fondo de su valle más de 250 metros por debajo del nivel del mar antes de que cese la erosión descendente y el hielo empiece a flotar. Noruega, Columbia británica, Groenlandia, Nueva Zelanda, Chile y Alaska tienen líneas de costa caracterizadas por nordos.

Aristas y horns Una visitl a los Alpes y a las Rocosas del norte, o a muchos otros paisajes montañosos extraordinarios, esculpidos por los glaciares de valle, revelan no sólo va lles glaciares,

517

circos, lagos en rosario y los otros rasgos relacionados que acabamos de comenta.r. También es probable que muestren crestas sinuosas de bordes agudos denominados aristas y picos pi ramidales agudos denominados horos que se proyectan por encima de los alrededores. Los dos rasgos pueden originarse a panir del mismo proceso básico: el aumemo de tamaño de los circos producido por arranque y por la acción del hielo (Figura 18.9). En el caso de las cúspides rocosas denominadas horns, los responsables son grupos de circos situados alrededor de una sola montaña elevada. A medida que los circos aumentan de tamaño y convergen, se produce un horn aislado. El ejemplo más famoso es el Matterhom de los Alpes suizos (Figura 18.9).

Las aristas pueden fonnarse de una manera sim ilar, a excepción de que los circos no se agrupan alrededor de un punto, sino que existen a los lados opuestos de una divisoria. A medida que crecen los circos, la divisoria que los separa se reduce a una estrecha panición en fonua de fi lo de cuchillo. Una arista, sin embargo, también puede formarse de otra ma nera. En el caso de que dos glaciaresocupen valles paralelos, puede fonnarse una arista cuando la divisoria que separa las lenguas de hielo en movimiento se va estrechando progresivamente a medida que los glaciares pulen y ensanchan sus valles adyacentes.

Rocas aborregadas En muchos paisajes glaciares, pero con más frecuencia allí donde los glaciares continentales de casquete han modificado el terreno, el hielo esculpe pequeñas coli nas orientadas aerodinámicamente a partir de proruberancias del lccho de roca . Una proruberancia asimétrica del lecho de roca de este tipo se denomi na roca aborregada. Las rocas aborregadas se forman cuando la abrasión glaciar alisa la suave pendiente que está en frente del hielo glaciar que se aproxima y el arranque aumenta la inclinación del lado opuesto a medida que el hielo pasa por encima de la protuberancia (Figura 18. 11). Las focaS aborregadas indican la dirección del flujo glaciar, porque la pendiente más suave se encuentra generalmente en el lado desde el Lcml avanzó el hielo.

Depósitos glaciares Glaciares y g laciaciones • Repaso de las características de un glaciar Los glaciares recogen y transportan una enonne carga de derrubios a medida que avanzan lentamente a través del terreno. Por fIn , esos materiales se depositan cuando se

51 8

CAP í TULO 1 B Cladaresyglaciaciooes

"""";00

_,_.(~í~;;¡'"-;"''';'>·.~;;;,

glaciw

........ .,.. funde el hielo. En las regiones donde se deposita, el sedimento glaciar puede desempeñar un papel verdaderamente significativo en la fon nación del paisaje fís ico. Por ejemplo, muchas áreas, durante el reciente período glacial, estuvieron cubiertas por los gl\lciares continentales, siendo raro c¡ue el sustrato rocoso quede expuesto, porque el terreno está completamelllc cubiel1:o por depósitos glaciares cuyo espesor es de decenas o incluso centenares de metros. El efecto general de esos depósitos es el de reduci r el relie'·e local }', por tanto, ni,·elar la topogra fía. De hecho, las escenas rurales que son fam iliares para muchos son el resultado directo de la sedi mentación glaciar.

M ucho antes de que se propusiera incluso la teoría de una Edad del Hielo generalizada, se reconocía que

<111 Figura 18.11 Roca aborregada en el Pa rqu e Nacional Vosemite, Cal iforn ia. la pend ien te suave experimen tó abrasión y el lado más empinado experimentó arranque. El hielo se movió de dere€:ha a i1.quierda. (Fo lo de E. J. Ta rbuck.)

gran parte del suelo y los derrubios rocosos que cubren diversas zonas de Europa procedían de algún a lTO lugar. En aq uella época, se creía que esos materiales «fOrállCOS» habían sido «arrastrados» a sus posiciones actuales por hielo flotante durante una inundación antigua. Por consiguiente, en inglés se dio el nombre de drift (que signifi ca arrastre) a este sedimento. En castellano se denominan derrubios glaciares, término que abarca todos los sedimentos de origen glaciar sin importar cómo, dónde o de qué fonna fueron depositados.

Una de las características que distinguen los derrubios glaciares de los sedimentos dejados por otrOS agentes erosivos es que los depósi tos glaciares consisten fundamentalmente en derrubios de roca mecánicamel1lc meteorizada que experimentaron poca o ninguna mCleo-

Formas constituidas por Iills

519

rización químiC3 ames de su deposición. Por tanto, los minemles que tienen una notahle propensión a la desco m ~ posición q ufmiC<1, como la hornblcnda o las plagioc.lasas, a menudo son componentes abundantes de los sedimenlOS glaciares.

Los geólogos dividen los derrubios g lacia res en dos tipos d istintos: (1 ) los materiales depositados d i re<:~ tamente por el glaciar, que se con ocen como tills, }' (2) los sedimentos dejados po r el <lgua de fusió n del glaciar, denom inados derrubios estratificado s. Co n side~ raremos ahora las formas creadas po r cada uno de estos tipos.

Fonnas constituidas por tilIs Un till se deposi l:<I a medida que el hielo glacial se fun de y deja su carg:¡ d e fragmentos rocosos. A diferencia de las corrientes de agua y viento, el hielo no puede seleccionar el sedimento que tranSporta; pur consiguiente, los de l)Ó~ sitos de till son mezclas característicamente no seleccionadas de granos de muchos t:lm:tños (Figunl 18. 12). Un examen de cerca de este sedimemo demuestra que muchos de sus fragmeIltos están arañados y pulidos como consecucncia de haber sido arrastrados por el glacia r. EsI OS fragmentos ayudan a distinguir el t jll de o tros depósitos que son una mez.cla de tamali os diferentes de sedimento, como los materiales procedentes de un flu jo de derrubios o un d eslizamiento de rocas.

Los grandes bloques enCOIU:rados en el till o libres sobre la superficie se denominan e rráticos glacia res, si son diferentes del lecho de roca sobre el que se encuentran. Po r supuestO, esto signi fi ca que deben haber sido desviados de su lugar de o rigen, fuera del área donde se enrncntran. Aunq ue se desconoce la localidad de donde p roceden muchos bloques erráticos, puede detenninarse el origen de algunos. En muchos casos, los enonncs bloq ues fueron transpo nados hastl SOO kilómetros desu ~ rea o riginal y, en unos pocos casos, más de 1.000 kilómetros.

Por consiguienre, e...tudiando los bloques erráticos glaciates, así como la composición mineral del till que queda, los geólogos son a \·eces capaces de seguir la pista a un lóbulo de hielo.

En zonas de N ueva Ingl<lterra yOtt'dS áreas, los bloques erráticos sa lpican los pastos y los campos de labranza. De hecho, en algunos lug:¡ res estas gr:mdes rocas fueron recogidas de los campos y api ladas para constru ir vaUas}' muros. M anten er limpios los C3mpos. sin embar~ go, es una tarea q ue nunca se acaba porque C<1da primavera aparecen bloques erráticos n ueVD5. Ellevan tamiento del suelo po r congelación durante el invierno los saca. a la superficie.

Vista d e cerca

del canto

.. Figura 18.12 El tilt glaciar es una I11C.'zcla no seleccionada de muchos tamal'los de sedimento diferentes. un examen más próximo revela a menudo grandes canlO$ que nan sido araí\ado$ a medida que fueron arrastrados por el gl/lCiar. (Foto de E. l. Tarbuck.)

Morrenas laterales y centrales El ténnino m~s común para las fonnas constituidas por los depósitos glaciares es el de 11fQ11VIO. Originalmente, este término lo utilizaron los C3mpesinos franceses pata referirse a los rebordes}' los terraplenes de derrubios encontrados ccrC3 de los márgenes de los glaciares en los AJ-

520

e A p f T UL o 1 8 Glaciares y glaclaciones

pes fra nceses. En la actu.1lidad, sin embargo, morrena tiene un significado más amplio, porque se aplica a una serie de fonnas, todas ellas compuestas fundam entalmente po r till.

Los glaciares alpi nos producen dos tipos de morrenas que aparecen exclusivamente en los valles de montaña. El primero de ellos se dcnomina morrena lateral.

Como ,'Ímos antes, cuando un glaciar alpi no se desplaza \'aJle abajo, el hielo erosiona las laderas del va lle con gran eficacia. Además, se añaden grandes cantidades de dernl Lios a la superfi cie del glaciar a mcdida que el material cae, o se desliza, desde una posición más elevada en los muros del valle )' se acumula en los bordes del hielo en movimiento. Cuando el hielo acaba por derretirse, esta acumulación de derrubios se deja caer cerca de las paredes del valle. Estas acumulaciones de ull que corren paralelas a los laterales del valle constim}'en las morrenas laterales.

El segundo tipo de morrena que es exclusi\'o de los glaciares alpinos es la morrena central. Las morrenas centrales se crean cuando dos glaciares alpinos se unen para formar una sola corriente de hielo. El till que antes era transportado a lo largo de los laterales de cada glaciar se junta para formar una única banda oscura de derrubios dentro del recicn ensanchado glaciar. La creación de estas bandas oscuras dentro de la corriente de hielo es una prueba obvia de que el hielo glaciar se mueve, porque la morrena no podría formarse si el hielo no flurera valle abajo. Es bastante común ,"Cr varias morrenas centrales dentro de un solo glaciar alpino grande, porque se fomlará una línea cuando un glaciar aflucnte se una al valle princi pal.

Morrenas terminales y d e fondo Una morrena terminal es un montículo de till que se fomla al final de un glaciar. Estas fOrmas relativamente comunes se depositan cuando se alcan7..a el estado de equilibrio entre la ablación y la acumu lación de hielo. Es decir, la morrena tenninal se form a cuando el hielo se está fundicndo y evaporando cerca del extremo del glaciar a una velocidad igual a la del avance del glaciar desde su área de alimentación. Aunque el extremo del glaciar es ahora estacionario, el hielo continúa flu}'cndo hacia delame, liberando un suministro continuo de sedimento. de la misma manera que una ci nta transportadora libera los productos al fi nal de una línea de producción. A medida que el hielo se funde, elliJl se deposita }' la morrena tenninal crece. Cuanto más tiempo permanezca estable el frente de hielo, mayor tamaño adquirirá el montículo de till.

Por fin, ll egará el momcnto en que la ablación supere la alimentación. En este punto, el frente del gla-

ciar empieza a retroceder en la dirección desde la cual avanzaba en un principio. Sin embargo, a medida que el frente de hielo retrocede, la acción de la cinta transportadora del glaciar continúa proporcionando suministros frescos de sedimento al extremo del glaciar. De esta manera, se deposita una gran cantidad de ti lJ a medida que el hielo se funde. creando una llanura Ondulante de roca diseminada. Esta capa de till suavemente ondulada depositada confon lle retrocede el frente de hielo se denomina morrena de fondo. La morrena de fondo tiene un efecto nivelador, rellenando [os puntos bajos y obturando los viejos cauces de corrientes de agua, induciendo a menudo un desarreglo del sistema ele drenaje existente.

En áreas donde esta capa de till está todavía relati\"3mente fresca , como en el norte de la región de los Grandes Lagos, son bastante comunes terrenos pantanosos poco drenados.

Periódicamente el glaciar relTOcedcrá hasta un punto donde la ablación}' la alimentación se equilibrarán una \·ez más. Cuando esto ocurra, el freme de hielo se estabilizará}' se fun nará una nueV2 morrena tenninal.

El modelo de formación de morrenas tenninales ~ de deposición de morrenas de fondo puede repeti rse muchas \'eces antes de que el glaciar se haya desvanecido por completo. Dicho modelo se ilustra en 1:1 Figura 18.13.

Debe seli a larse que la morrena termi nal más exterior marca el límite de avance del glaciar. Las morfCnas terminales que se depositaron dura nte las estabilizaciones ocasionales del frente de hielo durante Jos retrocesos se denomi nan morrenas de retroceso. Obsérvese que las morrenas tem'¡nales y las morrenas de retroceso son esencia lmente iguales; la única difercncia enu·c ellas es su posición relativa.

Las morrenas tennmales depositadas durante la mayor etapa de glaciación del período glacial más reciente son estructuras prominentes en muchas partes del medio oeste}' del noroeste norteamericano. En \Visconsin. el le!Tena montañoso y boscoso de la morrena Kettle, cerca de Milwaukee, es un ejemplo particularmcnte pintoresco.

Un ejemplo bien conocido del noroesle es Long Island.

Esta tira de scJimento glaciar que se exticnde en direLuóo noreste desde la ciudad de Nueva York forma parte de un complejo de morrenas terminales que se prolonga desde el este de Pensilvania hasta Cape Cod, Massachusett5 (Figufll 18. 14). Las morrenas termi nales que constimycn Long Island representan materiales que fueron deposi tados por un glaciar de casquete continental en las aguas relativameme someras de la COSta y que se acumularon mu· chos metros por encima del nivel del mar. Long lsland Sound, el estrecho cuerpo de agua que separa la isla de tierra finne, no acullluló la misma cantidad de depósitos glaciares y, por consiguiente, se inundó durante la elevación del mar quc siguió al peñ odo glacial.

Formas constituidas por tills

M OITen8S

521

terminales:

•

peóodo WIsconsiense

D

Morrenas terminales:

periodo Illlnoiense

150ml

O

O

150

1

/

.......

EdInII6n ciBleglll le! .... ,

-.

.... Flgur. 1 8.1 3 MOITenM terminales de la región de los Grandes Lagos. Las depositadas durante la etapa más reciente (Wisc:onsiense) son las más relevantes.

... flgur. 18.14 las ffiOI'renas terminales comtituyen pilrtes sustanciales de l ong Island, Cape Cod, Martha's Vineyard y Nantucket. Aunque algunas porciones están sumergidas, la morrena Ronkonkoma (una morrena terminal) se extiende a tr¡wés de long Istand cenital, Martha's Vineya rd y Nantuckel. Se deposit6 hace unos 20.000 aOOs. la morrena de retroceso Harbor Hit!, que se formó hace unos

14.000 at\os, se extiende a lo largo de la costa norte de Long Island, a través del sur de Rhode Istand y Cape Coo.

En la Figura 18. 15 se representa un área hipotétka durante la glaciación y el ulterior retroceso de las platafonnas glaciares. Se muestran las morrenas descritas en esta sección, así como las estru(:turas deposicionalcs tratadas en las secciones siguientes. En esta fi gura se repro-

ducen las estructuras deJ paisaje parecidas a las que encontrariamos al viajar por la parte superior del oeste medio o Nueva Inglaterra. A medida que lea las siguientes secciones que tratan otros depósitos glaciares, será remitido a esta figu ra varias veccs.

522

e A p rTUL o

1 8 Glaciares y glaciaciones

Drumlins Las morrenas no son las únicas fon nas depositadas por los glaciares. En determinadas áreas que estuvieron en alguna ocasión cubiertas por glaciares continentales de cas-

quete existe una variedad especial de paisaje glacial caracterizado por colinas lisas, alarg3das}' paralelas denom.inadas drumlins (Figura 18.15). Por supuesto, uno de los drumlins mejor conocidos es el Bunker H ill de Boston .

G"'IM en retroceso

'.

... flgura 18.15 Esla área hipotética ilu~lra muchas forma s deposkionalcs comunes.

Forma~ constituidas por tills

Un examen del Bunker Hill u Ot ros drurnlins menos famosos revelaría que los dnlmlins son colinas asiméu icas de perfi l aerodinámico compuestas fundamentalmente por ti lt. Su altura oscila entre 15 )' 50 metros y pueden llegar a medir un kilómetro de longitud. El lado empinado de la oolina mira. en la dirección desde la cual aV'3nro el hielo, mientras que la pendiente más larga y suave sigue la m isma dirección de movimiento del hielu. Los drwnlins no se encuentran como formas aisladas; mu}' al

523

contrario, aparecen en grupos denominados cmnptJS d~ dnmtln/s (Figura 18. 16). Uno de esos grupos, al oeste de Rochester, Nueva Yo rk, se calcula que contiene unos 10.000 dnllnlins. Aunque la f0n11ación de los drumHns no se conoce del todo. su fomla aeroclin:ímica indica que fueron modelados en la rona de flujo plástico dentro de un glaciar activo. Se cree q ue muchos drumli.ns se o riginan cuando los glaciares avanzan sohre derrubios glaciares previllmCnte depositados, remoclelando el material.

LJanura de Inundación

524

e A P f TUL o

1 8 Glaciares y glaciaciones

... Figura 18.16 Porción de un campo de drumlins mostrada en el mapa topográfico de Palmyra, N ueva York. El norte está arriba.

Los drumlins son más empinados en la ladera norte, lo que indica que el hielo avanzó desde esa dirección.

Lago Ontaria

7

Drumlins

· Rochester Palmyra

Fonnas constituidas por derrubios glaciares estratificados Como su nombre indica, los derrubios glaciares estratificados están seleccionados de acuerdo con el peso y el tamaño de los granos. D ado que el hielo no es capaz de esta actividad de selección, esos materiales no son depositados directamente por el glaciar, como ocurre con los tills; en cambio, reflejan la acción de selección del agua de fusión del glaciar. Las acumulaciones de derrubios glaciares estratificados suelen estar constiruidos fundamentalmente de arena y grava (es decir, material de carga de fondo) porque la harina de roca más fma permanece suspendida y, por consiguiente, es normalmente transportada bastante más allá del glaciar por las corrientes de agua de fusión.

Llanuras aluviales y «valley trains» Al m.ismo tiempo que se forma una morrena terminal, el agua del glaciar que se funde cae en cascada por encima

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Hay algún tipo de depósito glaciar valioso?

Sí. En las regiones glaciares, los paisajes constituidos por derrubios glaciares estratificados, como los eskers, suelen ser excelentes fuentes de arena y grava. Aunque el valor por tonelada es bajo, se utilizan grandes ca ntidades de estos materiales en la industria de la construcción. Además, las arenas y las gravas de los glaciares son va Hosas porque forman acuíferos excelentes y, por tanto, son fuentes significativas de aguas subterráneas en algunas zonas. Las arcillas de lagos glacia res antiguos se han utilizado en la fa bricación de ladrillos.

del till, arrastrando algo de este último hacia fuera por delante de la cresta en crecimiento de derrubios no seleccionados. El agua de fusión surge generalmente del hielo en corrientes de movimiento rápido que, a menudo, son obstruidas por material suspendido y que transportan ade-

La teoría glaciar y el período glacial cuaternario

más una sust:ancial carga de fondo. A medida que el agua abandona el glaciar, se desplaza sobre la superficie relativluncnte plana dd frente del glaciar y pierde rápidamente \'e1ocidad. Por consiguiente, mucha de su carga de fondo se deja caer y cl agua de fusión empieza a entretejer un modelo complejo de canales anastomosados (Figura 18. 15). De esta manera, se crea Wla amplia superficie en fon na de rampa, compuesta por dernlbios glaciares cstrlu..ifi cados, ady:¡ccnte al borde corriente abajo de la mayoría de las morrenas tenninales. C uando esta estructura se forma en asoci<lción con un glaci<lr de casquete, se de1101ni na llanura aluvial }' cuando está fu ndamentalmente confi nada a un valle de mOlltaña, se la suele denomin<lr tren de valle.

Las 1I<llluras de aluvión y los trenes de valle suelcn estar salpicados de cuencas conocidas como kcttles (Figura 18.15). Las depresiones glaciares se producen también en depósitos de till . Se fonnan cua ndo bloques de hielo estancado resultan completa o parcialmente enterrados en el der rubio glaciar y acaban por derretirse, dejando hoyos en el sedi mento glaciar. Aunque la mayoría de las depresiones glaciares no superan los 2 kilómetros de diámetro, en Minnesota hay algunas cuyo diámetro es superior a los 10 kilómetros. De igual manera, la profu ndidad normal de la ma}'oría de las depresiones glaciares es inferior a 10 metros, aunque las dimensiones verticales de algunas se aproximan a los 50 metros. En muchos casos, el agua acaba rellenando la depresión y fonna un lago o una laguna.

Depósitos en contacto con el hielo C uando cl final de un glaciar que se está derritiendo se encoge hasta un punto critico, el fl ujo se detiene prácticamente)' el hielo se est'anca. El agua de fusión que flurc por encima, en el interior y en la base del hielo inmóvil deja depósitos de derrubios estrati ficados. Entonces, a medida que el hielo sustentador se va derritiendo, se va dejando atrás sedimcnto estratificado en fonna de colinas, terrazas y cúmulos. Dichas acumulaciones se denominan colecti\~me.nte depósitos en contacto con el hielo y se clasifican en fu nción de su fo nna.

Cuando el derrubio estratifi cado en contactO con el hielo tiene la fo nna de una colina de laderas empinadas o montículos, se denomina kame (Figura 18. 15). Algunos kames representan cuerpos de sedimemo depositados por el agua de fusión en aperturas del interior del hielo o en depresiones de su superficie. 0 1ros se originan cuando se van fonnando deltas o abanicos hacia el exterior del hielo por las corrientes de agua de fusión. Por último, cuando el hielo estancado se fun de, las diversas acumulaciones de sedimenro se unen para fonnar monóculos aislados e irregulares.

525

Cuando el hielo glaciar ocupa un \'alle, pueden fo rmarse terrazas de kame a lo largo de los lados del valle. Estas estructuras suelen ser masas estrechas de derrubios estratifi cados depositados entre el glacia r y la ladera del valle por corrientes que dejan los dernlbios a lo largo de los má rgenes de la masa de hielo que se va cncogiendo.

U n t.ercer tipo de depósito en contactO con el hielo es una cresta larga, estrecha y sinuosa, compuesta fun damentalmente por arena}' gra\~. Algunos tienen una altura superior <l los 100 metros y longitudes que SUpCnl ll los 100 kilómetros. Las dimensiones de muchos otros son bastante menos espectaculares. Conocidas como eskers, estas crestas son depositadas por ríos de agua de fusión que fl uren demro, encima }' debajo de una masa de hielo glaciar estancada inmóvil (Figura 18.1 5). Los torrentes de agua de fusión transportan sedimentos de muchos tamaños en los canales con riberas de hielo, pero sólo el material lllás grueso puede depositarse p<lr la corriente turbulenta.

La teoría glaciar y el período glacial cuaternario En las páginas precedentes mencionamos el periodo glacial, una época en la que los glaciares de casquete y los glaciares alpinos eran mucho más extensos que en I:! actualidad. Como se observó, hubo un liempo en el que la explicación más popular para lo que ahor,¡ cnnacemos como depósitos glacia res era que el material había sido atT'Jstrado allí por medio de iccbcrgs o, C]uiz:í, simplemente arrastrado a través del paisaje por una inundación catastrófica. ¿Qué com'cnció a los gcólogos de que un período glacial generalizado fue el responsable de esos del>Ósitos y mucbas otraS estructuras glaciares?

En 182 1, un ingeniero suizo, Ignaz Venet'¿, presentó un artÍculo en el que sugería la presencia de rasgos de paisaje glaciar a distancias considerables de los glaciares existemes en los Alpes. E...to implicaba que los glaciares habían sido alguna vez. mu}'ores y ocupado posicioncs más distantes \'al1e abajo. Otro cienófico suizo, Louis Agassiz, dudó de la acti\<idad glaciar generalizada propuesta por Vcncn. Se propuso demostrar que la idea no era válida. lrólúcamente, su trabajo de campo de 183 6 en los Alpes le convenció de los méritos de la hipótesis de su colega. De hecho, un año más tarde Agassiz. plantcó la hipótesis de un gran período glacial que había tenido efectos generales y de largo alcance: una idea quc iba a proporcionar a Agassiz fama mundial.

La prueba de la teoría glaciar propuesta por Agassil. y otros constituye un ejemplo clásico de la apl icación del principio del unifonnismo. Al darse cuenta de que

526

e A p rT U L o

1 8 Glaciares y glaciaciones

ciertas estrucruras no pueden formarse por procesos co~ nacidos distintos de la acción glaciar, los investigadores fueron capaces de empezar a reconsrruir la extensión de los glaciares de casquete ahora desaparecidos en fUllción de la presencia de rasgos }' depósitos encontrados bastan ~ te más allá de los márgenes de los glaciares actuales. De esta manera, el desarrollo y la verificación de la teoría gl a ~ ciar continuó durante el siglo XIX y, a través de los es fuer~ z.os de muehos científicos, se aclaró el conocimiento sobre la naturaleza y la extensión de los antiguos glaciares de casquete.

Al comenzar el siglo xx, los geólogos habían deter~ minado en gran medida la extensión que había alcanzado la glaciación durante el período glacia l cuaterna rio. Ade~ más, durante sus investigaciones habían descubierto que muchas regiones glaciares no tenían solamente una capa de derrubios glaciares, sino varias. Por otro lado, Wl examen de cerca de esos antiguos depósitos demostró zonas bien desarrolladas de meteorización química y fonnaciones de suelo, así como los restOS de plantas que precisan temperaturas cálidas. Las pruebas cmn claras: no había habido sólo un avance glaciar, sino muchos, separados cada uno por periodos extensos cuyos climas habían sido tan cálidos o mas que el actual. El período glacial no habfa sido simplemente una época en la que el hielo avanzó sobre la 'Tierra, la cubrió durante una época y luego retrocedió.

Más bien fue un acontecimiento muy complejo, ca ract e~ rizado por una serie de avances)' retrocesos del hielo glaciar.

A principios del siglo XX se había establecido una división cuádruple del período glacial cuaternario para Norteamérica y Europa. Las divisiones se basaron sobre todo en estudios de los depósitos glaciares. En América del Norte, cada una de las cuatro etapas principales fu e nombrada con el estado donde los depósitos de esa etapa esta· ban bien expuestos o fueron estudiados por primera vez.

Se trata, en orden de aparición, del Nebrasquiense, Kansaniense, nlinoiense y Wisconsiense. EstaS divisiones tradicionales pcnnanecieron hasta hace relativamente poco, cuando se supo que testigos de sondeos de sedimentos procedentes del suelo oceánico contienen un registro mucho más completo del cambio climático ocurrido durante el periodo glacial cuaternario*. A diferencia del registro glaciar de la 'Tierra, que está interrumpido por muchas discontinuidades estratigrá6cas,Ios sedimentos del suelo oceánico proporcionan un registro ininterrumpido de los ciclos climáticos durante este período. Los estudios de esos sedimentos del fondo oceánico demostraron que se habían producido ciclos glaciareslinl erglaciares aproxi.. En el Recuadro 7.2, «El uso de \os sedimenlO5 del fondo ocd.nico pan aclarar 10$ climas dcl pa$3do-, este tem3.

:¡e

proporcion3 más infonnaci6n sobre

madamcnte cada 100.000 años. Se identifica ron alrededor de ..-einte de esos ciclos de enfriamiento y calentamiento para el interva lo que denominarnos período glacia l cuaternario.

Durante la época glaciar, el hielo dejó su impronta sobre casi el 30 por ciento del área de superficie de la Tie· rra, ab:"lrcando unos 10 millones de ki l6metros cuadrados de América del Norte, 5 millones de kilómetrOS cuadrados de Europa y 4 miUones de ki lómetros cuadrados de Sibe· ria (Figura 18. 17). La cantidad de hielo glaciar del hemisferi o norte era alrededor del doble que la del hemisferio sur. La razón fundamental es que el hielo polar meridional no pudo expandirse más allá de los márgenes de la An· rártida. Por el contrario, Norteamérica y Eurasia pro por· cionaron grandes espacios de tierra para 1:"1 expansión de los glaciares de casquete.

En la actualidad, sa bemos que el período glacial empezó hace entre 2 y 3 millones de allos. Esto significa que la mayoría de las principales etapas glaciares se produjo durante una división de la escala de tiempo geológico denominada Pleistoceno. Aunque el Pleistoceno se utiliza normalmente como sinónimo de período glacial, obseIV2rcmos que esta época no abarca todo el último período gl:"lcial. El glaciar de casquete de la Antár· tida, por ejemplo, se fon nó probablemente hace al menos 14 millones de años )', de hecho, podría ser mucho más antiguo.

Algunos efectos indirectos de los glaciares del período glacial cuaternario Además del trabajo erosivo}' deposicional masivo llevado a cabo por los glaciares del Pleistoceno, los glaciares de casquete tuvieron otros efectos, a veces profundos, sobre el paisaje. Por ejemplo, a medida que el hielo avanzaba r retrocedía, los ani males y las plantas se vieron obligados a migrar. Esoo indujo a esfuerzos que algunos organismos no pudieron tolerar. Por consiguiente, se extinguió una se· rie de plantas }' animales. Además, muchos de los cursos de corrientes de agua actuales no tienen nada que ver con sus rut:l.S preglaciares. En el Recuadro 18.2 se describe este efecto. OtrOS ríos, que en la actualidad lIe"'an poca agua pero ocupan cauces ampJjos, son l"estimonio del hecho de que en alguna ocasión transportaron torrentes de agua de fusi ón glaciar.

En zonas que fueron centros de acumulación gla· ciar, como Escandinavia y el escudo canadiense, la tierra se ha ido lel'antando lentamente en los últimos miles de años. En la región de la bahía de Hudson se ha produci· do un levantamiento de casi 300 metros. Esto es también

Algunos efectos indirectos de los glada re$ del periodo glacial cuaternario

527

... Agura 18.17 Exten1i6n mbim" de los glaciares de casquete en el hemisferio sepl entrioml d Uf"nte el período glaciar cuaternario.

,

,

,

, I

Polo Norte

"""00 "Artko

• Océano PacifICO

,

,

,

~

, ,

.-.

~

-

D

Hielo glaciar

consecuencia de los glaciares continentales de casquete.

Pero, ¿cómo el hielo glaciar puede producir esos movimientos verticales de la corteza? Aho ra sabemos que la tierra se está levantando porque eJ peso añadido de la masa de hieJo de 3 kilómetros de espesor produjo un pandeo hacia abajo de la corteza de la Tierra. Después de la eliminación de esta inmensa caq."3, la con e7.a se ha ido ajustando desde entonces mediante reajuste gradual hacia arriba (Figura 18.18)"'.

Po r supuesto, uno de los efectos más interesantes y quizá dramáticos del período glacial fue el descenso y la elevación del nivel del mar que acompañó al avance y retroceso de los glaciares. En seOOones ameriores de este capítuJo se ha señalado que el nivel del mar se elevaría unos 60 o 70 mettos si el agua ahora atrapada en el glaciar del casquete de la Ancirtida se derritiera por completo. Dicho suceso inwldaría muchas áreas costeras densamente pobladas.

Aunque el volumen total de hiclo glaciar es grande, superior a 2S millones de kiló metros cúbicos, durante el .. En la sección c lsooruia,. del Capitulo 14 se proporciona un oomenrano m:Ss completo de este conceptO, denominado ajuste isostárioo.

D

Hielo marino

período glacial cuaternario el volumen de hielo glaciar ascendía a linos 70 millones de kiló metros cúbicos, o 4S millones más que en la actual idad. Dado que sabemos que la nieve a partir de la cual se fonnan los glaciares procede en último ténnino de la evaporación del agua de los océanos, el crecimiento de los glaciares de casquete debe haber causado un descenso mundial del nivel dcJ mar (Figura 18. 19). De hecho, los cálculos sugieren que cJ nivel del mar estuvo hasta 100 metros por debajo del actual. Po r tanto, tierra que en la actualidad está inundada por los océanos estaba seca. La costa atlántica de Estados Unidos se encontraba a más de 100 kiló metros al este de la ciudad de N ueva York; Francia y Gran Bretaña estaban unidas donde en la actualidad está el canal de la M ancha; Alaska y Siberia estaban conccDl.das a través del estrecho de Bering¡ y el sureste asiático estaba conectado con las islas de Indonesia por tierra.

Si bien la fo rmación y crecimiento de los glaciares de casquete fue una respuesta obvia a cambios significativos del clima, la eristencia de los propios glaciares desencadenó importantes cambios climáticos en las regiones situadas más allá de sus márgenes. En las ..-..ollas áridas y semiáridas de rodas los continentes, las tcmpcratllras

528

e A p f TUL o

1 8 Glaciares y glaciaciones

Los ríos antes y después del período glacial cuaternario En la Figura 18.B se muestra la fami liar distribución aemal de los ríos en el CVltro de Estados Unidos, con los ríos Missouri, Ohio e lIIinois como pri ncipales afluentes del Mississippi. En la Figura 18.C se muestran los sistemas de drenaje en esta región antCS ele la Edad de H iclo. La distribución es muy diferente de la actual. Esta notable transfonnaci6n de los sistemas fl uviales fue el resultado del a\'ance y el retroceso de los casquetes polares.

Nótese que antes de la Edad de Hielo, una parte significati va del río Missouri se d~'Vi6 al nortc hacia la bahfa dc H udson. Adclllás, el río Mississippi no seguía el límite actual entre lowa e IlIinois, sino que fluía a través del oesle y el centrO de lIIinois, por donde pasa el río m inois en la actualidad. El río Ohio preglacial apenas alcanzaoo el aemal estado de Ohio, y Jos ríos que en la actualidad alimentan el Ohio al oeste de Pensilvania fluían hacia el none y desembocaban en el océano Adámico.

Los Gr:mdes Lagos fueron creados por la erosión glacial durante la Edad de Hielo. Antes del Pleistoceno, las cuencas ocupadas por eSlos grandes lagos eran tie rras bajas con ríos que fluían en dirección este hacia el golfo de San Lorenw.

El gran río Teays era una estructura significativa antes de la Edad de Hielo (Figura 18.C). Fluía desde el oeste de Vi rginia a través de Ohio. Indiana e Illinois, donde desembocaba en el rfo M ississippi, no muy lejos de la actual Peoria. Este valle fl uvial, que hubiese competido en tamaño con el Mississippi, desapareci6 por completo durante el Pleistoceno, emerrado por dep6silos glaciares de cem enares de meuos de espesor. En la actualidad, las arellas )' las gravas enterradas en el valle de Teays lo convien en en un importa nre acuífero.

Evidcmelllente, para enlender la distribuci6n actual de los ríos en el centro de Estados Unidos (y también en otros muchos lugares), debemos conocer la historia glaciar.

,-

.. Figura 18.8 En este mapa se muestran los Grandes Lagos y la fam iliar distribución actual de los ríos en el centro de btados Unidos. Lo~ glacia res de casquete del Pleistoceno representaron un papel protagoni5ta en la creación de esta distribución.

'----

".;"'~: .- !>' . . :

I_.-J....:P

;.

/

(';

,.'

'~ .., ' _r':'·

-~l

.. Agura 18.C RecorutrucciOO de los ~emas de drenaje del centro de Estados Unidos antes de la Edad de Hielo. la distribución el"a muy distinta de la actual y los Grandes Lagos no exi5tían.

Algunos efectos indirectos de los glaciares del período gl.1(ial cuaternario

529

.. Figura 18.18 Ilustración simplificada que muestra la subsidenda de la corteza y

el rebote consecutivo a la adición y la eliminación de los glaciares continentales de casquete. A. En el norte de Canadá y Escandinavia, donde se produjo la mayor acumulación de hielo gl.1(iar, el peso añadido causó abombamiento descendente de la corteza. B. Desde que se fundió el hielo, ha habido un levantamiento gradual, o reajuste, de la corteza.

Hielo glaciar

Subsidencla de la corteza

A

B.

Nivel ~t""

- 20

g

•

E ;; u

~

E ;;

~

-40 -60

1

I

-SO - tOO

~

18

16

14

12

10

8

6

4

2

O

Hace miles de años

... f~ur. 18.19 Modificación del nivel del mar durante los últimos 20.000 años. El nivel más bajo mostrado en la gráfica representa una época de hace unos 18.000 años, cuando el avance de hielo más reciente estaba en su apogeo.

cran infcriores y, por tanto, la evaporación era menor; pcro, al mismo tiempo, se experimentaron precipitaciones tOtales moderadas. Estc clima más húmedo y más frío fonnó muchos lagos pluviales (del latín pluvia, que significa Ihwin). En N orteamérica, la mayor concentración de lagos pluviales se produjo en la enonne región Hasin and Range de los estados de Nevada y Utah (Figura 18.20). Con mucho, el mayor de los lagos dc csta región fu e el lago Bonncvillc. Con profund idades máximas que superan los 300 metros y un área de 5.000 lcilómetros cuadrados, el lago Bonneville tenía casi el mismo tamaño

... Figura lB.20 l agos pluviales de Estados Unidos occidental.

(Tomado de R. F. Flint, Glacial ond Qualemory Geology. Nueva York: John Wi lley & Sons.)

que el actual lago M.ichigan. A medida que los glaciares de casquete iban menguando, el cl ima se volvió de nuevo más árido y los niveles de los lagos, como respuesta, disminuyeron. Aunque la mayoría de los lagos desapareció

530

e A p í TUL o

1 8 Glaciares y glaciaciones

por completo, quedan unos pequeños restos del lago Bonneville, entre ellos el más grande y el más conocido , el Gran Lago Salado.

Aunq ue la literatura científica contiene una gnm cantidad de h ipótesis relativas a las posibles causas de los períodos glaciales, discutiremos sólo u nas pocas ideas principales que resumen el pensamiento actual.

Causas de las glaciaciones

Tectónica de placas

Se sab e m uch o sobre los g laciares y las g laciacion es (viase Recuadro 18. 3). Se h a aprendido mucho sobre la formación y e l movimiento de los glaciares, la extensión d e los g laciares en el pasado y en la actualidad , y las fo rmas creadas por los glaciares, t<lnto erosivas como deposicionales. Sin embargo, todavía no se ha establecido un a teoría generalm ente aceptada para exp licar las causas de los períodos glaciales. Aunque han transcurrido más de 160 años d esde que L ouis Agassiz propuso su teoría de una gran « Edad del Hielo», no existe acuerdo comp leto co n resp ecto a las causas d e esos acontecimientos.

Aunque la glaciación generalizada ha sido rara en la historia de la Tierra, esa Edad del Hielo que abarcó el Pleistoceno no es el único período glacial del que existen da tos. Depósitos denominados tillitas, una roca sedimentaria fonnada cuando se litifica el till glaciar, indican la existencia de glaciaciones anteriores. Esos depósitos, en contrados en estratos d e edades diferentes, contienen normalmente fragmentos de roca estriada, y algunas están superpuestas a superfi cies de Iccho de roca pulida y acanalada o está n asociadas con areniscas y conglomerados que m ueStran rasgos de depósitos de llanura aluvial.

Se han identificado dos episodios glaciares P recámbricos en el registro geológico, e l primero hace aproximadamente 2.000 millones de años y el segundo hace unos 600 mi llones de años. T am bién, en rocas del P aleozoico tardío, que tienen una antigüedad de unos 25 0 millones de años y quc existen en varias masas continentales, se encontró u n registro bien documentado de un a época glacial anterior.

Cualquier teoría q ue intente explicar las causas de las épocas glaciales debe responder satisfactoriamente a dos p reguntas básicas. (1) ¿Qué callsa el CWÚr1lZQ de las crAldidones g/ociares? Para que se fonnen glaciares continentales de casquete, la temperatura media debe haber sido algo inferior a la actual y quizá sustancialmente inferior a la reinante durante gran parte del tiempo geológico. Po r tanto, una teoría satisfactori a te nd ría que explicar el enfri amiento q ue condujo finalmente a las condiciones glaciares; (2) ¿Qué causó la alterna1lda de et.apas glaciales t mrerg/aciales que han sido documc1ltadas para el Pleistocmo? L a primera pregunta se enfrenta a las tendencias a largo plazo de la temperatura en IIDa escala de millones de años, pero esta segunda cuestión se refiere a cambios a Wl plazo mucho más corto.

Probablemente la propuesta más atractiva para explicar el hecho de que hubo glaciaciones extensas ta n sólo unas pocas veces en el pasado geológico procede de la teoría de la lectónica de placas. Dado que los glaciares se pueden fo rmar sólo sobre tierra firme, sabemos que debían existir masas continCJltales en algún luga r de h s latitudes más altas antes de q ue pudiera comen zar un período glacial.

M uchos cienúficos sugieren que los períodos glac.iales se han producido sólo cuando las placas de corteza terrestre a la deriva han transportado los continentes de las latitudes tropicales a posiciones más próximas a los polos.

Estructu ras g laciares en los continentes africano, australiano, suramericano e ind io actua les indican que esas regiones, que son ahora tropicales o subtropicales, experimenta ron un período glacial cerca del final del P aleozoico, hace unos 250 m illones de años. Sin embargo, no hay pruebas de que existieran glaciares de casquete duranteese mismo período en lo que en la actualidad son latitudes más altas de Norteamérica y Eurasia. D urante muchos años, estodesconcen ó a los científicos. ¿F ue el clima en esas latitudes relativamente tropicales semejante en alguna ocasión al clima actual de Groenland ia y la Antártida? ¿P or qué no se fonnaron g laciares en Norteamérica r Eurasia? H asta que no se fonnuló la teoría de la teCTÓnica de placas, no hubo una explicació n razonable.

En la acrua lidad, los científicos saben que las áteas que con tien en esos rasgos glaciares antiguos esruvieron juntas en un supercominem e localizado en latirudes lejanas a sus posiciones meridionales actuales. M ás ta rde, esta masa de tierra se separo y sus fragmentos, cada uno desplazándose en una p laca diferente, deri'vllron hacia sus posiciones actuales (Figura 18.2 1). Ahora sabemos que durante el pasado geológico, los movimientos de placa fu eron responsables de muchos cam bios climáticos extraordinarios a medida que los continentes se desplazaban unos en relación con otros y se di rigían a posiciones latitudinales diferentes. Tam bién debieron ocurri r cam bios en la circulación oceánica, que alteraron el transporte del calo r y la humedad, y, por consiguiente, también el clima.

Debido a (Iue la velocidad de movimiento de las placas es muy lenta (unos pocos centímetros al año), sólo se prod ucen cambios aprecia bles en las posiciones de los conrinemes a lo largo de grandes periodos de tiempo geológico. Po r ta n to, los cam bios climáticos desencadenados por el desplazamiento de las p lacas son extremadamente graduales y ocurren a una escala de millones de años.

Causas de las 91aci aciones

531

El hielo glaciar: un almacén de datos climáticos La climatología trabaja con un inCOnvelueme en comparación con muchas otras ciencias. En otros campos de estudio, las hipótesis pueden probarse mediante la cxperimemación directa en el laboratorio. Sin embargo, eso no suele ser posible en el estudio del clima. Antes bien, los científicos deben construir modelos por complll:ador de cómo funciona e! sistema climático de nuestro planeta. Si entendemos com:ct:amemc el sistema climático y construimos el modelo de manera aproximada, el comportllniento de! sistema climático modelo debe imitar el comportamiento del sistema climático terrestre.

F na de las mejores maneras de probar un modelo de este tipo es "er si puede reproducir cambios climáticos que }'ll ha n ocurrido. Para ello, se precisan registros climáticos detallados que retrocedan centenares de miles de años. La; testiga¡de sondeo glaciares son una fuente indispensable de dams para reoonsrruir climas del pasado.

La investigación basada en las mucstra5 de sondeo ''erticales tom~das de [os casquetes polares de Groenlandia y la Ancirtida ha cambiado nuestra comprensión básica del funcionamiento del sistema climático.

Los científicos recogen muestras por medio de una tOrre de perforación, que es como wm versión en pequeño de una perforadOra perrolífera. Una vara hueca sigue a la cabeza de perforación y se extrae una muestra de hielo. De esta manera se obtienen para estudio muestras que a \'CCCS superan los 2.000 metros de longitud y pueden representar más de 200.000 años de historia climática (Figura 18.D).

El hielo proporciona un regisrro detallado del cambio de las remperaturas ambiemales y de la nieve caída. Las burbujas de aire atrapadas en el hielo registran variacioncs de 13 composición aonosférica.

Los cambios en el dióxido de carbono y el metano están ligados a la fluctuaciÓn de temperaturas. En las mucstraS se encuentran también otros productos aonosfériros, como el polvo que había en el aire, cenizas volcánicas, polen y la comaminación moderna.

Las temperaturas pasadas se determinan mediante 117IIi/isis isotópico del oxígtno. Esta técnica se basa ellla determinación precis3 del cocieme entre dos isótopos de oxígeno:

.& Figura 18.D El National lce Core la boratory es una planta de almacenaje y estudio de los testigos de hielo extraldo de los 91aciares de todo el mundo. Estos testigos representan un

registro a largo plazo de material depositado desde la atmósfaa. El laboratooo proporciona a los d entíficos la capacidad de oaminar testigos de hielo, Y conserva la integridad de estas muestras en un ~to para esludiar el cambio dimático mundial y las condiciones ambientales del pasado. (Foto de USGS!Notionollce Core Loborotory:)

01ó, que es e! más común, y 0 18, el más pesado. Se evapora más 0 18 de los océanos cu.ando las temperaturas son elevadas y menos cuando las temperanlras son bajas. Por consiguiente. el isótopO más pesado es más abundante en las precipitaciones de los pc-

nodos cálidos, Ymenos abundante durante los periodos lnás fríos. Utilizando este principio, los científicos pueden elaborar un regisrro de los cambios de telllpcratura en el pasado. Una pon:ión de dicho regisrro se muestra en la Figura 18.E.

-32 ,

2:

•

~

~

~

-40 -42 , -44

O

5

10

15 20 25 30 Hace miles ele años

35

40

... figura 18.E Este gráfico, en el que se muestran las variaciones de temperatura durante los últimos 40.000 años, se o btiene a partir del análisis del isótopo de oxigeno recuperado del casquete polar de Groenlandia. (Tomado de U. S. Goo/ogkol Survey.)

S:J2

e A P 1TU L o

1 8 Glaciares y glaciac iones

... Figura 18.21 A. Superwnl.inente Pangea que m uestra e l área cubierta por e l hielo glaciar hace 300 millones de años. B. l os continentes como se encuentra n en la actualidad. Las á reas blancas indican dónde existen prue bas de los antiguos glaciares d e casquete.

B.

Variaciones en la órbita de la Tierra Dado que los cambios climáticos producidos por el movimiento de las placas son extremadamente graduales, la teona de la tectónica dc placas no puede utilizarse para explicar la alternancia entre los climas glacial e interglacial que se produjo durante el Pleistoceno. Por consiguiente, debemos considerar algún otro mcc.:anismo desencadenante que pueda causar cambios climáticos a una escala de millares, antes que d e millones, de años. Muchos científicos creen en la actualidad que las oscilaciones climáticas que caracterizaron al Pleistoceno pueden estar vincu1adas a variaciones de la órbita terrestre. Esta hipótesis fue desarrollada por primera vez y defendida con intensidad por el científico serbio Milutin Milankovitch y se basa en la premisa de que las variaciones de la radiación solar entrante son un factor principal en el control del clima terrestre.

Milankovitch formuló un modelo matemático exhaustivo basándose en los siguientes elementos (Figura

18.22),

1. Variaciones en la forma (excentricidod) de la órbita de la Tierra alrededor del Sol; 2. Cambios en [a ohlicuidod, es decir, cambios en el ángulo que fonna el eje con el plano de la órbita terrestre, y 3. E l bamboleo (fluctuación) del eje de la Tierra, denominado precesión.

Utilizando estos factores, Milankovitch calculó variaciones en la recepción de energía solar y la correspondiente temperarura superficial de la lierra en épocas pretéritas en un intento de correlacionar esos cambios con las fluctuaciones climáticas del Pleistoceno. Al explicar los cambios climáticos que resultan de estas tres variables, obsérvese que causan poca o ninguna variación en el total de la energía solar que alcanza el suelo. En cambio. su efecto se deja sentir porque cambia el grado de contraste entre las estaciones. Inviernos algo más suaves en las latitudes medias a altas signifi can mayores nevadas totales, mientras que veranos más mas producirían Wla reducción de la fusi ón de la nieve.

Causas de las g laciacione5

533

... Figura 18.22 Variaciones orbitales. A. La forma de la óroita de la Tierra cambio! dura nte un delo que dura uno§ 100.000 af'los. Cambia gradualmente de una órbita casi circular a una m{is elíptica y luego al

revés otra vez. Este d iagrama eKagera mucho la magnitud del cambio.

B. E.n la actualidad el eje de rotación estc'i inclinado unos 2 3,S" COl"l respecto al plano de la órbita terrestre. Durante un ciclo de 41.000 años, este ángulo oscila entre 21 ,S" y 24,S". C. Precesión. E.I eje de la Tierra se tambalea como el de una peonza. Por consig uiente, el eje apunta a diferentes puntos del cielo d urante un ciclo de unos 26.000 años.

B.

c.

Entre los estudios que han añadido credibilidad a la teoría astronómica de Milankovitch se cuenta uno en el que se analizaron sedimentos marinos profundos que contenían ciertos microorganismos climáticamente sensibles para establecer una cronología de los cambios de temperatura mirando hacia atrás casi medio millón de años·.

Esta escala temporal de cambio climático se comparó entonces con los cálculos astronómicos de excentricidad, oblicuidad y precesión para determinar si existía de hecho una correlación. Aunque el estudio era muy complicado y matemáticamente complejo, las conclusiones fu eron contundentes. Los investigadores observaron que las variaciones principales del clima durante los últimos centenares de miles de años estaban asociadas de manera muy directa con los cambios de la geometria de la órbita terrestre, es decir, se demostró que los ciclos de cambio climático se corresponden estrechamente con los períodos de oblicuidad, precesión y Cl..cennicidad orbital. De manera más específica, los autores afirmaron: «Se concluye que los cambios en la geometria de la órbita terrestre son la causa fundamental de la sucesión de los períodos glaciares durante el Cuaternario» **.

Resumamos brevemente las ideas que se acaban de describir. La teoría de la lectónica de placas nos proporciona una explicación para lapsos ampliamente espaciados y no periódicos de las condiciones glaciares en diversos momentos del pasado geológico, mientras que la teoría propuesta por Milankovitch y apoyada por el trabajo de].

D. H ays y sus colaboradores proporciona una explicación para la alternancia de episodios glaciales e interglaciales del Pleistoceno.

En conclusión, destacamos que las ideas que se acaban de discutir no representan las únicas explicaciones posibles de los períodos glaciales. Aunque interesantes y atractivas, estas proposiciones no están desde luego exentas de críticas; ni son tampoco las únicas posibilidades actualmente en estudio. Quizá intervengan, y probablemente sea así, otros factores .

• J. D. Hays, John 1mbrie y N. J. Shackclton, «Variatioru; in me Earth\ O rbit: Pacemaker of me Ice Age$», Sci~ 194 (1976): 11 11 -1131 .

•• J. D. Hays Ycok, poig. 1131 . El ténnino CUllt~ se refiere al perlodo de tiempo geológico que abarca 10$ últimos 1,8 millones de añO$.

S14

e A p í T U L o 1 8 Glaciares y glaciaciones

Resumen • Un glaciar es una gruesa masa de hielo que se origina en la superficie terrestre como consecuencia de la compactación y recristalización de la nieve, y muestra signos de flu jo pasado o presente. En la actualidad, se encuentran glnciares de valle o alpi1los en áreas montañosas donde suelen fl uir por valles que fu eron originalmente ocupados por corrientes de agua. Existen glnciares de cnsfJuete a una escala mucho mayor, que cubren la mayor parte de Grocnlandia y la Antártida.

• Cerca de la superficie de un glaciar, en la Ul7lIl de fractura, el hielo es quebradizo. Sin embargo, unos 50 metros por debajo, la presión es grande, haciendo que el hielo fluya como un 1Nou"¡ol plóstiro. Un segundo mecanismo importante de movimiento glaciar consiste en el deslizamiento de toda la masa de hielo a lo largo del terreno.

• La velocidad media de movimiento glaciar suele ser bast:.l.nte lenta, pero varía considerablemente de un glaciar a Otro. El avance de algunos glaciares se caracteriza por períodos de movimientos extremadamente rápidos denominados oletuins- glociares.

• Los glaciares se fonnan en áreas donde cae más nieve en invierno de la que se derrite en verano. La acumulación de nieve y la formación de hielo se producen en la zona di aClmmloción. Sus límites externos se definen por el /imite de los nieves perpetuas. Más allá del límite de nieves perpetuas se encuentra la uma de ablación, donde hay una pérdida neta para el glaciar. El balame gloátl"r es el equilibrio, o falta de equilibrio, entre la acumulat-ión en el extremo superior del glaciar y la pérdida, denominada ablació"II en el extremo inferior.

• Los glaciares erosionan la tierra mediante nrTtmque (levantamiento de fragmentos del lecho de roca de su lugar) y ahrasitfn (molienda y raspado de la superficie rocosa). Entre los rasgos erosivos producidos por los glaciares de valle se cuentan los vaDes glnciares, los va/les colgados, los lilgos en rosario, los fiordos, los cirros, las mirras, los hon/S y las rocas aborregadas.

• Cualquier sedimento de origen glaciar se denomina dem /bio glaciar. Los dos tipos claros de derrubios glaciares son: (1) los titJs, que es sedimento no clasifi cado depositado directamente por el hielo, y (2) los derrubios glaciares estratifiCIl(Ú)s, que es sedimento relativamente bien clasificado depositado por el agua de fusión glaciar.

• Las fonnas más generalizadas creadas por el depósito glaciar son capas o crestas de till, denominadas '111f!1'T('-

nas. Asociadas con los glaciares de valle se encuentran las lIlorrnws IdteraJes. que se fonnan a lo largo de los laterales del valle, y las m01'Tt1IOS centrales, fonnadas entre dos glaciares de valle que se juntan. Las 'I1UfI'Te"IlaS terminales, que marcan la posición original del frente de un glaciar, y las lIwrrenos de fontúJ, capas ondulantes de till depositados a medida que el frente de hielo retrocede, son comunes tanto para los glaciares de valle como para los de casquete. Una /I¡mura allroinl está asociada con la morrena tenninal de un glaciar de casquete. Un «V3lley traill» se fonna cuando el glaciar está confinado a un valle. Otras estructuras deposicionales son los dnfmlfm (colinas asimétricas de perfil aerodinámico compuestas por till), los esken (crestas sinuosas compuestas sobre todo de arena y grava depositadas por rom entes que fluyen en túneles debajo del hielo, cerca del final de un glaciar) y los kames (colinas de laderas empinadas que están compuestas por arena y grava).

• El período glacial, que empezó hace unos dos millones de años, fue un período muy complejo caracterizado por una serie de avances y retrOCesos del hielo glaciar. La mayoría de los episodios glaciales toe produjo durante una división del tiempo geológico denominado Pleistoceno. Quizá la pmeha más consistente de la eKÍstencia de varios avances glaciales durante el período glacial es la existencia generalizada de múltiples capos de de-mthios gldciares y un registro ininterrumpido de ciclos climáticos conservado en los sedimentos del fondo oceánico.

• Además del trabajo erosivo y deposicional, o tros efectos de los glaciares del período glacial son la migración foruJda de orgtmismos, c,"lIbio t'1I /os mT"SOS di las cQt"'ietltes, ajuste de lo corttul por rebote después de la eliminación de la inmensa carga de hielo y los cmllbios climlÍticos causados por la existencia de los pro pios glaciares. En el mar, el efecto de mayor alcance del período glacial cuaternario fue el cnmbio m undial en el nive/ tú/marque acompa.íió a cada avance y retroceso de los glaciares de casquete.

• Cualquier teoría que intente explicar las causas de las épocas glaciales debe responder a dos preguntas básicas: (1) ¿qué causa el comienzo de las condiciones glaciales? y (2) ¿qué causó la alternancia. de etapas glaciales e intergladales que han sido document:.l.das para el Pleistoceno? Dos de las principales hipótesis que explican la causa de los períodos glaciales implican: (1) la tectónica de placas, y (2) variaciones en la órbita terrestre.

TénTlinos fundamentales

535

Preguntas de repaso 1. ¿Dónde se encuentran los glaciares en la actualidad ?

9. E numere y descdba los rasgos erosivos que cabría

¿Qué porcentaje de la superficie terrestre cubren los glaciares? ¿C ómo se compara esta superficie con el área cubierta por los glaciares durante el Pleistoceno?

espe rar ver en una zona donde existen o han existido recientemente glaciares de valle.

2. D escriba cómo encajan los glaciares en el ciclo hidrológico. ¿Qué papel desempeñan en el ciclo de las rocas?

10. ¿Qué es un derrubio glaciar ? ¿Cuál es la di ferencia entre un tiJl y un derrubio glaci ar estratificado? ¿Qué efectos generales ti enen los depósitos glaciares sobre el paisaje?

3. Cada una de las afirmaciones siguientes se refiere a

11. Enumere los 4 tipos básicos de morrenas. ¿Q ué tie-

un tipo de glaciar concreto. Indique el tipo de glaciar.

nen en común todas ellas? ¿Cuál es la importancia de las morrenas tenninales y de retroceso?

a) E l término continental se suele uti lizar para describir este tipo de glaciar. b) Este tipo de glaciar se denomina también g/flcior alpino.

12. ¿Por qué las morrenas centrales prueban que los glaciares de valle deben moverse?

13. ¿Cómo se forman las depresiones glaciares (ketd es)?

e) Se trata de una corrien te de hielo que va desde el margen de un glaciar de casquete a través de las montañas hasta el mar.

14. ¿Qué dirección llevaba el movimiento del glaciar de

d) Éste es W1 glaciar formado cuando uno o más glaciares de valle se expanden en la base de un frente de montaña empinado.

15. ¿Qué son los depósitos en contacto con el ruelo?

e) Groenlandia es el único ejemplo en el hemisfe-

16. E l desarrollo de la teoría glaciar es un buen ejem-

rio septentrional.

4. D escriba los dos componentes del flujo glaciar. ¿A qué velocidad se desplazan los glaciares? En Wl glaciar de valle, se mueve todo el hielo a la m isma velocidad. Explíquelo.

5. ¿Por qué se forman grietas en la porción superior de un glaciar, pero no a 50 metros?

6. ¿Bajo qué ci rcunstancias avanzará el frente de un glaciar? ¿Retrocederá? ¿Permanecerá estacionario?

7. D escriba los procesos de erosión glaciar.

B. ¿Cómo di6ere en aspecto un valle de glaciar de montaña y uno que no estuvo cubierto por un glaciar?

casquete que afectó al área mostrada en la Figura lB .1 6? Explique cómo ha podido dete rminarlo.

D istinga entre kames yeskers. plo de aplicación del principio del uniformismo.

Explíquelo brevemente.

17. D urante el Pleistoceno la cantidad de hielo glaciar en el hemisferio norte era alrededor del doble de la existente en el hem isferio sur. Explique brevemente por qué.

lB. Enumere tres efectos indirectos de los glaciares del per íodo glaci al cuaternario.

19. ¿C ómo podría con tribuir la teclónica de placas a explicar la caU!ia dt: la!i t:pucas glaciales? ¿Puede explicar la tectónica de placas la alternancia entre climas glaciales e interglaciales durante el Pleistoceno?

T énninos fundamentales ablación abrasión arista arranque balance glaciar bloque errático glaciar

ClfCO

depósito en contacto con el bielo derrubio estrati ficado derrubio glaciar deslizamiento basal

desmembramiento drurnlin esker espolón tnmcado estría glaciar fiordo

fl ujo plástico glaciar glaciar alpino glaciar de desbordamiento glaciar de meseta glaciar de piedemonte

536

e A p í TUL o

glaciar de valle grieta harina de roca hom kame kettle lago en rosario lago pluvial

1 8 Glaciares

yg laciaciones

límite de las nieves perpetuas Llanura aluvial morrena central morrena de fondo morrena de retroceso morrena lateral morrena temlinaJ neV1za

oleada pequeño lago de montaña (tarn)

plataforma glaciar Pleistoceno puerto de montaña (paso) roca aborregada terraza de kame

till tillita valley train valle colgado valle glaciar zona de ablación zona de acumulación rona de tractura

Recursos de la web La página Web Eorth utiliza los recursos y la flexibilidad de Internet para ayudarle en su estudio de los temas de este capítulo. Escrito y desarrollado por profesores de G eología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite http://www.librosite.netlrarbuck y haga dic sobre la cubierta de Ciencias de /tI Tierra, octava edici61l. Encontrará:

• Cuestionarios de repaso en línea.

• Reflexión crítica y ejercicios escritos basados en la web.

• Enlaces a recursos web específicos para el capítulo.

• Búsquedas de ténninos clave en toda la red. bttp://www.librosite.netltarbuck

CAPíTULO 19

Desiertos y vientos Distribución y causas de las regiones secas

Erosión eólica

Desiertos de latitudes bajas

Deflación, depresiones de deflación y pavimento desértico

Desiertos de latirudes medias

Ventifacros y yardangs

Procesos geológicos en climas áridos Meteorización Papel del agua

«Basin and Range>>: la evolución de un paisaje desértico

Depósitos eólicos Depósitos de arena Tipos de dunas de arena

Depósitos de loess (limo)

Transporte de sedimentos por el viento Carga de fondo

Carga en suspensión

537

538

E

e A p í TUL o

1 9 Desiertos y vientos

l clima tiene una gran influencia en la naturaleza y la intensidad de los procesos externos de la Tierra,

lo que se demostró de manera clara en el capítulo anterior sob re los glaciares. Otro ejemplo excelente de la estrecha relación entre el clima y la geología se ve al examina r el desarrollo de los paisajes áridos. la palabra desierto sig nifica literalmente desocupado. Para muchas reg iones secas, ésta es una descripción muy apropiada, aunque, en las regiones de los desiertos en las que se dispone de agua, las plantas y los animales medran. No obstante, las

regiones secas del mundo son probablemente las áreas menos familiares de la Tierra, con excepción del ámbito polar.

Los paisajes desérticos aparecen frecuentemente desolados. Sus perfiles no están suavizados por una alfombra de suelo y abundante vida vegeta l. En cambio, son frecuentes los afloramientos rocosos desnudos con pendientes empinadas y angulosas. En algunos lugares, las rocas tienen un tinte naranja y rojo. En otros son grises y marrones, con bandas negras. Para muchos visitantes, el paisaje desértico exhibe una belleza impresionante; para otros, el terreno parece sombrío. Con independencia del sentimiento que provoquen, está claro q ue los des iertos son muy diferentes de los luga res más húmedos donde vive la mayoría de la gente.

Como veremos, las regiones áridas no están dominadas por un solo proceso geológico. Antes bien, se ponen de manifiesto los efectos de las fuerzas tectónicas, las corrientes de agua y el viento. Dado que estos procesos se combinan de formas diferentes de un lugar a otro, el aspecto de los paisajes desérticos va ría también mucho.

......G...,

Distribución y causas de las regiones secas Desiertos y vientos T Distribución y causas de las regiones secas Las regiones secas del mundo abarcan alrededor de 42 millones de kilómetros cuadrados, un sorprendente 30 por ciento de la superficie terrestre. Ningún otro grupo climático ocupa un área de tierra tan grande. Dentro de estas regiones con déficit de agua, se reconocen nonnalmente dos tipos climáticos: el desierto, o árido, y la estepa, o serniárido. Los dos comparten muchas características. Sus diferencias son fundamentaLnente una cuestión de grado (véase Recuadro 19. 1). La estepa es una variante marginal y más húmeda del desierto y es una zona de transición que rodea el desierto y lo separa de los climas húmedos que lo bordean. El mapa mundial que muestra la distribución de las regiones desérticas y de estepa revela que las tierras secas están concentradas en los subtrópicos y en las latitudes medias (Figura 19.1).

Desiertos de latitudes bajas El corazón de los climas secos de latitudes bajas se encuentra en las proximidades de los trópicos de Cáncer y de Capricornio. En la Figura 19.1 se muestra un ambiente

.

r""

Sooont

'lY' .5

"

•

r"J

.-

')

G""..

Namibla_

Saody

Kalahari -l. ': .

o

1000 2000 2000 _ 3000Jaas _

l.

_Patagónico

...

D D

Desierto (árido) Estepa (semiárido)

A Figura 19.1 los climas áridos y semiá ridos abarcan alrededor del 30 por ciento de la superficie terrestre. Ningún otro grupo climático se extiende en un área tan grande.

Oistribución y cau~s de las regiones secas

5 39

¿Qué se ent ie nde po r «seco,,?

A1bu rquc rque, Nuevo M é~co, al suroeste de Estados Unidos, recibe una media de 20,7 cend metros de precipitación anual. Como cabe esperar, dado que la preci pitación total de A1burquerque es modesta, el luga r se clasifica como desierto cuando se aplica la clasificación climá tica de Ko ppen, habi tu:l hnente utilizada. La ciud:ld I"US:I de Verkhoyansk es un lugar remoto sitUlldo cerca de! círcu lo Ártico, en Siberia. L:I media del tO[:ll de precipitación an ual en este punto es de IS,S centimerros. unos S cenémetros menos q ue la de A1burquerque. Aunque Ve rkhoyansk recibe menos precipitaci6n que Al burquerque, su clasificación es de dima húmedo. ¿Cómo puede ser?

Todos reconocemos q ue los desienos son lugares secos, pero ¿qué se entiende exactamente por el rérmino "ro? Es decir. ¿q ué cantidad de lluvia define el límite entre las regiones secas y las húmedas? A vttes se define de manera arbitr.uia m:ilizando una sola cifra de precipitació n. por ejemplo, 2S centimetros anuales de precipitación. Sin embargo, el co ncepto de sequedad es un concepto relativo que se refiere:l cualquier sitUllción en la que hay carencia de agua. Por tan to, los climatólagos definen el c1imn "ro como un clima en el que la precipitación an ual no es tan gnlnde como la posible pérdida de agua a tnw6: de la evaporación. Por consiguiente, la sequedad no sólo está relacionada con los totales anuales de precipitación sino que tam bién es una función de la evaporación, que a su vez depende en gran parte de la temperaroN..

A medida que las temperaruras aumentan, tambi6\ crece la posible evaporació n.

De I S a 2S centímetrOS de precipitación pueden bastar para sustentar bosques de coníferas en el non e de Escandina"';a o Siberia, donde la evaporación haci:l el aire frio y húmedo es escasa y un excedente de agua pennanece en el suelo. Sin embargo, la misma cantidad de precipi tación sobre Nuevo México o Inín susteno sólo una (!Seas;¡ cubieltl vegetal, )'lI que la ewponción hada el aire caliente y seco es grande. Po r canto, est:i claro que ninguna cantidad determinada de precipita<:ión puede servi r de lími te uni versal para los climas secos.

Para establecer e! límite entre climas secos y húmedos. el sistema de clasificación d e Ko ppen. muy utilizado, emplC2 fórmulas en las q ue intervienen treS variables: precipitación anual media, temperatura anual media y diStribución estacional de la precipitación. El uso de la temperatura anual media refleja su impomm cia como un índice de la evapora-

ción. U. cantidad de prttipitación que define el límite húmedo-seco será mayor cuando las temperaturas anuales medias sean elevadas, y menor cuando las tempentuns sean bajas. El uso de la distribución estacional de la precipitación tambié n está relacionado con esta idea. Si la precipitación se concentra en los meses má~ d lidos, la pérdida de la evaponción es mayo r que si la precipitación se cona:n tra en los meses más frios.

En la Tabla 19Ase resumen lascantidades de precipicació n que dividen los climas secos y hUmedos. Obsérvese que un lugar con una media anual de 20 "C runa precipitación máxima de 68 centimerros en verano se clasifica como seco. Si la precipiución se produce principalmente en invie rno, sin embargo, el lugu sólo de be recibir 40 centímerros Omis pan ser considerada húmeda. Si la preci piución se distribuye de una manera más regulu, la ci fn que defi ne e! límite húmedo-secose encuentra entre las dos ameriores.

T_"

19.A Precipitación media anual que define el límite entre dimas secos y húmedos

Predpita<ión media temperatura anual (oC)

Preclpitadón e n Invie rno máldmo (centímetros)

Olstrlbudón regular «entímetros)

5 10

10 20 30 .0 50

..."

15

20 25 30

de.<;értico prácticam e nte co ntinuo q ue se extiende a lo largo de más de 9.300 ki lóme tros, desde la cosca aclántica del norte de África a las regiones secas del noroeste de la India. Ade más de esta gran extensión. el h e mis fe rio septentrional con tiene o tra á rea mucho m ás pequeña de desie rto [ropical y de este pa e n e l norte d e M éxico y e n el s uroeste de Estados Unidos.

En el hemisferio meridional, los climas secos dominan Australia. Casi el 40 por ciento d el continente es un desierto, y mucho del resto, una estepa. Además, hay ZQ-

60

2.

34

74

Verano málllmo (centí~tros)

38 '8 58

.

68

78

nas áridas y semiá ridas e n el sur de África y tienen una li mitada aparición en las costas c hi le na y peruana. ¿Qué produce estas bandas de desierto de la titud baja ? La respuesta es la distribución g lobal de la presión del aire y d e los vie ntos. El diagrama idealizado de la circulación ge neral aonosft:rica de la Tierra de la Figura 19 .2 ayuda a visualizar la relació n . El aire cale ntado en el cinturón d e presión conocido como deprtsián el1lotrmol se eleva a gran des altitudes (n o r malmente e ntre 15 y 20 kilómetros) y luego se expa nde. A medida q ue el flujo de las

S40

e A P í TUL o 1 9 Desiertos y vIentos

... flgur. 19.2 Diagrama idealizado de la circulación general atmosferica de la Tierra.

Los desiertos y las ~tepas que están concentrados enlle los 20" y los 30· de la titud norte y sur coinciden con los cinturones anticic.lónicos subl ropkales.

Aqui, el descenso del aire s«o inhibe la formació n d e nubes y la precipitación. Por el contrario, el cinturón de presiones cooocido como depresión Kuatorial está a)()(iado con áreas q ue se cuentan entre las más lluviosas de la Tierra .

capas superiores alcanza los 10°_30° de latitud. norte o sur, desciende hacia la superficie. El aire que se ele\'a por la atmósfera se expande y.se e nfría, un proceso que induce el desarrollo de nubes y precipitaciones. Por esta razón, las áreas que cstán bajo la in fluencia de la depresión ecuatorial se cul:ntan entre las más lluviosas de la T ierra . Ocurre exactamente lo contnlrio en las regiones próximas a los 30° de latitud norte y sur, donde predominan las altas presiones. Aquí, en las zonas conocidas como amicickmrt (nltas pretiollrt) mbN"Opicnlrs, el aire se hunde. C uan do el aire se hunde, se comprime y se calienta. Estas condiciones son exactamente las opuestas a lo que se necesita para producir nubes y precipitación. Por consiguiente, esas regiones se conocen por sus cielos claros. su luz. solar y la sequía progresIVa .

Desiertos de latitudes medias A diferencia de sus equivalemes de latitudes bajas, los desiertos y las estepas de I:lti rudes medias no escin contrOlados por masas de aire en descenso asociadas con presiones elevadas. En CAm bio, estas regiones secas existen principalmente porque escin resguardadas en el interior de grandes masas continentales. Se encue ntran muy separadas del océano, que es la fucnte última de humcdad para la for mación de nubes y la precipitación. Un ejem-

plo bien conocido es el desierto de Cobi en Asia central. mostrado en el mapa al norte de la India.

La presencia de montañas elevadas que se cruzan en el camino de los vientos predominantes separa aún más esas zonas de las masas de aire marítim¡lS cargadas de agua: además, las montañas obligan al aire a perder mucha de su agua. El mecanismo es sencillo: a medida que los vient os predominantes se encuentran con las barreras montañosas, el aire se ve forz.ado a ascender. C ua ndo el aire se eleva, se expande y se enfría, un proceso que puede producir nubes y precipitación. Las laderas de las montañas expuestas al \'iento (barlove nto), tienen a menudo abundante precipitación. Por el contrario, las laderas de las montañas que están a sotavento suelen ser mucho más secas (Figura 19.3). Esta situación cxiste porque el aire que alcanza la ladera dc sotavcnto ha perdido mucha de su humedad y, si el aire desciende, se comprime y se calienta. con lo cual la fonnación de nubes es incluso menos probable. A me nudo se denomina desierto de sombra pluviomé trica a la región seca que se produce. Dado que muchos desiertos de latitud media se e ncuentran en las laderas de sotaventO de las montañas. también pueden clasificarse como desiertos dc sombra pluviométrica. En NorteaInt:rica, las barreras monrañosas principales que se oponen a 1:1 IIcg-,Hla de humedad desde el Pacífico son las Sierras Costeras, Sierra Nevada y las Cascadas (Figura 19.3). En

Din ribución y uu~s de las regiones secas

S41

Sombra pluviométrica

Sotavento

1-

)

Great Basin

.. Flgur. 19.3 Muchos desiertos de las latitudes medias son desiertos de ~bra pluviomw ic.a. Cuando el ai re en movimiento se encuentra con una barrera mon la~, se ve forzado a ascender. Como consecuencia .a menudo se producen nubes y plecipitadórl en I.a ladera de b.arlovento. El aire que desdende por la ladera de sotavento es mucho más seco. u s montañas separan eficazmente el lado de b.arlovento ele las fuentes de humedad, produciendo Ufl eIe~o de sombra pluviornilrica. El desierto Gred! Sasin es un des~o de sombra pluviométrica qUf' cubre casi toda Nevada y porcioon de los estados adyacen tes.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN Creía que, en general, los de~iertos son lugares carentes de vida. ¿Es cierto?

Aunque es un concepto erróneo habitual, los desiertos tienen vida dispersa (y, en algunos casos, abundante). Las plan tas)' los animales que habitan en los desiertos tienen a<bptaciones especiales para sobre'livir en (.'S tos am bientes áridos, enrre 1:.5 que destaca n una tole rancia muy desnrrollada a la sequía. Por ejemplo, muchas plantas del desie rto tienen hojas céreas una cutícula (capa protl'Cwra C,ltem a) engrosada pal"'3 rt:du~ cir la perd ida de agtl3. Otras rienen hojas muy peq ueñas o no tienen ninguna hoja.

Además, las raíces de algunas especies suelen en endersc a grandes profundidades con d fin de extraer el 3gt1a de esos puntoS, mieJltraS que OtraS producen un sistema somero pero extenso de raíces que les permite absorber con I"'3 pidez gra n~ des cantid ndcs dc 3gua procedeme de las pl\.'Cipit3cioncs IXX:O frecuentes en el desicrto. Los l:lllos de estas plantas suelen es~ tar engrosados por un tejido csponjO'iO que puede almacenar el agua suficiente para sustenrar la planta h ~sta la próxi ma preci pitación. Por consiguiente, aunq ue están muy dispersas y proporcio nan muy poca cubiem ,·egel:ll, en el desie rto ('re~ cen pl~n tas de muchos tipos.

Los animak-s ta mbi¿n se adapta n estupendamenre ~ la vida en el desie rto. ¡\I uchos son nocturnos )' sólo salen d urante el frío de la noche. Algunos, como i:J ra ta canguro, no nl"Cesit:m beber agua. Por el contra rio, obtienen el agua que nel"CSitan de los alime ntos. Otros pueden hiberna r dura nte muchos meses y sólo son aelil·os ulla vez q ue ha C"dído sufi~ ciente precipitació n. En los desie rtos habita una alnplia \'3 ~ riedad de organismos.

°

Asia,la gran cadena del Himalaya impi~t: que llegue al in{en or el flujo de humedad del océano Indico de los mo n ~ zones de \'erano (vins~ Recuadro 19.2).

Dado que el hemisferio meridional carece de CX ~ tensas rollas de terreno en las latirudes medias, en esta latitud hay sólo una pequeña zona de desierto y estepa. que se encuentr.l fu ndamentalmeme cerca del extremo m e ri ~ dional de AmériC::J del Sur en 13 somhra pluviométrica de los imponentes Andes.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿En todos los desiertos hace calar?

No, pero muchos desiertos experimentan tempel"'3turas mu) e1e\'adas. Po r ejemplo, 1:1 temperatu ra fielmente registrada má:. e1e\!3da de Estados Unidos (y de todo el he misferio nor~ te) es 5i oC , tomada en el v~lle de la Muerte, Califomi:l, el 10 de julio de 19 13. La temperatura más elevada dcl lTIll ndo, de casi 59 oC, se registró en r\1.Ízia, Li bia, en el desierto dd S:lhara, al no rte de ÁfriC"d, el 13 de sepliembre de 1911 .

A pesar de t."Stas cifras notablemente d C'\'adas, en las regiones desérticas también se t:Kperi mentan tem pel"'3 turas frias. Por ejemplo, la temperatura mínima diurna media de enero en Phoenix, Atizona, es 1,7 oc, sOlo ligeramente por encilll2 de la temperatura Je congelación. En L1an Baror, en el desien o de Gobi, Mongolia, la tcmpcr.l tu ra nltn media en enero es sólo ¡~ 19 oC Los d¡ m a~ secos se ent"\le ntr:l n desde los trópicos h:lS~ l'a]¡1S latitude. medias alus en dirección ~ los polos. Aunque tos desie rtos tropicales carecen de estación fria, los desiertos en b s latitudes medias e1<perimcnt:ln C:lmbios est:lcio nales de telll~ peratura, lo cual hal"e que en algunos ha¡,"3 baSt"dnte frío,

542

e A P ¡ TUL o

1 9 Desiertos y vien tos

La desaparición del mar de Aral El mar ele Aral se encuentra en la fro nte ra en tre U zbckist án )' Kazajstán, e n Asia central ( Figura 19, A), E ll ulfJ r es el desie no de Turk~tá n , un desien o de lal itud media e n la solllbr.a pluviométrica de las de'-J das montañas de Afganistán .

En esu reg ió n de drenaje inten or, d os gr~n des ríos, el Amu Darr a y d Syr Darr a, cransporun agua desde las montañas del none de Afganist:ín a tT:lvés del d esierto ha ~t:1 el mar de Aral. El agua sale del mar por cvapor:lción. Por tanto, el t:lmaño del cuerpo hídricu depende d el equ ilibrio entre la aportació n del río)' la e \'1Iporación .

E n 1960 el ma rd e Aral era u no de los cuerpos hídricos inlerio res más grandes de l mundo, con un área de unos 6 7.000 ki lómet ros cuadrados. Sólo el mar Caspio, el lago Superior y d lago Victoria er.ln más gnmdes. Al rededor del año 2000 el áre:a dd ma r d e Aral era inferior al 50 pul" dento d e su tamaño ( n 1960, y su volumen se había n:d uddo en un 80 por c iento. El encogim iento de este cuerpo h íd n co se represent:l en la Figura 19.8 . t\pro~imadamente en 20 10 todo lo que habrá St'rán treS restOS someros. ¿Qué ha pro\ocado que el mar <le Aral se M:'lue durante los últimos'¡'() ~ños? La res puesta es q ue el sumin btro de al,'lla procedente de las mo nta ñas St' redujo de

manera significativa y luego fu e eliminado. En 1965, d mar de Ar.ll recibía unos 50 ki ló met ros cúbicos de agua dulce cada año. A principios de 1980, esta cifra cayó casi hasta cero. EJ moti\'o fue q ue las aguas del Amu Darya y el Syr D arya se desviaro n para apona r agua a una gra n eXlensión de cultivos irrigOldos en esta zo na SI:Ca. La irrigación intensiva provocó un grnn aumento de la productividad agrícola. pero no sin costes significath·os. Los ddtas de los dos ríos principales han perdido sus tierras hú medas y la fauna ha desaparecido. u indU5tria pesquera, q ue habí3 sido próspera, está muerta, y 13s H

1960

1998

( 2010

.. figura 19.A El mar de Aral !oe sltua al este del mar úspio, en el desierto de Turkest.in. Dos ríol, ct Amu Daf)'a y el Syr Daf)'cI, transportan agua desde las montañas hacia el sur.

• Agur. 19.8 El mar de Ata l en retr ocew. Aproximada mente en 2010 todo lo que habrá serán tres remanentes

someros.

especies de peces q ue hab ían poblad o el mar de Aral ya no están allí. En la actualidad la orilla se ent'Ucm ra a deccna~ de ki ló metros de las localidades que an tes eran centros pesqueros.

El mar t n re troceso ha exp ues to al sol y al liento millones de acres que am es conform aban el fo ndo ~ ubl1\a r i no. La sal y las SU5tancias agroquímicas tr.lnsponadas por los ríos se incrustan e n la superfi cie. Los fuertes vien tos recogen }' depositan de manera rutinaria millares de tonelad as d e mat eria l recién expuesto cada año. Este proceso no sólo ha co nt ri buido a una reducción significativa. de b calidad del aire para las personas que \.j\en en la región, sino que tambié n ha afectado de mane ra apreciable los campos de cultivo debido al dep&..ito de sedimentos ricos e n sal sobre tie rra cultivable.

El mar de Anl en retroceso ha tenido un impacto not:l ble en el dim3 de la región. Sin d eft.'Cto moderador d e un gra n cuerpo híd rico, los extremos de temperatura son ma)o res, b época de culm 'o es m:i... cona y la p recipitación IOCIII se re duce. EstlY.> cambios ban hecho que m uchas explotaciones agra nas hay-J n SUStlru ido el cultivo del ~ I godón por el del arr07., q ue demanda todavía m:is ~gua d cs,·iada.

Los expertos ambien tl lcs esrán de acuerdo en que la sirual'ió n actual no puede M>Stenersc. ¿Pudría esta situaci{m t.'1Imbiar por completo si ~ uficieme ~l,'lla dulce fl ur era de nuevo en el mar de Ara!?

Las perspectivas parecen desalentadoras. Los expertos estiman q ue resta ura r el mar de Aral a aproximada mente el do ble de su tamaño actual req uer iría para r toda la irrigación de los dos ríos princlpales d ura nle 50 años, lo que no podrí~ realizarse sin arruinar las econom ías de los paises q ue uti liza n ~sa agua- o La red ucción del mar de Aral t:S u n gran desastre am bientall ristcmcnte pro\'ocado por la al·th'idad hu ma na .

• En ..com.n¡: ,o\,".,. .. ¡th ,he ",..JI ~\G"m Le-gK)"', ~n St",,". •ol. l8-l, 2 clt- al.",1 ck I'I')<J, pigs.

10-3 1 SI: 2111l'lb o le 'en....

Procesos geológicos en climas áridos

Los desiertos de latitud media proporcionan un ejemplo de cómo los procesos tectónicos afectan al clima.

Los desiertos de sombra pluviométrica existen en virttJd de las montañas producidas tras la coUsión de las placas.

Sin esos episodios de formación de montañas, predominarían climas más húmedos en las zonas donde existen hoy muchas regiones secas.

Procesos geológicos en climas áridos Desiertos y vie ntos '" Concept o s erró neos habituales sobre los desiertos Las colinas angulosas, las escarpadas paredes de los cañones y la superficie de grava y arena del desierto contrastan notablemente con las colinas redondeadas y las pendientes curvilíneas de los lugares más húmedos. De hecho, para un visitante de una región húmeda, puede parecer que un paisaje desértico ha sido formado por fuerzas diferentes de las que acrúan en las áreas bien abastecidas de agua. Sin embargo, aunque el contraste puede ser notable, no reflejan procesos diferentes; tan sólo revelan los diferentes efectos que pueden tener los mismos procesos cuando actúan bajo condiciones climáticas opuestas.

A.

543

Meteorización En las regiones húmedas, suelos de textura relativamente fina sustentan una cubierta casi continua de vegetación que cubre la superficie. Aquí, las pendientes y los bordes rocosos están redondeados, lo que refleja la fuerte influencia de la meteori zación qu ítnica en un clima húmedo. Por el contrario, muchos de los derrubios meteorizados en los desiertos consisten en roca y fragmentos mjnerales inalterados: es el resultado de los procesos de meteorización mecánica. En las tierras secas, la meteorización de la roca de cualquier tipo se ve muy reducida debido a la falta de humedad y a la escasez de ácidos orgánicos procedentes de las plan tas en descomposición. Sin embargo, en los desiertos no falta por completo la meteorización química. A lo largo de grandes espacios de tiempo, se forman suelos poco potentes y arcillas, y se oxidan muchos silicatos que contienen hierro, produciendo el color ocre que tiñe los paisajes desérticos.

Papel del agua Las corrientes de agua permanentes son nonnales en las regiones húmedas, pero prácticamente todos los cauces de corrientes de agua en los desiertos están secos la mayor parte del tiempo (Figura 19.4A). Los desiertos tienen corrientes de agua efímeras (ephe1l1ero = de vida corta), lo

B.

... Figura 19.4 A. La mayor parte del tiempo, los ca uces de las corrientes de agua en los desiertos están secos. 8. Corriente efímera poco

después de una densa lluvia. Aunque estas inundaciones son breves, producen grandes cantidades de erosión. (Fotos de E. J. Tarbuck.)

S44

e A p f T UL o

1 9 De~¡ertos y vientos

que significa que transportan agua sólo en respuesta a episodios específi cos de precipitación. Una corriente ef'imera típica podría fluir sólo unos pocos días o qu izá tan sólo unas horas al año. Algunos años, el cauce puede no transporta r agua en absoluto.

Este hecho resulta obvio incluso para el viajante 1.' 3 sual que observa numerosos puentes por debajo de los cuales no atraviesa corriente de agua alguna o numerosas depresiones en la carretera atravesadas por cauces secos. Sin embargo, cuando se producen chaparrones densos}' esporádicos, cae tanta lluvia en un tiempo tan cono que no se puede absorber toda ella. Dado que la cobertura vegetal del desierto es escasa, no se pone prácticamente obstáculo alguno al agua de escorrenóa, la cual es, porconsiguieme, rápida y crea a menudo inundaciones súbitas a lo largo de los suelos del valle (Figura 19.4 8). Estas inundaciones son muy diferentcs de las observadas en las regiones húmedas.

Una inundación del río M ississippi puede tarda r varios días en alcanz.ar su cresta y luego disminuir. Pero las inundaciones del desierto se producen de repente y desaparecen con rapide7_ Dado que la mayor parte del material de superficie de un desierto no está fijado por vegetación, la {'3ntidad de fuerza erosiva ejercida durante una breve precipitación es impresionante.

En la región seca del O<.'Cidcnte de Estados Unidos se utilizan d ifert:ntcs nombres para las corrientes efím eras, entre ellas u'osh y 111ToyO. En otras partes d el mundo, una corrit!nte de desierto seca puede ser un uudi (Arabia y África de! Norte), un dtmgo (América del Sur) o un mtlluh (India).

Las regiones húmedas son notables por sus sistemas de drena jt: integrados. Pero en las regiones árirlas, las corrientes suelen carecer de un sistema extenso de afluentes.

De hecho, una característica básica de las comentes de agua en el desierto es que son pequeñas y mueren antes de alcanzar el mar. Dado que el nivel fre:ático sude estar muy por debajo de la superficie, pocas corrientes de agua pueden recu rrir a él para abastecerse como hacen las corrientes rle las regiones húmedas (véast Figura 17. 3). Sin un suministro estable de agua, la combinación de evaporación e infi ltración pronto agota la corriente.

Las pocas corrientes pennanentes que atraviesan las regiones áridas, como los ríos Colorado y Nilo, se o riginanfotro del desierto, a menudo en montañas bien abastecidas de agua. En estos casos, el sum inistro de agua debe ser grande para compensar las pérdidas que se producen cuanrlo la co rriente atraviesa el desierto. Por ejemplo, después de que el Nilo abandona su cabecera en los lagos y las montañas de África central, atr.'lvicsa casi 3.000 kilómetros del Sahara sin un solo afluente. Por e! contr.'lrio, en las regiones húmedas, el cauda l de un TÍo crece a medida que fl uye corriente abajo porque los afluentes y el ab'Ua subterránea aponan más agua a lo largo del camino.

Debe destacarse que las rtrrrimus d~ agun, nrmqut up()P"tídicos, rtllliu m /¡¡ 11Ioyor portt dtl trabajo U'OSWo ni los tktimos. Esto está en contraposición con la creencia habitual de que el viento es el princi pal agente erosivo que esculpe los paisl\jes desérticos. Aunque la erosión eólica es, de hecho, más significativa en las áreas secas que en ningún otro lugar, la mayoTÍa de las formas del desierto son esculpidas por las corrientes de agua. Como veremos enseguida, el papel principal del viento consiste en el transpone y el depósito tle sedimentos, que crean y dan form a a los cúmulos y montículos que denominamos dunas.

«Basin and Range»: la evolución de un paisaje desértico Desiertos y vientos ... Re paso de las formas y los paisajes Dado que las regiones áridas suelen ca recer dI:! l.'Orrientes permanentes, se caracteri zan por tener drenaje in tenor.

Esto significa que tienen un modelo discontinuo de coTrientes imennitentes que no fluyen fuera del desierto, hacia los océanos. En Estados Unidos, la región ... Basin and Range» proporciona un ejemplo excelente. La región abarca el sur de Oregón, toda N evada, el Ot!Ste de Utah. el sureste de Dlifom ia, e! surde Ari7..Qna y el sur de Nue· va México. Su nombre es una buena descripción de esta región de casi 800.000 kilómetros cuadrados, porque st ca racteriza por más de 200 montañas relativamente pequeñas cuya altura oscila entre 900 y 1.500 metros por encima de las cuencas que las separan.

En t:Sta región, como en otras parecidas que ha} por el mundo, la erosión ocurre fundamentalm ente sin ~ ­ ferencia al océano (nivel de base absoluto), porque el drenaje interior nunca alcanza el mar. Incluso allí donde las corrientes permanentes fluyen al océano, existen pocos afluentes y, por tanto, sólo una e.';;trecha fra nja de tierra adyacente ala corriente tiene el nivel del mar como su ni,'el absoluto de reducción del terreno.

Los bloques de diagramas de la Figurn 19.5 muestran cómo ha evolucionado el paisaje en la región de Estados Unidos a la que nos referimos. Durante y después dellevantall\iento de las momañas, las corrientes de agua empiezan a esculpir la masa elevada y a depositar grandes cantidades de derrubios en la cuenc.¡. Durame esta primera etapa se produce la mayor compensación , porque, a medida que la erosión rerluce las montañas y llena de sedimentos las cuencas, las d iferencias de elevación disminuyen de manera gradual.

Cuando torrentes ocasionales de agua producidos por lluvias espoddicas se desplazan hacia abajo por los

_Basin and Range»: la evolución de un paisaje desértico

545

.. Figura 19.5 Etapas de evolución del paisaje de un desierto montañoso como el de la región _Basin and Range» del oeste norteamericano.

A medida que continúa la erosión de las montanas y la deposición en las cuencas, los relieves disminuyen. A. Etapa inicial. B. Etapa intermedia.

C. Etapa final.

cañones montañosos, están densamente cargados de sedimentos. Al salir de los confines del cañón, el agua de escorrentía se expande sobre las suaves pendientes de la base de las montañas y pierde rápidamente velocidad. Por consigujente, mucha de su carga se abando na en una corta distancia. El resultado es un cono de derrubios en la boca del cañón conocido como abanico aluvial (Figura 19.6). Dado que el material más grueso se deposita primero, la cabecera del abanico es más empinada, con una pendiente de casi l Oa 15 grados. Más adelante, el tamaño del sedimento y la inclinación de la pendjente disminuyen y se mezclan de manera imperceptible con el suelo de la cuenca. Un examen de la superficie del abanico revelaría probablemente un modelo de cauce anastomosado debido a que el agua desvía su curso a medida que los cauces sucesivos se van atascando con sedimento. Con el paso de los años, el abanico aumen-

ta de tamaño y acaba por unirse con los abanicos de los cañones adyacentes produciendo una fa lda de sedimento denominada bajada a lo largo del frente de montaña.

En las raras ocasiones en las que se producen precipitacio nes abundantes, las corrientes pueden fluir a través de la bajada hasta el centro de la cuenca, convirtiendo el suelo de la cuenca en un lago-playa somero. Estos lagos-playa son estructuras transitorias que duran sólo unos pocos días o, a lo sumo, unas pocas semanas antes de que la evaporación y la infiltración eliminen el agua. El lecho seco y plano que queda de un lago se denomina playa. Las playas están compuestas típicamente por limos finos y arcillas , y en ocasiones encostradas con las sales precipitadas durante la eva poración. Estas sales precipitadas pueden ser inusuales. U n ejemplo es el borato sódico (mejor conocido como bórax) que se obtiene en minas

546

e A p í TUL o

1 9 Desiertos

y vientos

... Figura 19.6 Vista aérea de los abanicos aluviales del va lle de la Muerte, California. El tamaño del abanico depende del tamaño de la cuenca de drenaje. A medida que los abanicos crecen, acaban coalesciendo y forman una bajada. (Foto de Michael CoUier.)

de los antiguos depósitos del lago-playa del valle de la Muerte, California.

Con la erosión progresiva de la masa montañosa y la sedimentación que le sigue, el relieve local sigue disminuyendo. Por último, habrá desaparecido casi del todo la masa montañosa. Por tanto, en las etapas final es de la

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Dónde se encuentra el desierto más seco de la Tierra?

El desierto de Atacama, Chile, se distingue por ser el desierto más seco del mundo. Este cinrurón relativameme estrecho de tierra árida se extiende a lo largo de unos 1.200 kilómetros a lo largo de la costa del Pacífico de Suramérica (véase Figura 19.1). Se dice que algunas partes del Atacam3 no han recibido precipitación ¡dunmte más de 400 años! Deben mirarse estas afirmaciones con escepticismo. Sin embargo, para lugares donde se han conse rvado los registros, en Arica, Chile, en la parte septentrional del Atacama, se ha experimemado un imervalo de 14 años sin precipitación medible.

erosión, las áreas montañosas están reducidas a unas grandes prominencias rocosas proyectándose sobre la cuenca rellena de sedimentos de su entorno. Estos restos erosivos aislados de un paisaje de desierto en sus últimas etapas se denominan inselbergs, palabra alemana que significa « montañas aisladas» (véase Recuadro 19.3).

Cada una de estas eta pas de la evolución del paisaje en un clima árido mostradas en la Figura 19.5 puede observarse en la región «Basin and Range». En el sur de Oregón y el norte de Nevada se encuentran montañas recién levantadas en una etapa inkial de erosió n. El valle de la Muerte, California, y el sur de Nevada encajan en la etapa media más avanzada, mientras que en el sur de Arizona puede verse la etapa final, con sus inselbergs.

Transporte de sedimentos por el viento El aire en movimiento, como el agua en movimjenro, es turbulento y capaz de elevar derrubios sueltos y tran sportarlos a otros lugares. Exactamente ¡gua1 que ocurre en

Transporte de sedImentos por el viento

Cuando los vi1l.}eros que se pl:mlean un viaje a Australia COnsullllO gufas YotroS libros ruristicos, seguro que ven una fOlografía o lecn una des<-Tipción del monte Uluru (antes Ayers Rock). Esta f.J mosa atraccion es una impresionante estructura que se eleva abruptamente de la llanura circundante. Siruado en el Parquc Nacional Uluru-Kata T jut:a, 31 suroeste de Alicc Sprin~, en el centro seco del continente, rl monolito mis o menos circuIn mide más de 350 melrOS de altura y su 1)lI<;C tiene unll circunferencia de más de 9,5 kilómetros. Su cima es plana y sus lados, arrugados. El tipo de roca es arenisca. y los matices rojos y naran jas cambian con la luz del día. Además de ser una atracción geológica impresionante, el monte U1uru es interesante porque es un lugar SlIb'l"ado para las rribus aborígenes de la región.

El monte Uluru es un ejemplo espectacular de una estructura conocida con el nombre de insclberg. III~/~ es una pa-

labra alemana que si1-'T\ifia .. momaria aislada.. y parece adttuada porque estas masas se parecen mucho a unas islas rocosas que permanecieran sobre la superficie de un gran mar. Estructuras similllres salpican muchas otras regiones áridas y semiaridas del lI1uo<Io. El monte Uluru es un tipo especia l de inselberg fonlladu por una masa rocosa muy resistente que exhibe una forma redondeada o all(wedada.

Las masas de este tipo ~e denominan bombm'¿tsen homenaje al explorndor alemán del siglo XIX, Wilhelm Bomhardr. que describió estructuras similares en algunas pan es de África.

Los bomhardu se forman en regiones dunde la roca masiva o resistente como el granito o la arenisca est:í rodeada de una roca más susceptible a la meteorización.

La ma)'or susceptibilidad de la roca adyacente suele ser consecuencia del hecho de que esci mas fracrurada . Las diaclasas penniten que cllIIgua y, por tanto, los procesos de meteorización penetren 11. mayor

una corriente, la velocidad del viento aumenta con la altura por end ma de la superfici e. También igual que en una corriente, el viento transporta partículas fi nas en suspe nsión, mientras que las más pesadas son transportadas como ca rga de fondo. Sin embargo, el transport e del sedimento por el \~ e n to difiere del realizado por las corrientes de agua de dos maneras sign ificativas. En primer luga r, la menor densidad del ,'iemo, en comparació n con la del agua, le hace menos Capaz de elevar y transportar materiales gruesos. En segundo lugar, dado que el viento no está confinado en cauces, puede extende r e l sedimento a lo largo de grandes áreas. así como hacia arriba a la atm6sfera.

Carga de fondo La carga de fondo transportada por e l \~ento consiste en granos de arena . Las ohser\"3ciones realizadas en el cam po y en experimentos en los que se utilizan túneles de " iento, indican que la arena mOl'ida por el viento se mueve saltando y rebotando a lo largo de la superficie: proceso denominado saltación. EJ ténnino deri\'d de la palabra que signifi ca «saltar» en latín .

547

profundidad. Cuando la roca lIIdyacente mur meteorizada es letirada por b erosión, 11 masa rocosa mucho menos meteoril.3da pcnllanece elc\'lIda. Tras la formación del bornhardt, éste tiende a liberar aK'M. Por el contrario, las Ib nuTas circundanlt.'S cubiertas de derru bios absorben el agua r se mctcorizan con mayor rapidez. Por consiguiente, una \'cz formado, un bomharrlt aruda a perpetuar su existencia reforl.:.lndo los procesos que lu crearon. De hecho, las mlllsas como el monte Uluru pueden continuar fonnando parte del paisaje durante decenas de millones de años.

Los oornhardts son mas habituale<ó en las lal1rudl.'S más bajas, ya que la meteorización re.ponsable de su forlllación atrua de Illanera mas rá pida cn los d ima ~ mas cál idos. En las regiones que en la acnJalidad son aridas o semiaridas, los bornhanlts pueden reflejar épocas en las que el d una era m,h húmedo que en la actualidad.

E l mO\'imiento de los ~ ra nos de arena Cmpi C7.3 cuando el "¡e nto alc:m za una velocidad suficiente para superar la inercia de b s partículas en reposo. Al principio, la aren:l gira a lo largo de la supe rficie. C ua ndo un gr:m o de arena en mO\~ m i e n to golpea o tro grano, uno O los (los pueden saltar en e l aire. Una ,'ez en el aire, los granos son transportados hacia delante por el ,~ e nto hasta que la gra"edad los arrastra de nuevo hacia la superficie. Cuando la arena golpea la superficie , o bien rebota de nue'·o al aire o bien desaloja otros gnm os, que entonces saltan hada arriba. De esta manera, se establece una reacciún en cadena, que llena el aire cercano a la superfi cie de granos (le arena en sa ltación en un tiempo muy corto (Figura 19.7).

Los gr:m os de are na que rebotan n unca viajan muy lejos de la superficie. Aun cuando I ~ vientos sean muy fuert es, la alrur:. :.lcan1..ada por la arena rara vez e..'\:cede un metro)" normalmente no supe ra el med io metro. Algunos granos de arena son de masiado grandes para ser lanzados en e l ai re por el impacto de otras partícul3s.

Cuando esto ocurre, la energí:. proporcionada por el im pacto de los g ranos sa hantes más peq ueños impulsa c-J movim iento hacia delante de los granO!> más gr.mdes. Los cálculos indican q ue entre el 20 )' el 25 por ciento de los

548

e A p rTU L o 1 9 Desiertos y vientos

~ FigurA 19.7 Una nube de granos de arena asciende media nt~ saltación por la pendiente suave de una d una. (foto de

Stephen Trimble.)

granos transportados en una tormenta de arena se mueve de esta manera .

Carga en suspensión A diferencia de 13 arena, las partículas más finas de polvo pueden ser elevadas hacia la aonósfera por el viento. Dado que el polvo suele estar compueStO de panículas bastante planas que tienen áreas superficiales grandes en comparación con su peso, es relati\i-ameme f:íci l para el aire tu rbulento contrarrestar el empujl! de la gravedad y mantener esas partículas finas transportadas por el aire durante horas o incluso días. Aunque el limo y la arci lla pueden ser transportados en suspensión, el limo consti tuye normal mente la mayor pa n e de la carga suspendida, porque el reducido grado de meteorización qu ímica de los desienos proporciona sólo pequeñas cantidades de arcilla.

Las partículas fi nas son f.icilmeme transportadas por el viento, pero no son fácilmente recogidas para empezar su transporte. La razón es que la velocidad del viento es prácticamente cero dentro de una capa muy fi na situada cerca del sucio. Por tanto, el viento no puede elevar el sedimento por sí mismo. En cambio, debe ser arrojado o dispersado en el ai re en movimiento por Jos granos de arena que rebotan u otroS procesos. Esta idea está bien ilusrrada por una carretera seca no pavimentada en un día de \'¡ento. El viento levanta poco polvo si antes no se le mueve. Sin embargo, como pase un coche o un cam.ión por la carretera, se lev<'ll1ta una capa de limo que crea una gruesa nube de polvo.

Aunque la carga suspendida suele depositarse relativamente cerca de su origen, los vientos altos son capaces de transportar grandes cantidades de polvo a gr.mdes distancias (Figura 19.8). En los años 30, se transportó polvo levantado en Kansas hasta Nueva Inglaterra )' más allá, hasta el Atlántico none. De igual manera, se 11<'1 seguido la pista de polvodcl Sahara hasta las ludias ocdc!cntales (Figura 19.9).

Erosión eólica Desiertos y vientos ... Conceptos erróneos habituales sobre los desiertos En comparación con las corrientes de agua r los glaciares. el viento es un agente erosivo relativamente insign ificante. Recordemos que incluso en los desiertos, 1:1 maror parte de 1<'1 erosión la realizan las corrientes de agua intennitentes, no el viento. La erosión eólica es más eficaz en las regiones áridas que en las áreas humedas, porque en los luga res húmedos la humedad ma nti ene juntas las partículas, y la vegetación las sujeta al suelo. Para que el viento sea un;1 fuena erosi\·a eficaz, la sequedad y la e...casez de vegetación son requisitos previos importantes. Cuando existen dichas circunstancias, el viento puede levantar, transportar y depositar grandes Clntidades de sedimento fi no. D urante los años treinta, parte de las grandes llanuras experimentaron enormes tonncntas de polvo: la tierra quedó expuesta a la erosión eólica traSser arada bajo la cubierta \'egetaJ natu ra l para el cultivo )' la posterior e intensa sequí<'l. Este lugar se conoce desde entonces como Dust Bo\>'"l (vi(ls~ Recuad ro 19.4)*.

Deflación, depresiones de deflación y pavimento desértico Una forma median te la cual el \ icnto produce erosión es la deflación (de::: fuera ¡jlnt = sopl<'l r), el levantamiento y removilización del materia l suclto. A veces, la deflación es difícil de observar porque toda la superficie esci siendo reducida al mismo tiempo, pero puede ser significatÍ\oa. En • 1'3r.l más infonnadón. ¡'raR el Recuadro6.4 de este libro, .. D us[ Ro",!:

Id erosión del sudo en las gr::uulc~ llanuras...

Erosión eólica

549

• Figura 19.8 El polvo ennegrece el cielo el 21 de mayo de 1937 cerca de Elkhart, Kansas. Debido a tormentas como ésta algunas partes de las grandes llanuras se denominaron .. Dust Bowl. durante los años 30. (Foto reproducida de la colección de la Biblioteca del Congreso.)

.. Figura 19.9 Esta imagen de satélite muestra gruesos

penachos de polvo del desierto del Sahara que se desplazan en dirección noroeste sobre las islas Canarias el 12 de marzo de 2003. Estas tormentas de polvo son habituales en el árido norte de África. De hecho, esta región es la mayor fuente de polvo del mundo. los satélites son una herramienta excelente para estudiar el transporte de polvo a escala mundial. Muestran que las tormentas de polvo pueden cubrir áreas enormes y que el polvo puede ser transportado a lo largo de grandes distancias. (Imagen cortesía de la NASA.)

550

e A p rTUL o

1 9 Desiertos y vientos

Los desiertos se están expandiendo Las zonas de transición que rodean los desiertos tienen ecosistemas muy frági les, con un equilibrio delicado. En estas zonas marginales. las actividades humanas pueden ca rgar el ecosistema más allá de su límite de tolerancia, lo cual provoca la degradación de la tierra. Si esa degradación es grave, se denomina desertización. Desertización significa la expansión de las condiciones desérticas en áreas no desérticas. Aunque dicha transformación puede producirse por procesos naturales que actúan de manera gradual a lo largo de decenios, siglos y milenios, en los últimos años, la desertización ha venido a significar la alteración rápida del terreno a condi ciones desérticas como consecuencia de las actividades humanas.

Las Naciones Unidas han reconocido la desertización como uno de los desafíos ambientales más graves del siglo XXI .

Según el Fondo Internacional de D esarrollo Agrícola de las Naciones U ni das, cada año la dese rtiz.ación reivindica otros 10 millones de acres de tierras secas de cultivo. Como respuesta , más de 170 países (incluidos Estados Unidos) han ratificado un tratado conocido como la Convención para Combatir la Desertización.

El avance de las condiciones de tipo desierto en áreas que fueron previamente útiles para la agricultura no es una modificación clara y uniforme de los bordes de los desiertos. Más bien, la degeneración de una transformación parcheada de tierra seca, pero habitable, en tierra seca e inhabitable. Se produce fundamentalmente a partir del uso inadecuado de la tierra y es ayudada y acelerada por la sequía. Por desgracia, una zona afectada por la desertización sólo nos llama la atención una vez que el proceso ya está en curso.

La desertización comienza cuando la tierra próxima al borde del desierto empieza a utilizarse para el crecimiento de cosechas o para el pasto de ganado. D e cualquiera de las dos formas, se elimina la vegetación natural por el arado o el pasto.

Si se plantan cosechas, y se produce sequía, el suelo desprotegido queda expuesto a las fuerzas de la erosión. La formación de badenes en las pendientes y las acumulaciones de sedimento en los cauces de las corrientes son signos visibles en el paisaje, así como las nubes de polvo que se crean cuando la capa de suelo superior es eliminada por el viento.

D onde se cría ganado, la tierra también se degrada. Aunque la vegetación natural modesta de las tierras marginales puede manten er la vida salvaje local, no puede sustentar el pastoreo intensivo de los grandes rebaños domésticos. El 50brepastoreo reduce o elimina la cubierta vegetal. C uando la cubierta vegetal se destruye más allá del mínimo necesario para proteger el suelo contra la erosión, la destrucción se vuelve irreversible.

Además, al pisar el suelo con sus pezuñas, el ganado compacta el suelo, lo cual reduce la cantidad de agua que la tierra puede absorber cuando ll ueve. Las pisadas de las pezuñas tambi én pulverizan el suelo, aumentando la proporción de material fino, que entonces se retira con mayor facilidad cuando los vientos son fuertes .

La desertización recibió por primera vez atención mundial cuando la sequía golpeó una región africana denominada el Sahel a finales de los años sesenta (Figura 19.C). Durante ese periodo, y en muchos episodios posteriores, los habitantes de esta enorme extensión al sur del desierto del Sahara han sufrido desnutrición y muerte por inanición. Los rebaños de ganado se han diezmado y la pérdida de terreno productivo ha sido grande. Centenares de miles de personas se han visto forzadas a migrar. A medida que disminuye la tierra de cultivo, las personas deben depender de áreas más pequeñas para la producción de alimentos. Esto, a su vez, afecta más al medio ambiente yacelera el proceso de desertización.

Aunque el sufrimiento por la desertización es mucho más serio en el Sahel, el problema no está, en absoluto, confinado a esta región. Existe desertización en otras partes de África y en cualquier otro contin ente, con excepción de la Antárrida. Las sequías recurrentes quizá parez.can la razón más obvia de la desertización, pero la causa fundamental es el esfuerzo que los humanos exigimos al tenue medio ambiente, con suelos frágiles.

... Flgur. 19.C la desertización es más grave en el margen meridional del Sahara, en una región conocida como el Sahel. las Ifneas que definen los límites cercanos al Sa hel representan la precipitación anual media en milímetros.

Erosión eólica

algunas zonas del Dust Bowl de los ¡lIlOS trei nta, enormes áreas de terreno experi mentaron una reducción de hasta un metro tan sólo en unos all os.

El resultado más destacable de la deflación en algunos lugares es la aparición de depresiones superficiales denomi nadas depresiones de deflación (Figura 19.10).

En la región de las grandes llanuras, del norte de T exas a Montana , son visibles miles de depresiones dc deflación en el paisa je. O scilan entre pequeños agujeros menores de 1 metro de profundidad y 3 metros de ancho a depresiones que se aproxima n a 50 metros de profundidad y varios kilómetros de diámetro. El factor que controla las p rofundidades de estas cuencas (es decir, que actúa como nivel de base) es el nivel freático local. Cuando las depresiones de defl ación descienden hasta el ni ...el freático, la ti Cfr.l, húmeda }' la vegetación impiden la deflación posterior.

En dete nni nadas zon:b de muchos desien os, la superficie es una capa muy em paquefada de cantos gruesos demasiado grandes para ser movidos por el viento. Esle revestimiento rocoso, denominado pavimento desértico, se crea a medida que la deflación reduce la superficie eliminando la arena y el li mo hasta que prácticamente sólo queda una capa continua de granos gruesos (Figura 19.11 ).

Una vez (Iue se ha establecido el pavi me nto desérti co, un proceso que puede durar centenares de años, la superfici e queda protegida de la ulterior deflación si no se perturba.

Sin embargo, dado que la capa tiene un grosor de tan sólo uno O dos granos, los vehículos o los animales pueden desalojar el pavimento y exponer de nuevo a la defl ación el material de grano fino situado por deba jo.

Ventifactos y yardangs Como los glaciares y las corrienres de agua, el viento tam~ bit!n erosiona mediante abrasión «(lb ::: fue ra; ardert :: raspar). En las regiones secas, así como a lo largo de las playas, la arena transportada por el viento corta y pule las superficies rocosas expuestas. A veces, la abrasión crea rocas de fonnas muy interesantes conocidas como venrifactos . La cara de la roca expuest:l al viento predominante es sometida a abrasión, dejándola pulida, picada y con

~

.

Deflación

•

•

.

•

•

•

,

... Figura 19.10 rormación de una depre~ión de deflación.

A. Antes d e la deflac ión. B. Después de la deftación se ha creado un" depfe~ión su perficial.

bordes angulosos. Si el viento no sopla constantemente de la misma di rección, o si el canto se reorie nta, puede tener \'arias superficies face radas.

Por Jesgracia, a menudo se atribuyen a la abrasión obras que van más allá de sus capacidades. Estrucru ras como rocas en equilibrio de pie e n la pane superior de pe~ desta les estrechos y con intrincados der'1lJes en ahos pi ~ náculos, no son consecuencia de 13 abrasión. Rara vez la arena viaja más de un metro por encima de la superficie . de manera que el efecto de limpieza con chorro de arena del viento está obviamente limitado en la vertica l.

Además de los \'entifaclos, la e rosión eólica es responsable de la creación de estructuras mucho mayores, denominadas yardangs (de la palabra turca ya,; que significa ~ Ioma empinada,.). Un yardanges una cresta aerodinámica escu lpida por el viento con una or ientación

Deflación

• • • • Pawnento desértico

•

•

La deflación corü1Óa

removiUlal"ldo las partlwas más finas

•

551

e.<abIeCodo .. p."nenlo desértICO, fina liza la GeflaciOO

•

<4 Figura 19.11 Formación del pavimento desértico. Como ilUSlran Estas secciones tra nsversal~. los g ranos gruesos se concentran gradualmente en una capa fuertemente empaquetada a medid a que la deflación reduce la superficie eliminando la arena y el limo. Si no el<pEfimen ta alter"ción, el pavimento desertico proleger¡ la superfic ie de una ul terior dellac ión.

SS2

CA P í TUL O 1 9 De:liertos y vlento~

paralela a la del viento predominante. Sude tener el aspecto de un casco de barco al revés. Cada yardang suele medir menos de 10 metros de altura }' unos 100 metros de longitud , pero los hay mucho mayores que pueden medir hasta 90 metros de alrura y más de 100 lcilómetros de longirud. Suelen aparecer en grupos y parecen limitados a zonas desérticas especialmente secas con una cubierta vegeta l mínima y fuertes vientos q ue soplan predomi nantemente desde una dirección.

Depósitos eólicos Desiertos y vientos T

Repaso de las formas y los paisajes

Aunque el vi ento carece relativamente de importa ncia en la génesis de fonnas tr05WI1S, en algunas regiones crea significativas estructuras deposiáoJlolt'S. Las acumulaciones de sedimento tnmsportado por el \~e nto son partÍl'ulamlente notl bles en las regiones secas de todo el mundo y a lo largo de muchas costas arem>S3S. Los depósitos eólicos son

de dos ti pos distintos: (1 ) montículos y coli nas de a r~na fonnados a partir de la carga d~ fondo del vienm, que denominamos dunas, y (2) extensas alfombTaS de limo, denominados loess, que una vez fue ron tra nsportadas en suspensión.

Depósitos de arena Como ocurre con las corrientes de agua, el viento deja caer su carga de sedimento cuando la velocidad desciende y la cnerbtÍa disponible para el transporte disminuye.

Por tanto, la arena empieza a ~lcumu l a rse en cWl l<luicr lugar en el que una obstrucción siruada en el carn ina del viento ralentice su movimiento. A diferencia de muchos depósitos de li mo, que fo rman capas a modo de alfombra a lo largo de grandes áreas. los \'iCnl OS depositan normalmente la arena en montículos o crestas denom inados dunas (Figu ra 19. 12).

Cuando el aire en movimiento encuentra un objeto, como una mata de vegetación o una roca, barre a su alrededor y por enci ma de él, deja ndo una sombra de aire con mO\·imienlo mas lento por detrás del obstáculo. así como una zona más pequeña de ai re más tranquilo

.. figura 19.12 Arena decendiendo por la cara de desl¡zam¡ento empinada de una d una, en el Monumento Nac¡onal White Sarn:b, Nuevo MéKKo. (f oto de Mk hael ColI¡er.)

Depó~tos eólicos

justo enfrente del obstácu lo. A1b'1.mos de los gra nos de arena que se mue\ en por sal tación con el vi ento \'iene n a descansar a esas sombras de viento. A medjda que con ~ tinúa la acumulación de arena. se conviert e en una ba~ rrera cada vez más impone nte para el viento y. por tanto. en una trampa cada vez más efi caz. para la acumulación de arena . Si hay suficiente abastecimiento de are na ~' el viento sopla de manera uniforme durante un tiem po lo bastante largo, el montículo de are na crece )' se transforma en una duna .

M uchas dunas tienen un perfil asimétrico. con b pend iente de sotavento (prm egida) más empinada )' la pendiente de ba rlovento con una inclinación m:ís suave (Figura 19.13). La arena asciende por la pendi ente más sua\'e, en la ladera de oorlo\'enro, por saltación. J usto detnís de la cresta de la du na, donde la \,elocidad del viento es menor, se acumula la arena . Confonnc se acumula más arena, la pendiente se indi na}' algo acaoo por desli~ rse b,ljo el em puje de la gravedad. De esta manera, la pe ndient"e de sotavento de la duna, denominada cara de deslizamiento, mantiene un ángulo de unos 34 grados, el ángulo de reposo para I.a aren;¡ seca suelta (recordemos dd C lpírulo 15 que c:I ángulo de re poso es el ángu lo má~ elllpin<ldo al cual el material suelto penm nece estahle). La acumulación continua de arena , junto con los desplaza-

Viento

A.'--__________--' Viento

Gala de deslizamiento

SS)

mientos periódicos que tienen IUbra r por la cara de deslizamiento. provocan una migración lenta de la duna en la dirección del movhniemo del :lire.

A medida que la arena !oc deposita en 1.1C".1ra dc deslizamiento, se fo rman estratos incl inados en la di rección en la que sopla el viento. Estas ca pas en pendiente sc denominan estratos cruzados (Figur-.1 19. 11 ). Cuando las dunas son finalmente enterradas bajo otras capas de sed ime nto y entran a formar parte del registro de rocas sedime ntarias, se destru)"e su fonna asimétrica, pero pcn nanecen los estratos cruz~ldo!o como testimonio de su origen.

N ingún lugar tiene un a eSTratificación cruzada más notable que el de las paredes de art'nisca de Zion Canyon, en el sur de Uta h.

En algunas áreas. el movimiento de la <lrena constituye un prohlema. En 7.onas de Oriente A'lcd io. las valiosas inst<llaciones pet rolífe rns deben ser prOlcgid<is de la invasión de las du nas. En algunos casos, las cercas se construren lo hastante de caf1i al "i ento de las dunas como para dete ner su migración. A medida que la arena sigue acumulándnse, sin e mbargo, debe aumenta rse la altu rn de las cercas. En Kuwait. las cercas prot ectoras se extienden dur..lnle casi 10 kilóme tros ¡llrededor de un importante po-..o petrolífero. La migración de las dunas puede pbntear también un problema para la constnlcción y el mantenimiento de carre te ras y vías fé rreas que atraviesan regiones desérticas arenosas. Por ejemplo. para m¡mte ncr abie rta al tráfico una porción de la autnpi:.l"a 95 cerca de \\'innemuccll, Ne\'<ida. debe retirarse la arena unas tres veces al año. Cada vez, se extraen entre 1.500 y 4.000 metros cúbicos de arena. Los intentos de estabi· lizar las dunas plantando dife rcJl[es variedades de hierba han sido insatisfactorios, porque la escasa precipitación h;lce imposible que se mantengan las plan tas.

Eslfal!licaC16n cruzada

B. ¿'-:2::~~

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿No están cubiertos fos des iertos fundomentafmente por dunas de arena?

.. flgur. 19.13 Como se ilustra en las partes A y 8, las dunas

normalmente una fOfma a~imetrica . El lado de sotavento, más empinado, se denomina cara de deslizamiento. Los granos ~ arena de positados en la cara de ~sl¡zamiento en la d irección del .ingulo de reposo crean la estratUicac.i6fl cruz.KIa de las d unas.

C. Se desarrolla un modelo complejo en respuesta a cambios en la d ire<ción del viento. Obsérvese tambien que cuando las dunas son enterradas y se convierten en una parte del registro sedimentario, la estructurd de estratificación cruzada se conserva. tien~

Un concepto erronl'O habirual sobre los desiertos es que están fomlados por kilómetros r kilómetros de dunas de ~ re· na acumulada. Es cierto que hlly lIcumulaciones de arcnll en algunas zonas y pueden ser estructuras impresionames .

Pero, aunque quiz.:i !>Orprenda, 13s lIcumulaciones de aren:! en todo el mundo representan sülo un pequeño porctm aje del total de zonas dt:SCrticas. Por ejemplo. en el S~h ara, el desierto mas gr3nde del mundo, las acumulaciones de aren ~ cubren sólo //111/ Jld'lIfl fll11r de su arca. EJ desierto con más arena es el :\T:íbigo. un tercio del cual está formado ¡Klr ~ r e na .

SS4

CAP fTUL O 19 Oesien osywntos

Tipos de dunas de arena Las dunas no son simples montículos aleato rios de sedimento transportado por el "iento . •\olás bien, son acumulaciones que suelen adoptar modelos sorprendentemente cunstantes (Figul1l 19.14). Al abordar este puntO, uno de los primeros in"estig-.ldores pioneros sobre las dunas. el ingen iero bri tánico R. A. Bagnold, observaba: «En \'cz de encontrar OlOS }' desorden. el observado r nunca deja de asombrarse de la simplicidad de fo rma, la exactitud de la repetición }' el orden geomét rico ... » . Existe una 3mplia sel ección de fonn;¡s <le dunas. que general ment e se

Viento

simpli fi can en unos pocos ti pos principales pa ra su discusión.

Por supuesto, existen gradaciones entre las difert:ntes fOnllaS, así como dun3S de fo nmls irregula res que no encajan f.íci lmente en una categoría . Varios fa ctores influyen en la fO nlla y el tamaño que las dunas acaban por adoptar. Esos factores son la dirección y la velocidad del "iento, la dislxmihilidad de aren:1 )' la cantidad (le \'cgeración presente. En la Figura 19.14 se muestrAn seis tipos b~sicos de (lunas, }' las flechas ind ican las dircccioncs del viento.

Viento

E. ParabólIcaS

,

Vtento

{

\

... Flgur. 19.14 TIpos de d un as de arena. A. B¡ujan es. B. Dun as transversas. C. Dunas ba rja noides. D. Dunas longitud inales. E. Dunas parabólicas. F. Dunas en estrella.

Depósitos eólicos

SSS

Batjaltes Las dunas solitari as de arena en forma de media luna y con sus extremos apuntando en la dirección del viento se denominan barjanes (Figura 19. 14A}. Esas dunas se fo man cuando los suministros de arena son limitados y la superficie es relativamente plana, dura}' carente de vegetación . Migran lentamente con el \;ento a una velocidad de hasta 15 metros por año. Su tamaño suele ser modesto, alcanzando, las más grandes, alturas de unos 30 metros, mientras que la expansión máxima entre las puntas se aproxima a 300 metros. Cuando la dirección del \'iento es casi constante, la fonna de med ia luna de estas dunas es casi simétrica. Sin embargo , cuando la dirección del viento no es perfectamente fija, una punta se hace mayor que la otra.

Dunas parabólicas A diferencia de las otras dunas que se han descrito hasta ahora, las dunas parabólicas se fomlan donde la vegetación cubre parcialmente la tierra . La forma de estas dunas recuerda la forma de los barjam:s. excepm en que sus extremos apuntan en dirección contraria al viento en vez de en su misma dirección (Figura 19.14E). Las dunas parabólicas se forman a menudo a lo largo de las costas donde har fuertes vientos que soplan hacia el interior }' abundante arena. Si la cubierta vegetal dispersa de la arena se interrumpe en algún puntO, b defl ación crea una depresión . Entonces la arena es transportada fuerAde la depresión y depositada como un reborde curvo, que se hace más alto a med ida que la deflación aumenta eJ tamaño de la depresión.

Dunas tmllS'1.Je1YflS En regiones donde los vientos predomi nantes son unifonnes, ha)' ~l b un dancia de arena y la vegetación es dispersa o no existe, las dunas fonnan una serie de largas crestas separadas por depresiones y orientadas segú n ángulos rectos con respecto al viento predominante. Debido a esta orientación, se denominan dunas transversas (Figura 19.14B). Nonnalmente, muchas de las dunas cost.eras son de este tipo. Además. las dunas tr.l.nsversas son comunes en muchas regiones áridas donde la extensa superficie de arena ondulada se denomina a \'eces mnr dr nmlfl. En algunas partes de los desiertos del Sahara yel .I\.rábigo, las dunas transversas alcanzan alturas de 200 metros, ocupan una superficie trans\'ersal de 1 a 3 ki lómetros y pueden extenderse a lo largo de distancias de 100 kilómetros o más.

Hay una fomla de duna relativamente común, que es intennedia entre los barja nes aislados y las extensas ondulaciones de las dunas transversas. Esas dunas, denominadas dunas barjanoides, forman hileras fe stoneadas de arena orientadas según ángulos rectos con respecto al viento (Figura 19. 14C). Las hileras recuerdan una serie de barjanes que hayan sido colocados unos aliado de otros.

Los visitantes que exploren las dunas de yeso en el monumento nacional "''hite Sands, Nuevo México, reconocerán esta forma.

Dunns en enrelln Confinadas en gran medida a W n:l S de los desiertos sahariano y arábigo, las dunas en estrella son colinas aisladas de arena que e.'l:hiben una fo rma compleja (Figura 19.1 4F). Su nombre deriva del hecho de que la base de estas dunas se parece a estrellas de puntas múltiples. Nomlalmente lom,ls, de 3 o 4 crestas di\'ergen de un punto alto central. que en algunos casos puede aproximarse a los 90 metros de al tura. Como sugiere su forma, las dunas en estrella se desarrollan cuando las direcciones del viento son \'ariables.

Duuas lo"gitudil1ales La s dunas longitudinales son largas crestas de arena que se fonnan más o menos en pa ralelo al viento predominante y donde el suministro de arena es limitado (Figura 19. 14D). Aparentemente la dirección del viento predominante debe variar algo, pero sigue permaneciendo en el mismo cuadrante de la brújula.

Aunque los tipos más pequeños tienen sólo 3 o 4 metros de altura y varias docenas de metros de longitud, en algunos desiertos grandes las dunas longitudinales pueden a lcan~r grandes tamaños. Por ejemplo, en partes del norte de Africa, Arabia y Austra lia central esas dunas pueden alcanzar una altura de 100 metros }' extenderse a lo largo de distancias de más de 100 kilómetros.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿Dónde se encuentran las dunas de arena más grandes y cuánto miden?

Las dunas más elevadas del mundo se encuentran a lo brgo de la cOSta suroccidental de África , en el desierto de l"amibi ~ . En algunos lugares, estas enormes dunas alcanzan alturas de 300 a 350 metros. Las dunas del Parque Nacional Grea[ 5and Dunes al sur de Colorado son las más elevadas de Non eam¿rica, elevándose más de 210 metros por encima del terreno circundante.

Depósitos de loess (limo) En algunas partes del mundo la topografía superficial está cubierta por depósitos de limo transportado por el \'iento, denominado loess. Durante periodos de quizás miles de años, las tormentas de polvo depositaron este material.

Cuando el loess es atravesado por corrientes de agua o cortado para hacer carreteras, tiende a mantener una estructura vertical y carece de estratos visibles.

La distribución delloess en el mundo indica que hay dos fuemes principa les de este sedi mento: los depósitos desérticos y las llanuras de aluvión glaciares. Los depósitos de loess más gruesos y más extensos de la T ierra se

556

e A p f TUL o

1 9 Desiertos y vientos

encuentran en el oeste y el norte de China. Fueron transportados por el viento aquí desde las extensas cuencas desérticas de Asia central. Acumulaciones de 30 metros son comunes y se han medido grosores de más de 100 metros. Es este sedimento fino de color de ante el que proporciona al río Amarillo (Huang Ho) su nombre.

En estados Unidos, los depósitos de loess son signifio tivos en muchas áreas, entre ellas Dakota del Sur, Nebraska, l owa, Missouri e l1I inois, así como en zonas de la llanura de Columbia en el Pacifi co noroccidental. La corrc!ación entre la distribución del loess y las regiones agrícolas importantes del medio oest e y del estado oriental de \lVashingron no es una mera coincidencia, porque los suelos derivados de este sedimento depositado por el viento se cuentan entre los más férti les del mundo.

A diferencia de los depúsitos de C hina, que se originaron en los desiertos, elloess de Estados Unidos (y de Eu-

ropa) es un producto indirecto de las glaciaciones. Su origen se encuentra en los depósitos de derrubios glaciares estratificados. Durante la retirada de los glaciares de casquete, muchos "alles de los ríos fueron bloq ueados con sedimento depositado por el agua de fusión. Fuen es "ientos que soplaban en dirección oeste barriendo a través de las desnudas llanuras de inundación, levantaron el sedi mento más fino y lo dejaron caer como una manta sobre las laderas orientales de los valles. Est e origen es con firmado por el hecho de que los depósitos de loess son los más potentes y groseros en el lado de sotavento de desbordamientos de drenaje glacia r principal, como los de los ríos M ississippi e l\Iinois y r.ípidamcnte se hacen más fi nos al aumentar la distancia de los valles. Además, los granos angulosos mecinio mente meteorizados que componen el loess son esencia lmente los mismos que los del sucio de roca producidos por la acción de molienda de los glaciares.

Resumen • El col/cepto de sequedad es relativo; se refiere a cualquier situación en la que existe déficit de agua . Las regiones secas abarcan alrededor dcl30 por ciento de la superficie terrestre. Se reconocen normalmente dos tipos cl imáticos: desierto, que es árido, y estepa (una vari ante marginal y más húmeda del desieno), que es semiárido. Los desin10s de /atitlldes bajas coinciden con las zonas de anticiclones subtropicales en las latitudes más bajas. Por otro lado, los desiertos de latitudes medias existen principalmente debido a su posición en ronas continentales interiores donde grandes masas de terreno están bastante alejadas del océano.

• Los mismos procesos geológicos que actúan en las regiones húmedas lo hacen también en los desienos, pero bajo condiciones climáticas restringidas. En las tierras secas la meteuriwcirín de Insroms, de cualquier ,;po, estlÍ 11Iuy reducida debido a la fa lta de humedad ya la escasez de ácidos orgánicos procedentes de las plantas en descomposición. Gran parte del derrubio meteorizado en los desiertos es consecuencia de la meteOl"iznciÓ71mecd,licn. Prácticamente todas las corrientes fluviales del desierto están secas la mayor parte del tiempo y se dice que son eftmeras. Los cursos de corrientes de agua de los desiertos rara vez están bien integrados y carecen de un sistema extenso de afluentes. No obstante, las am"ientes de aguo son responsables de la mayor porte del tmbaj o erosiva en 111/ Jesinlo. Aunque la erosión eólica es más signinotiva en las áreas secas que en cualquier otro lugar, el papel principal del viento en un desierto es el de transpone y depósito de sedimentos.

• Debido a que las regiones áridas nonualmente carecen de corrientes de agua permanentes, se ca racterizan por tener dn'11aje mte'¡-ior: .\1uchos de los paisajes de la región «Basin and Range.. del oeste y el suroeste de Estados Unidos son consecuencia de corrientes de agua que erosionan bloques de montaña levantados y depositan el sedimento en las cuencas interiores.

Los abanicos aluvia/u, las playas y los lagos-playo son rasgos morfológicos a menudo asociados con esos paisajes. En las etapas tardías de la erosión, las áreas de mont"Jña se reducen a unas pocas protuberancias rocosas, denominadas inselbergs, que se proyectan por encima de las cuencas rellenas de sedimento.

• E l transporte del sedimento por el \~ ento difiere del realizado por las corrientes de agua de dos maneras.

En primer lugar, en comparación con el agua, el viento tiene baja densidad; por tanto, no es capaz de levantar ni transportar materia les gruesos. En segundo lugar, debido a que el viento no está confinado a cauces, puede extender el sedimento sobre grandes áreas.

La corga de fondo del viento consiste en granos de arena que saltan y rebotan a lo largo de la superficie en un proceso denominado soltación. Las finas partículas de polvo pueden ser transportadas por el viento a grandes distancias en forma de carga en suspensiólI. • En comparación con las corrientes de agua y los glaciares, el viento es un agente erosivo relativamente insign ifionte. La defloriÓ71, el levantamiento y la removilización de material suelto, a menudo producen

Preg untas de repaso

depresiones superficiales denominadas d~fJ1?siO'1lt1 de d1Wd6n. En zonas de muchos desiertos la superficie es una capa de cantos gruesos, denominada ptrvimat10 dNm ito, demasiado grandes para ser movidos por el

viento. El viento también erosiona por obrositÍ7l, creando a menudo piedras de formas interesantes conocidas como v~ntifo(tor. Los )'anill1lgr son crestas estrechas y dinámicas esculpidas por el viento que pueden medir hasta 90 metros de altura y 100 kilómetros de longitud .

• Los depósitos eólicos son de dos lipos distintos : ( 1) montículos y trutos de arma, denominados dunas, que se forma n a partir del sedimento que es trans-

557

ponado como parte de la carga de fondo del viento, y (2) extensos montos dt limo, denominados IMss, que una vez fue ron transportados m mspmsión por el viento. El perfil de una duna muestra una forma asimétrica con la pendiente de soraVento (protegida) empinada y la de barlovento con una inclinación más suave. Los tipos dt dunas de armo son: (1) bmjnnu¡ (2) dunas tranS7.1trSi1J¡ (3) dunas btnjmlOides; (4) dzmos 10ngitudillOles; (S) dllnas parabólicas, y (6) dlmas en tstn! IIf1 . Los depósitos más gruesos y más extensos de loess se encuentran en el oeste y el norte de China.

A dife rencia de los depósitos chinos, que se originaron en los desiertos, elloess de Estados Unidos y de Eu ropa es un producto indirecto de las glaciaciones.

Preguntas de repaso 1. ¿Qué extensión ocupan los desiertos y las regiones de estepa de la Tierra?

2. ¿Cuál es la causa principal de Jos desiertos subtropicales? ¿De los desiertos de latitudes medias?

3. ¿En qu ~ hemisferio (norte o sur) son más comunes los desiertos de latitudes medias?

4. ¿Por qué la cantidad de pre<:ipitación, q ue se uti liza para deten ninar si un lugar tiene un clima seco o un clima húmedo, es una cifra variable? (viase Recuadro 19. 1) 5.

Los desitl10S son pnisaj'f calientes C1Ibimos de areno y ( 0 rmlts dt vidn coI/formados en su mayor partt pOI' iIl futrUl (11'/ vimto. La afinnadón pre<:edente resume la imagen de regiones áridas que tienen muchas personas, en especial las que viven en lugares más húmedos. ¿Es una visión precisa?

6. ¿Por qué está reducida la meteorización de las rocas en el desierto?

11 . Describa los rasgos y las características asociados con cada una de las etapas de la evolución de un desieno montañoso. ¿En qué lugares de Estados Unidos pueden observarse estas etapas?

12. Describa cómo el viento transporta la arena. Cuan do soplan ,'ientos muy fuertes, ¿hasta qué altura por encima de la superficie puede transportarse la arena?

13. ¿Por qué la erosión eólica es relativamente más importante en las regiones áridas que en las áreas húmedas?

14. ¿De qué maneras contribuyen las actividades humanas a la descrtificadún (viast Recuadro 19.4)?

15. ¿Qué factor limita las profundidades de las depresiones de deflación?

16. ¿Cómo migran las dunas de acena?

17. Enumere (tes factores que influyan en la fonna y el tamaño de una duna.

7. Cuando una corriente pennanente, como la del río Nilo, atraviesa un desierto, ¿aumentil o disminuye su caudal? ¿Cómo se compara esto con un río de una región húmeda?

18. Se r~conocen seis tipos principales de dunas. Indique qué tipo de duna está asociado con C<lda una de las siguientes afimlaciones.

8. ¿Cuál es el agente erosivo más importante en los desierros?

a) Dunas cuyos extremos apuntan en la dirección del viento.

9. ¿Por qué el nivel del mar (nivel de base absoluto) no es un factor que influya de manera significativa en la erosión de las regiones desérticas?

b) Largas crestas de arena orientadas en :íngulos rectos según la dirección del ,·iento.

10. ¿Por qué el mar Aral se está encogiendo (viase Recuadro 19.2)?

c) Dunas que a menudo se fonnan a lo largo de las costas, donde fuertes vientos crean una depresión de deflación.

558

e A p f TUL o

1 9 Desiertos y vientos

d) Dunas solitarias cuyos extremos apuntan a favor del viento. e) Largas crestas arenosas que están orientadas más o menos en paralelo al viento predominante.

f) Una duna aislada que consiste en lomos de tres o t.:u atro crestas que divcrgen de un pumo e l e~ vado cemr-dl.

g) Filas festoneadas de arena orientadas en ángulos rectos según la dirección del viento.

19. Aunque las dunas de arena son los depósitos eólicos mejor conocidos, las acumu laciones de loess son m uy significdtivas en algunas partes del mundo. ¿Qué es el loess? ¿D ónde se encuentran estOS de ~ pósitos? ¿Cuáles son los orígenes de este sedimento?

Términos fundamentales abanico aluvial abrasión bajada barján cara de deslizamiento carga de fondo carga suspendida corriente efímera

deflación depresión de d eflación desieno desierto de sombra pluviométrica drenaje interior duna duna barjanoide

duna en estrella duna longitudinal duna parabólica duna transversa estepa estrato cruzado inselberg

lago-playa

loess pavimento desértico pbya saltación vemifacto yardang

Recursos de la web La página 'V"eb Enr1h utiliza los recursos: y la flexibilidad de Internet para ayudarle en su estudio de los temas de este capírulo. Escrito y desar rollado por profesores de Geología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visi te http://www.librosite.netlt a rbuc k y haga clic sobre hI cuhie rtA de Cin/Cia$ de la TItrm, octnva ttliciólI. Encontraroí.:

• Cuestionarios de repaso en línea.

• Reflexión critica y ejercicios escritoS basados en la web.

• Enlaces a recursos web específicos para el ca pítulo.

• Búsquedas de términos clave en toda la red http://www.librosite.netltarbuck

CAP í TULO 20

Líneas de costa La línea litoral: una interfase dinámica La zona costera

Olas Características de las olas .M ovimiento orbi tal circular O las en la zona de rompiente

Erosión causada por las olas Movimiento de la arena de la playa .i\1ovimi ento perpendicular a h\ línea de costa Refracción de las olas Deriva y corrientes litorales

Caractensticas de la línea de costa Formas de erosión

Formas deposicionales E l litoral en desarrollo

Estabilización de la costa Estabilización firme Al ternativas a la estabilización firme Problemas de erosión a lo largo de las costas estadounidenses

Clasificación de las costas Costas de emersión Costas de inmersión

Mareas Causas de las mareas Ciclo mensual de las mareas Modelos mareaJes Corrientes marea Jes .M areas y rotación de la Tierra

559

560

c A P iT UL O 2 0 Líneas de costa

as incansablE's aguas del océano están constantemente en movimiento. l os vientos generan co rrientes superficiales, la gravedad de la l una y del Sol produce mareas y las diferencias de densidad crean circolación en e l oceano profundo. Además, las olas transportan la energía de las tormentas a costas distantes, donde su efecto erosiona el terreno.

Las líneas de litorales son ambientes dinámicos. Su topografía, su composición geológica y su clima varían enormemente de un lugar a otro. los procesos continentales y oceánicos convergen a lo largo de las costas y c!'ean paisajes que con frecuencia experimentan cambios rápidos. Cuando se trata del depósito de sedimentos, constituyen zonas de transició n entre los ambientes marino y contine ntal.

L

La línea litoral: una interfase dinámica En ningún otro lugar es más perceptible la naturaleza in(:ansable del a!:,'U:1 oce;Ín iCJ que a lo largo dellitou l: la superficie de contacto diná mico entre el aire, la tierra )' el mar. Una illlerfilst' es un límite común en el que d ife rentes partes de un sistema interacní:m. Ésta es sin duda una designación adecuada para la zona cOStCr:l . En este lugar podemos observar 1:1 elevació n y el descenso rítmicos de las marcas, así como la constantc ondulación)" ru ptur:l de b s olas. A veces. las olas son bajas y sua,·es. En otras ocasiones so brepasan la costa con una furia pavo rosa.

Aunque puede no n :sultar obvio, la línea lito ral está siendo modificada constantemente por las olas. Por ejem plo, a lo largo de C lpe C od, Massachussct5, la actividad de las olas está erosionando los ac.mtilados de sedimento ghlciar poco consolidado con tanta agresivida d q ue aquellos están retrocediendo tierra adentro a un ritmo de hasta I metro al año (Figura 20.1A). Por el co ntrario, en Point Re}'es, Califo rnia, los al..mtilaclos de lecho de roca mucho más resistente son menos sensibles al ataque d e las o las y. po r consiguie nte, est-.ín retr ocediendo mucho más despa cio (Figura 20.18 ). En los dos lito rales, la acti\'idad de las obs est;Í mo\~e n do sedimento a lo largo de la costa )' constru)'endo estrechas barras de are na que sobresalen }' atraviesan algunas bahías.

La namraleza de las líneas litorJles actuales no es el mero resultado del ataque int..mS;lble al terreno po r pa rte dclm:1r. Oc hecho, la costa tiene un carácte r complejo que es la consecuencia de procesos geológicos mú ltiples.

Por ejemplo, pT'k ticamcnte tod:-.s las áreas de costa estuvieron afect:-.das por la elevación globa l del n¡,'el dclll1ar que acom pañó la fusion de los gb ciarcs al fin ;)1del Pleistoceno. C uando el mar se introdujo tierra ad entro. la línea lito ral retrocedió. superponiéndose a paisajes existentes que se habían producido como co nsecue nci;l de procesos tan diversos como la erosión por corrientes de

agua, la gl aciación, la actividad m lcínica }' las fu enas de formació n de las montañas.

La z.ona costera actual está experimentando una intensa actividad humana. Por desgracia, las pe rsonas a menudo tratamos la linea litoT'.!1 como si fuera una platllform;l esta ble sobre la cua l la!> estrucmra~ pueden edifi carse con tOda seb'Uridad. Esta actitud Ib';l inevitablemente a confl ictos cm re las personas )' la naturaleza. Como ,'eremos, muchas fo rmas costeras, en especial las playas y las islas barrera, son características rehlt.iva mem e frágiles y de ,"ida efí rnem que constituyen luga res i na prop b do~ pa ra la urbaniz:1ción.

La zona costera En el lenguaje general se ut ili71 una se rie de terminas para referirse al límite entre la tierra y el mar. En [a sección ante rio r, se han utilizado los términos litO/'n l, Ihlfaliloml, uma rostn'a y cona. Además, al pensar en b interfase tierra-mar, a muchos les viene a 101 (:<l be7..;l la p;l labra playn. Dediq uemos un mo mento :l :1dar.! r c:.tOS té nn inos e introduci r otra ten ninología mi li7_:1da por quienes estudian [:1 z.ona limítrofe entre la ti('rra y el ma r. Le resultar.í útil observar la FigllT;l 20. 2, e n b que se representa un perfil idealiz.:ldo de la zona costera..

La línea de costa es la Iíne:1 que marca e l com~lctO entre la tierra yel ma r. Cada día, confon ne las ma reas suben y b'l jan, la posición de la línea de costa migf;l. Durante períodos nds prolongados, la posición medi;l de la línea de costa cambia de manera gradual.

El litoral es la zona que se extiende entre el ni"el de marea más bajo }' la mayor elevación de la tie rra afectAda por las olas de temporal. Po r el c-ontrario, la cost a se e;\:tiende tierra adentro desde el litoT'J I hast;) donde haya estructuras relacionadas con el océano. La línea de costa Illarca cl límite en el lado del mar dcl litoral, mientras que e l límite int erior no es siempre evideme ni f..í(:il de determillar.

Como se ilustra en ti Figura 20.2, cl litoral se di,-ide en plnYfl bllj a y plnyn nltn. La playa baja es la zona que queda expuesta cuando no hay marea (marea baja) )' sumergida cuando hay marea (marca aira). La playa a lta se sitúa en el ladoconti ncntal de 1:!l ínea litoT',!1de marea alta.

Suele est:1r seca y I3s olas la :l fectan sólo durante los tempo rales. Con frecuenci:l se identifi can o tras dos zonas. La zona de ri bera cercana }'3CC en tre b líne:! lito ral de marea baja }' la linea en la que las olas rompen en marca baja.

En el lado del m:! r de la zona de ribera cerca n;l se encuentra la :tOna pre nibera.

Para muchos, una playa es la 7.ona de aren;l donde las personas se tumb;ln para tom:lr el sol }' andan a lo brgo de 101 o rill:l del agua. Desde el punto de ,'ista técnico, una A

La

ZOI1<1

<ostera

561

.. Figura 20.1 A.. En esta imagen por satélite apa re<:e el perfil fa m iliar de Cape Codo ~ton se sitúa en la parte w perior izquierda. Las dos g ra nde Islas fren te a la costa meridional de Cape Cod son Martha's Vineya rd (izq uierda) y Nantucket (dere<:ha). Aunque el trabajo de las olas modifica consta ntemen te este paisaje htoral, los p rocesos de la linea de costa no wn los principales responsables de w creac ión. Antes bien, el ta ma ño y la forma actuales de Cape Cod wn el resultado del posicionamiento de morrenas y o tros ma teriales g lacillles deposillldos d ura nte el Pleistoceno. (Imllgerl por slItélite cortesia de Earth SlItellite Corporll tion/ Science Piloto libra ry/Photo Researchen, Inc.) B. Im agen de g ra n al titud de la zona de Point Reyes al norte de Sa n Fra ncisco, Cali lo rnia. Los acantilados o rientados al sor de S,5 kilómetros de longitud e n Poinl Reyes (en la pa rte inferior de la imagen) estAn e xpuestos a toda la fuerza de las oI<1s del océa no Pacífico. No obstante, este promontorio retrocede lentamente porque el lec:ho de rocas del que se form ó es muy resisten te. (Imagen cortesía de USDA·ASCS.)

Une.

Orilla de marea baja

0nI1.

de orilla de marea alta

"'"""

de costa

•

•

I

U"'"

\

•

•

••

Frente de playa

- - - P rerribera

,

,'.

Playa baja - -. '. -

,J..,

Ribel"a cetcana .l..

Litoral

,

Playa aHa

•, ,

... - - - Costa - -

.. Figura 20.2 La zona lito ral está formada por varia s partes. la playa es una acum ulación de sedimento e n el borde contine ntal del océano o de un lago. Puede considerarse un material de tra m ito a lo largo de la costa.

562

C APiT UL O 20 üneas de cona

playa es una acumulación de sedimento que se encuentra a lo largo del margen conti nental del océano o un lago. En las costas rectas, las piaras pueden extenderse a lo largo de decenas o centenares de ki lómetros. Cuando las costas son irregulares, la fonnación de la playa puede quedar confi nada a las aguas relativamente tranquilas de las bahías.

Las playas consisten en una o más bennas, que son plarafonnas relativamente planas que suelen est".lr compuestas por arena y son adyacentes a las dunas costeras o los acantilados y están marcad:Is por un cambio de pendiente en el límite del lado del ma r. O tra parte de la playa es el frente de playa, que es la superficie inclinada húmeda que se extiende desde la benna hasta la línea litoral.

Cuando las playas tienen arena, quiem:s toman el sol suelen preferir la benna, mientras que qu ienes andan prefieren la arena húmeda compacta del fondo de playa.

Las playas están compuestas por cualquier material abundante en la zona . El sedimento de algunas playas se deriva de la erosión de los acanti lados adyacentes o las momañas costeras p ró~ i m a s. Otras playas se fonna n a partir de sedimentos que los ríos depositan en la costa.

Aunque la composición minera l de muchas playas eStá dominada por granos rcsistentes de cuarzo, pueden dominar otros minera les. Por cjemplo, cn zonas como el sur de Florida, donde no hay montañas ni otraS fuentt!S próximas de minerales quc fo mlen rocas, la mayoría de playas está compuesta por fr-.I gmentos de caparazones y restos de org.mismos que habitan en las aguas litornles. Algunas playas de islas voldnicas en el mar abierto están compuestas por granos meteorizados de la\'a basáltica que conforman las islas o por derrubios gruesos erosionados de los arrecifes de coralljue se dc..'sarrollan lllrededor de las islas en latitudes bajas.

Con independencia de la composición, el material que conforma la playa no permanece en un lugar. Por el contrnrio, las olas rompientes lo mueven constantemente. Por consiguiente, puede considerarse que las playas son material en tránsito a lo largo dclliloral.

Olas líneas de costa ... Olas y playas Las o/as oulÍlIicns son energía que se desplaza a lo largo de la intcrfase entre el océano y la annósfera, y a menudo transfieren energía de un tcmpora l en alta mar a distancias de varios miles de kilómetros. Por ese motivo, induso en los días de calma el océano todavía tien e olas que se desplaz¡¡n por ~ u superficie. Al observar las o las, recordemos siempre que estamos viendo el movim iento de la

t1Itrg;a a través de un medio (agua). Si fabricamos olas tir.tndo una piedra a un estanque, tirándonos a una piscina o soplando en la superficie de una taza de café, elltamos transmitiendo 1!1/n-g;a al agua, y las olas que vemos no son sino la e\~dencia \'isible de la energía que estamos transmitiendo.

Las olas generadas por el \·iento proporcionan la mayor parte de la energía que conforma y modifica las líneas litorales. Allí donde se encuentran el mar y la tierra, las olas, que quizá hayan via jado durante centenares o mi les de kilómetros sin impedimento, encuentra n súbitamente una barrera que no les permiti rá avanzar más y deben absorber su energía . Dicho de otra manera, el litoral es el lugar donde una fuerta prácticamente irresistible se enfrenta con un objeto casi inamovible. El conflicto que se produce es intenninable y a veces espectacu lar.

Características de las olas La energía y elmo,'imiento de la mayoría de las olas derh'an del viento. Cuando una brisa es inferior a 3 kilómetros por hora, sólo aparccen pequeñas ondulaciones.

Cuando el "iento sopla a velocidades superiores, se van forma ndo de manera gradual olas más estables, que avanz:1n con el viento.

En la Figura 20.3 , en la que apa rece una fonna ondulada simple que no rompe, se ilustran las características de las olas oceánicas. La parte superior de las olas son las o·estas, que están separadas por v"l/es. A medio camino ('ntre las crestas y los valles se encuentra d l/h'I'1de I1gul1s rranquilas, (l ue es el nivel que ocuparía el agua si no hubiera olas. La dista ncia vcrtical entre d valle )' la cresta es la altura de ola y la dista ncia horizontal entre crestas sucesivas es la longitud de onda. El tiempo que tarda una ola entera (una longitud de onda) en pasar una posición fija se denomina periodo de ola.

La altura, la 10ngiruJ }' el período que una onda acaba por alcanzar dependen de tres factores: ( 1) la velocidad del viento; (2) el tiempo durante el cual el viento ha soplado, y (3) el fetch, o distancia que el viento ha recorrido a través de mar abierto. A medida que alimenta la cantidad de energía transferida desde el viento al agua, aumenta también la alrura y la pendienle de las olas. Por fin , se alcanza un punto crítico, en el cual las olas se hacen tan altas que se vuelcan, formando lo que se conoce como palom;/ll1s.

Para una velocidad de viento concreta, hay un fe tch y una duración del viento máx.imos más allá de los cuales las olas ya no aumentarían de tamaño. Cuando se alcanzan el fet ch y la duración máximos para una velocidad de viento determinada, se dice que las olas están «complelamente desarrolladas». La ra7.ón de que las olas no puedan crecer más es que picrden tanta energía medi:m te la

Olas

563

Movimiento de la ola C resta

Cresta Valle

......

Longduddeonda - j

•

, di: la ola

" -

--' to despreciable del Movimieo

Valle

MovimiE!f1to - - de partícula de agua

agua--.. _., -. --.. -.. -.. --. -..

! ... _.- - . -~-- .. --- _ ... -

por debajo de '12 de la longitud de la onda

.... Figura 20.) Diagrama idealizado de una ola oceánica no rompiente que m uestra las partes básicas de una ola, así como el movimiento

de las partícul as de agua en la profundidad. Debajo de u n a profundidad igual a la mitad de la longitud de onda (el nivel de la línea punt eada) se produce un movimiento despreciable del ag ua.

fonnación de palomillas como la que están recibiendo del viento.

Cuando el viento cesa o cambia de dirección, o si las olas dejan el área tonnentosa donde se crearon , continúan sin relación con los vientos locales. Las olas experimeman también un cambio gradual a marejadas que son más bajas y largas, y pueden transportar la ene rgía de la tonnenta a costas lejanas. Dado que existen muchos sistemas de olas independientes al mismo tiempo, la superfici e del mar adquiere un modelo complejo e irregular. Por consiguiente, las olas del mar que vemos desde la costa son a menudo una mezcla de marejadas de torment as distantes y olas creadas por los vientos locales.

Movimiento orbital circular Las olas pueden recorrer grandes distancias a través de las cuencas oceánicas. En un esrudio, se siguió el movimien ~ lO de las olas generadas cerca de la Antártida durante su desplazamiento a través de la cuenca del océano Pacífico.

Tras más de 10.000 kilómetros, las olas acabaron disipando su energía una semana después en la línea de costa de las islas Alcutianas de Alaska. El agua en sí mism a no re~ corre toda la distancia , peco sí lo hace la fonna de onda.

A media que la ola se desplaza, el agua transñere la ener~ gía moviéndose en círculo. Este movimiento se d e nomi ~ na movimiento orbital ci'·mlm: La observación de un objeto que fl ote sobre las olas revela que no sólo se mueve arriba y abajo, sino que tam bién tiene un ligero movimiento adelante y atrás con cada ola sucesiva. En la Figura 20.4 se muestra que un objeto flotante se mueve hacia delante}' hada atrás a medida que

se aproxima la cresta, arriba y adelante cuando la cresta pasa, abajo y adelante después de la cresta, abajo y atrás cuando se aproxima el valle, y de nuevo arriba y atrás cuando avanza la próxima cresta . Cuando se traza el movimiento del barco de juguete que aparece en la Figura 20.4 al pasar la cresta, puede observa rse que el barco se mueve en círculo y regresa esencialmente al mismo lugar. El movimiento orbital circular permite que la fonna ondulada (la fo nna de la ola) avance a travis del agua mientras que cada partícula de agua que transmite la ola se m ueve en círculo. El viento que se mueve a través de un campo de trigo provoca un fenómeno similar: el trigo en sí no se desplaza a través del campo, pero sí lo hacen las ondas.

La energía aportada por el viento al agua es transmitida no sólo a lo largo de la superficie del mar, sino también hacia abajo. Sin embargo, debajo de la superficie, el movimiento circular disminuye rápidamente hasta que, a una profu ndidad igual a aproximadamente la mitad de la longirud de ola medida desde el nivel de aguas tranquilas, el movimiento de las partículas de agua resulta despreciable. Esta profundidad es conocida como base del oleaje. La espectacular disminución de la energía de la ola con la profundidad se muestra en la Figura 20.3 mediante los di.í.metros rápidamente decrecientes de las ór bitas de la partícula de agua.

Olas en la zona de rompiente Cuando una ola está en zona de aguas profundas no se ve afectada por la profundid ad del agua (Figura 20.5, izquierda). Si n em bargo, cuando se aproxima al litoral, el agua se hace más somera e influye en el comportamiento

564

CAPí TUL O 20 Unea5 decosta

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿Qué son las o/as marea/es?

..•

Las olas mareales, más conocidas como trI/1/I1",i (tSI/ = puerto; IIm"i = ola), no tienen nada <¡ ue ve r con las ma reas. Son olas de gran longirud de onda, que se mueven r.í pido, suelen ser grandes y a veces destructivas: se originan a partir de cambios súbitos en la topografía del fondo oceánico. Son pro\'~das por un desptazamiemo de fa tla submarina, avalanchas submarinas o erupciones volc:ínicas submarinas.

Puesto que los mecaniltmos que provocan tsun:¡mis suden ser acontecimientos sísmicos, los r:s unamis se denom inan acertadameme o/us 1J1(1111ll/s siJ"m;cIIJ". En el C apítulo 11 , «Los terremotos», se trata n con mayo r profu ndidacl las caracteristiCllS de los tsun3mis y sus efectos destruronlS.

la longitud de la ola disminuyen, esta últi ma aumenta su altura . Por último, alcanza un punto crucial cuando la ola es demasiado empinada para mantenerse y el frente de la ola se desploma o mmpr (Figura 20.5, d('1·uhn), haciendo que el agua 3va nce cn("ima de la costa.

El agua turbulenta creada por las olas rompientes se denomi na arrastre. En el margen tierra adent ro de la zona de rompiente, la lámina turbulenta del agu,l creada por las rompientes que asciende por I:l pendieme de la playa se denomina bnridll. Cuando la energi3 de la batida se ha disipado, el :lgua vuelve desde la piar a hacia la zona de rompiente, en lo que se conoce como ,·esncn.

Erosión causada por las olas líneas de costa .. Erosió n causada p o r las o las .. f igura 20.4 l os mo",imiento5 d e un barco de juguete demuestran que la forma de la ola avanza, pero que el agua no avanza de manera perceptible desde su posición origi na l. En esta secuencia, la ola se mueve de izq uierda a derecha cuando el barco (y el agua en la cual est;i flota nd o) gi rd en un circulo imagi na rio.

de la ol a. La ola empieza a «sentir el fondo» a una profu ndidad de l agua igual al de la base del oleaje. Esas profu nd idades interfieren en el movimiento del agua en la base de la ola y ralentizan su avance (Figura 20.5, cenh -o).

A medida que la ola avanza hacia el litora l, las olas ligeramente más rápidas se lanzan hacia delante, reduciendo la longitud de la ola. A med ida que la veloc·idad y

Cuando el tiempo es tranquilo la acción de las olas es mí· nima. Sin embargo, igua l que las corrientes de agua realizan la mayor parte de su trabajo durante las inundaciones, las olas llevan a cabo la mayor parte del suyo durante las torment3s (vi llse Recuadro 20. 1). El im pacto de las ele\'adas olas de tormenta contra la (:osta puede ser pavoroso por su violencia. Cada ola rompiente puede lanzar mi les de toneladas de agua contra la tierra , haciendo a veces, literalmente, que el terreno tiemble. Por ejemplo, las presiones ejercidas por las olas atlánticas en im·ierno alcanzan una media de casi 10.000 kilogramos por metro cuad rado. Du rante las tormentas, la fuerza es induso mayor. Durante una de esas tormentas, una porción de acero y cemento de 1.350 toneladas de un rompeolas fue

Movimiento de la arena de la playa

Olas de mar abierto - - - con longitud - - de onda constante

La profundidad es > '12 de la longitud de.-onda

t

-

Las olas que se aproximan a la costa tocan el fondo -

~a longitud de onda se acorta)

t

--

Arrastre (olas rompedoras)

La velocidad disminuye aHura de la Ola aumenta)

~a

-

565

1

- 1

• Flgur.ll 20.S Cambio~ que se producen cuando una ola ~e mueve sobre el litoral. la~ olas tocan el fondo cuando topan con profund idades de agua inferiores a la mitad de la longitud de onda. la \/elocidad de la ola disminuye y las olas se amontonan contra el litoral. haciendo q ue la longi tud de ond a disminuya, lo cua l resulta en un aumento de la altura de la ola hasta el punto en el que las olas caen adelante y rompen en la zona de arra stre,

desgarrada del resto dc la estructura y dcspln ada a una posición inúti l hacia la costa en \Vick Bay, Escocia. Cinco años después 13 unidad de 2.600 toneladas que sustiruyó a la primera siguió un destino similar.

Hay muchas historias de este tipo que demuestnm la gran fuerza de las olas rompientes. No sorprende que se abran r-.ipidamentc grietas y hendiduras en los acantilados, los diques, los rompeolas y cua lquier Otra cosa que esté sometida a esos enormes impaclOs. El agua es fon:ada al interior de cU:1 lquier abertura, lo que hace que el aire de l:1s grietas se comprima mucho por el empu je de las olas. Cuando la ola baja, el aire se expande rápidamente, desalojando fragmentos de roca, aumentando de tamaño y extend iendo las frncruras.

Además de la erosión causada por el impacto y la presión de la 013, la abrasión (la acción de sierra y molienda del agua armada con fra gmentos de roca) es también importante. De hecho, la abrasión es probablemt:nte más intensa en la zona de rompiente que en cualquier otro entorno. Las piedras lisas y redondas, y los cantos rodados a lo largo de las costas son recordatorios o bvios de la incesante acción de molienda de roca contra roca en la zona de rompiente. Además, las ol a ~ utilizan esos fr.Igmentas como «herramientas» cuando cortan ho rizontalmente el terreno.

A lo largo de las líneas litorales compuestas por material no consolidado más que por roca dura . la velocidad de erosión por las olas rompientes puede ser extraordinaria. En zonas de Gran Bret:ula, domle las olas tienen la

fácil tarea de erosionar depósitos glaciares de arena, grava y arcilla, la costa ha retrocedido de 3 a 5 ki lómetros desde la época de los romanos (hace 2.000 años), barriendo muchos pueblos y luga res antiguos de gran notoriedad.

Movimiento de la arena de la playa A \'eces las playas se denominan « n os de arena». El motivo es que I:t energía de las olas rom pientes suele hacer que grandes cantidades de arena se muevan a lo largo del fondo de playa y en la zona de arrastre casi en paralelo a la Ifnea de costa. La energía de las olas también hace que 1.1 arena se mueva perpendicularmente a la línea litoral (acercándose y alejándose de ella).

Movimiento perpendicular a la línea de costa Si alguien permanece de pie en la playa con el agua por los tobillos, observará que la batida y la resaca mueven arena hacia la línea de costa y lejos de ésta. El que se produzca pérdida neta o ad ición de arena depende dd ni\"t:1 de actividad de las olas. C uando la actividad de las olas es rela tivamente suave (olas menos activas), gran pa rte de la ba tida penetra en la pi ara, lo cual reduce la resaca. Por consiguiente, la ha tida dom ina }' provoca un movi miento neto de aren.l en el fondo de piara hacia la herma.

S66

C A P íT U LO 2 0 líneilsdec:osta

los huracanes: el máximo peligro en la costa Los ciclones tro picales en esp¡'ral que en ocasiones tienen velocidades eólias SU~ periores a los 300 kiló metros por ho ra se conocen en Estados Unidos como blf/'ll(lIIlrs: las mayores tonlle ntas de la Tierra (Figura l OA ). En el Pacifico occidentlll ~n denomina([os tifolll'S. y en el océano Indico se lIalllan simplemente r,rloJ/ts. No impona qué no mbre sc utilice, estas tormentlls se coelllan entre los desastres naru rales más destructivos. Cuando un hul'il.c:ín 1I1::g.1 a tierr.l, es capaz de aniquilar l a~ zonas coster3s }' causar la muerte a decenas de miles de personas.

La grJn ma yoria dc mue rtes y daños relacionados con los huraca nes son pro"OC'Jdos por tonnenras rcla tiva me nte infrec uentes aunq ue potentes. Una tor\llentll q ue azotó la confiada población de Galveston, Tex:.as, en 1900, no sólo fue el hurncin más \llortal que nunca se ha ya producido en Estados Unidos, sino q ue es el d esastre narural dr mn/qui n' tipo más Illol'tífero que ha afectado a Est:ldos Unidos en el siglo x.x. ~Hs de 8.(X}(J perso nas murieron. La tragedia de Galveston sucedió mucho anr ...'!; del desarrollo del radar m et<..'OTológiro, los s.1télites)' los avio-

... Figura 20.A Imagen de ~tél ite del huracán Andrew aproximándose a la costa de l ouisia na el 25 de agosto de 1992. El horac:.i n And rew arrasó el !.Ur de Florida y luego, tras cruzar el golfo de México, azotó Louisiana. A lo I<lrgo de su recorrido, la tormenta dio origen a ole<ldas de temporal de 5,5 metros y a vien tos sostenidos m.iximos de 266 kilómetfos por hora . El And rew p rovocó daños por e l valor de 25.000 millones de dólares y se cobró m.is de 60 "idas. (Imagen de la NASA)

nes de reconocimiento. Es muy poro probable q ue \'Ueh~ a producirse una pi!rdida tan grande de ,·idas. Sin embargo, las costas est;ldou nidcnses son \'lJlne ra bles.

La población se esta mudando en nmsa a zonas cen;:anas al océano. Se pre"é l/ue la proporción de población estadounidense que resida dentro de los 75 kilómetros de costa en 1010 supera rá el 50 por cicnto.

La l'Om:entradó n de eantidades tan grandes de ha bitantes CCf('J de la línea de cost;I significJ que los huraca nes ponen a millones de per!oOn:1S en pdi!,>To. Ade más. los posibles costes de los da ños a la propiedad son increíbles.

La cantidad de daños l':lUS;ldos por un hU r3ci n depende de "arios f.lctores, oomo el tamaño y la densi d~ d de población de la zona afectada }' la fomla del fondo oceánico cerca de la costa. Por supuesto, el factor más significativo es la fuerza de la propia tonlle nt:l. ,\'lcdiante el t'Suldio de tormentas en el pasado. Se: ha est:l blecido una est'3la para d:.asificar las intensidades rdativas de los hu rJcanes. Como se indica en la Tabla ZO. A, una to mle nt'J de ratrgori" 5 es la peor posible, mientras que un hurac:ín de ('lIIl'gorÍlI 1 es el menos gral·e.

Durallle la estación de los hu r.Jcanes es ha bitual oír a los científicos. así como a los reporteros, utiliza r las cifras de la n('flln dI' IJ/lrtlt'IIlIrs Sliffil'---SimpsolI. El famoso huracin de Galvcston que acaba mos de mencionar, con vientos q ue su pel"J b~n los 109 kil6metros por hom y una presión de 93 J milibares, se situarla en la categoria~. Las tormentas incluidas en [a ca [~­ goria 5 son raras. El hUr:lcin C.1millc, una tormenl:1 que se produjo en 1969 y provocó daños catastróficos a lo largo de la costa del Mississippi , es un ejemplo bien conocido (Vi.1St Figura 10.8).

Los daiios prowx'ados por los hur.Jcanes pueden di\idirn! en tres categoñas: (1) oleada de tempo u l, (Z) da ños cólicos e (3) inundación de agua dulce tierra adentro .

Oleaje de temporal Si n d uda, los daños más clt:vastado res de la zona costcr.! son provocados por el oleaje de tcmpor31(Figura 10. B). No sólo represcnta \l na gr.m parte de bs perdidas

Movimiento de la arena de la playa

567

T.bl. %O.A Escala de huracanes Safflr·Slmpson Número de esca la (categoría)

Presi ó n central (milibares)

Velocidad del viento (KPH)

Oleada de temporal (metros)

1 2 3 4 5

. 980 965-979 945-964 920-944 <920

119-153 154-177 178-209 210-250 >250

1,2-1 ,5 1,6-2,4 2,5-3,6 3,l-5,4 >5,4

de propiedad en la costa, sino que también es responsa ble del 90 por ciento del total de muertes causada s po r los huracanes, Un oleaje de temporal es una bóveda de de 65 a 80 kilómetros de ancho que barre la costa cerca del punto donde

'gu'

el ce ntro (ojo) del huracá n recal a. El principal proceso respo nsabl e de la creación del oleaje de temporal es la «acumu lación» de agua oceáni ca por parte de las brisas marinas. Los vientos del huracán empujan el agua hacia la costa, lo cual

Daños Mínimos Moderados Extensos Extremos Catastróficos

provoca la elevación del nivel de l mar y, a la vez, produce una actividad violenta de las olas.

Daños eólicos La destrucción provocada por el viento es quizá el tipo más evi dente de daños causados por los huracanes. Para algunas estructuras, la fuerza del viento basta para provoca r la ruina total. Las ca rava nas son particularmente vuln erabl es. Además, los fuertes vientos pueden crear un a peligrosa cortina de derrubios voladores. En las regiones con buenos cód igos de construcción, los daños eólicos no suelen ser tan catastróficos como los daños causados por el oleaje de temporal. Sin embargo, los vientos huraca nados afectan a una zona mucho mayor que el oleaje de tempo ral y pueden provoca r pérdi das económicas enomlCS. Por ejemplo, en agosto de 1992, cuando el huracán Andrew azotó el sur de Florida y la costa de Loui sia na, los daños (en especial eólicos) superaron los 25 .000 millones de dólares. Fue el desastre narural más costoso de la historia de Estados U nidos.

A veces los huracanes produ cen tornados qu e contribuyen al poder destructivo de la tormenta. Alrededor de la mi tad de los huracanes que recalan en Estados Un idos prod ucen al menos un tornado. En 1967, el huracán Beu lah prod uj o 141 torn ados, ¡el segund o mayor brote jamás registrado!

Inundación tierra adentro ... Figura 20.8 En 1969 el huracán Camille azotó la costa del Mississippi. Se trató de una infrecuente tormenta de categoría 5. Estas fotografías clásicas documentan la fuerza devastadora de un oleaje de temporal de 7,5 metros del temporal en Pass Christian . A. Los apartamentos Richelieu antes del huracán. Este edificio de tres plantas de aspecto sólido se encontraba justo al otro lado de la carretera de fa playa. B. Los mismos apartamentos después del huracán . (Propiedad de Chauncey T. Hinman.)

Las lluvi as torrenciales que acompañan a la mayoría de huracanes representan una te rcera amenaza significativa: la inundación. Si bien los efectos del oleaje de temporal y los fuertes vientos se concentran en las zonas li torales, las fuertes lluvias pueden afectar a lugares situados a centenares

568

C A P i TU LO 2 0 L!neasdecosla

de kilómetroS del li!Oral durante varios días después de que la ronncota haya pe...dido sus vienros hUI"3Clnados.

En septiembre de 1999 el huracán Flord trajo ll uvias TOrrencia[es, fuertes vientos y mar gruesa a una gran parte de la costa atl ~ ntiCl ..\Hs de 1.5 millones de personas fueron e\·acuadas de sus ClSllS de Florida en direcci6n al norte hacia las dos Ca roli n a~ y m ~s allá. Fue la mayor e\'3cuación en tiempos de paz. de la historia de Estados Unidos. Las lluvias to rrenciales que l'3ye ron en el suelo ya saturndo crearon una inundación tierra adentro de\lIstador:l. En IOtal, el Flo)'d descargó

m<ÍS de -l8 centímetrOS de lluvia en Wilmington. Carolina del None, 33,98 cm en un solo intervalo de N hOl1ls.

En reSUlIu::n, [os enonnes daños }' muertes de [a zona Iitora[ pueden ser consecuencÍ3 del oleaje de tempol1ll. los fuertes vientos y las Ilu,·ias torre nciales.

Cua ndo se produce n muertes, éstas 'iuelen ser pro\"()cadas por los oleajes de rempol1ll, que pueden devastar por complera islas de barre ra o w nas en el interior de unos pvcos bloques de la costa.

Aunque los daños cólicos no suden ser tan catastróficos como los oleajes de temporal, afectan a una 7.0na mucho maro ....

C uando prcdo m in<1 n b s olas muy activas, la p iar a está S<1turada por las olas anteriores y, por tantO , una parte mucho menor de la batida penetra . Como consecuencia, la benna se erosiona porque la resaca es fuerte }' provoca un movimicnto neto de arena que descie nde por el fondo de pIara.

A lo largo de muchas playas, la acti\'idad de las o las suaves es b norma durante el verano. Por tanto, se desarrolla de manen gradual una amplia herma de are na . Durante el invierno, cuando las tonnent"dS son frecu entes y más potentes. la fuerte actividad de las o las erosiona y reduce la henna. Una benna amplia, que puede haber tardado m eses en fonnarse , puede reducirse espectacularmente en sólo u na ~ pocas horas por las o las muy ~I ct ivas creadas por una fuerte tormenta de invierno.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN Durante uno fuerte octividad de (os olas, ¿adónde va fa arena de fa bermo?

El mO\'Ímiemo orbital de las 01;15 es dcmasiado somero pal1l alejar mucho la arem del fondo de pla)'3. Por consiguiente. la arena se acumula justo dctrás del final de la runa de arrastre y fonna una o más barras de arena de prerribera denominadas ba rn~ de arena litorales.

Refracción de las olas La flexura de las o las, denominada refracción de las o las, desempeña u n papel importante en los procesos de la línea lito ral (Figura 20.6). Afecta a la d istri bució n de la encrgí;¡ a lo largo de la costa y, por ta ntO, influre mucho

Cuando las nonnas de construcción no son adecuados, las pérdidas económicas pueden ser espc:cialnu:nte gnl\'es. Dado que los huracanes se debili tan a medida que avanzan tie rra adenuo, la mayor pa...te de los da ños cólicos se produce en los pri meros lOO kilómetros dellitonl. Lejos de la costa, una IOnnenta debilitada puede produci r inundaciont'S extensas mucho de~pu\.:S de q ue los ,·¡cntO!> h 3)'~ n disminuido por debajo de los n¡,·eJes huracanados. Algunas \·cces. los daños pro' ·üC3dos por inundaciones tierra adentro superan la destrucción causada por los oleajes de temporal.

.It.. Figura 20.6 flCKura de ola alrt'dedol del lími te de una playa en Stinson Bedch, California. (Falo de la mes E. Patterson.)

sobre dó nde y en qué m edida tend r..'i n lugar la erosión. el transporte de sed imento y su depósito.

Las o las rara vez ~e aproximan directamente a la costa . Antes bien, la mayo ría de las olas se mueve hacia la co sta siguiendo u n deten n inado ángulo. Sin embargo, cuando alcanzan el agua so m era de u n fondo suave me nte inclinado, se doblan y tien den a colocarse en paralelo al litoral. Esta flexura st! produce porque la parte de la ola que está más ce rca de la costa alcan7..3 el agua supe rficial y d ism inuye de velocidad primero , m ientras que el extrem o q ue está toda\'ía en aguas profundas continúa mo viéndose hacia d elante con toda su velocidad. El resultado neto es un frente de o la que puede acercarse casi en paralelo a la COSta con inde pendenci a de la d irccci{m ongin al d e la o la.

D eb ido a b refi-acció n, el impaCto de la o b se co ncentra contra los late rales y los extremo s d e los fre ntes d e tie rra que se proyectan en e l agua, m ientras que, en las bahías, e l ataque d e la ola es más débil. Este ataque

Movimiento de la arena de la playa

diferencial de las olas a lo largo de líneas de costa irregulares se ilustra en la Figura 20. 7. Dado que las olas alcanzan el agua superficial situada delante del cabo ames qoe en las bahías adyacentes, se arquean en una posición más pa ralela a la tierra que sobresale y la golpean por los tres costados. Por el contra rio , en las bahías, la refracción hace que las olas di verjan y gasten menos energía.

En esas zonas de actividad debilitada de las olas. los sedimentos pueden acumularse y forma rse playas de arena . Durante largos períodos, la erosión de los cabo~ }' la sedi mentación en las bahías producirá una línea de cost-.1 irregula r.

Deriva y corrientes litorales AlInque las olas se refra ctan, la mayoría sigue alcanzando la orilla con un cierto ángulo, aunque ligero. Por consiguiente, la subida prel..;pitada del agua desde cada ola rompiente a un ángu lo oblicuo a la línea litoml. Sin embargo, la resaca desciende recta por hI pendieme de la playa. El efecto de esIC modelo de movimiento del agua es e l tr.msporte de sedimento según un modelo en zigzag a lo lar!:.'O del fondo de playa (Figun 20.8). Este movimiento se denomina d eriva licoral o d e pla}'a , y puede transportar arena}' camos rodados centellares o incluso mile... de metros cad:l día. No obsta me, una velocidad más típica es de 5 a 10 metros por día.

Las olas oblicuas producen también corrientes dentro de la zona de rompiente que fluyen en para lelo a la

Depósitos de playa

569

línea de costa }' mueven sustancialmente más sedimento que la deriva litoral. Dado que el agua aquí es turbulenta, estas corrientes litorales mueven con fuci lidad 1;1 fina arena sm pcndida y rcmucven la grava y la arena más grande a lo largo del fondo. Cuando el sedi mento transportado por las corrientes litorales se aitade a la ca ntidad movida por la deriva litoral, la eanc idad total puede ~e r muy grande. En Sandy Haok. Nuc\'a J ersey, po r ejemplo, la cantidad de arena transportada a lo largo de la cost;J durante un período de 48 años ha sido de una mcdia de casi 750.000 toneladas al año. Durante un períod o de JO años, en Omard, California. se movieron más de 1,5 millones de toneladas de sedimento a lo largo de la costa cada año.

Ta nto los ríos como las zonas costeras mue\'en abtua Ysedimento dc una 7.Ona (con 'jemt' m"¡ba) a Otra (con'irllfe II¡>IIjo). Por consiguiente. la pb }'a se ha caracte rizado a menudo como un «río de arena». La deriva r las corriclll es litora les, sin cmba rgo, se mueven en z i g-~..:lg, mientras que los ríos fluyen cn gra n parte de un:lmanera tu rbulenta , arremoli nada . Además, la dirección de flujo de las corrientes litora les a lo largo de la línea de co~ (';¡ puede cambiar, mientras que los ríos fluren en la misma d irección (descendente). La dirección de las corrientes li torales cambia porque la direcciun en la que las (lbs se aproximan a la playa ca mbia según la estación. Sin cmbargo, las corri entes litorales fl uyen, en general, hacia el sur a lo largo de las costas atlántica r pacífica de Estados Un idos.

.. Flgu,oa 20. 7 Refracción de lal olas ;J lo largo de una linea de tosta irreg ular.

Dado que las Olal tocan pri mero el fondo en la parte somera de los ca bos, su velocidad disminuye, lo cual hace que las olas se refrdCten y se alineen casi en paralelo a la línea de costa . be hace que la energía de las olas se concentre en los cabos <lo que prCMXa ero~n) y se disperse en las bahías (kl que prCMXa la sedimentación).

570

e A p rT U L o

2o

líneas decOlota

.. Figura 20.8 l a deriva li toral y fa~ corrientes litorales se crean por olas que

Movimiento ~....... _ . . de los granos ..: ...... de arena

rompen en sentido oblicuo. La deriva litoral se produce cua ndo las olas en trantes tra nsportan arena en sentido oblicuo y ascendente hacia la playa, m¡entra~ que el ag ua Pfocedente d e fa~ olas ex haustas la lleva d irectamente pendiente ilbato de la playa.

Movimientos similares se Pfoducen a lo largo de la prerribera en fa zona de arrastre para crear la corriente litoraL Estos procesos transportan grandes ca ntidades de material a lo largo de la playa y en la zooa de arrastre.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Las corrientes de resaca son lo mismo que /as corrientes litorales?

No. La~ corrientes lilOrales tienen lugar en 101 ZOlla de :lrra~­ tre }' se mue\'en casi en paralelo a la cost:!o Por ell.:untrario. b s l'orriCnles de resaca 'iC producen en perpendicular al lito11l[ y se mueven en la din.'<'Ci(m opuesta a la de las olas rompientes. La mayor p.1n e tic la resaca de I3s olas gasla(l3s se :lore camino de vueJt:! al océano abierro como un flujo ilimit:ld,) a traves del fo nclo occ30ico denominatlop'90 t ll ropn. Sin embargo, una parte del aw.)a que regresa se mueve eo direccióo al lIlar en rorrirllftJ Jr rwnrn superfiCiales m as concentraJa~, Las c.:urrlcmes de resaca no se clesplal..an más alU de la 7.Ofla de arrastre antes de romlJoCfSC Y pueden reconocerse por la manera en la que afectan 3 las olas l1ue vienen 11 por d sedimento que sud e C"it:lr suspendido en 13 corriente de reSal-:l, Tambicn pueden t'Onstituir un rellgro pan los n;IIJadores, que, si o;c quedan atrapados en ella~, pueden ser ale,ados de la (0';12.

Caractensticas de la línea de costa Puede ob~c rva rse una fascinante variedad de estructuras de 111 línea li tor:!1 :! lo largo de las rcgiones coste ras del mund(). E.stas estructuras de la línea li to ral varia n según el tipo de rocas expuestas a lo largo de la costa, la intensidad de la actividad de las olas. la naturAlez.a de las corrientes litorales )' si la costa es estable. )oc hunde o se eleva. Los rasgos q ue (leben su o rigen pr incipal mente al trah:'ljo de l;t erosiún se denominan!O,.,III1Sde n'OSióu, míen-

tras q ue las acumulaciones de sedime nto producen 10m /as Ilcporicionlllcs.

Formas de erosión M uchas mo r fologías costeras dchen su origen a procesos erosivos. Estas fo mlas de erosic'm son habituales a 10 largo de la costa :'l ccidcntada e irregular de N ueva Inglaterra )' en las líneas de costa empinadas del litora l occidental de Estados U nidos.

ACII11tilodos lilom/es, p/(ltllfor-1I111S de IIbms;ólI y ro SIIS Los acantilados !imrales se o rigin:m med iante la acciún erosi\':'l del oleaje contra la base del terreno costero.

A medida que progresa la erosión, las rocas {Iue sobresalen por la socavació n de la base del acantilado se desmoronan con el olea je, y el aCJ ntilado ret rocede. El :.C:tntilado en recesión deja det rás una supe rficie relativamente plana en forma de banco, denominada platafonna de abras ión. La plata forma se amplia a medida que las olas continúan su ataque. Algunos de los derrubios producidos por las olas ro mpientes q ued:m a 10 largo del agua como sedimento en la pl aya, m ientras que e l resto es transpo rtado mar adentro. Si una plata fo rma de abrasión se eleva por e ncima del nh'el del mar debido a las fue rtas tectónicas, se convien e en una rasa, Las rasas se reconocen con faci lidad por su fon na ligeramente inclinada hacia el mar )' suelen ser lugares ideales para co nstruir carrereras}' edifi cios en la costa o p:lra la agrieultun•.

AJ'cos y chi11leneas litorales Los frentes de tierra que se extienden en e l ma r son \1gorosamente atacados por las olas como consecuencia de la refracción, El ole:lje e rosiona selecri\'amente la roca, gast:lndo a m<l)'or velocidad la rocol fraen_rada más blanda y más elevada, Al principio, se

Caracterínicas de la linea de costa

pueden fonnar cuevas marinas. C uando cue\"3S de lados opuestos de una unidad se unen, se produce un aTCO litoral. Al final, el arco se hunde dejando un resto aislado, o chimenea litoral , en la plataforma de abrasión. Con el tiempo, también será consumida por la acción de las olas.

Formas deposicionales El sedimento erosionado de la playa c.."S transport;ldo a lo largo de la costa y depositado en zonas donde la energi;l de las olas es ba ja. Esos procesos producen una \'aricdad de fonna s dcposiei on a l~s .

Flechas, banas y tÓ1IIbolQS Donde la deriva }' las com entes litorales son activas pueden desarrollarse varias estructuras Tel a cionada ~ con el mo\~ m i ento de los sedimentos a lo largo del litoral. Una flecha es una acumulacion ala rg;tda de arena que se proyecta de~e la fÍ erra a la desembocad ura de una h¡lhía adyacente. A menudo, el extremo siruado en el agua se curva h:1cia la tierra en respuesta a la di rección dominant e de la comente liloral (Figura 20.9).

Se aplica la expresión barra de bahía a una barT'.! de arena que a tra \~csa por completo una bahía, cerrándol a al mar abierto (Figura 20.9). Estas estructuras tienden a for1ll;\r5C a través de hahías dondc las corrientes son débi les, lo que pt:mlite que una Ik'Cha se extienda de un lado:\ otro.

571

Un tómbolo (tqwboÚJ = montón), acumulación de arena que conecta una isla con tierra finnc o con otra isla, se forma de una manera mu}' parecida a una flecha.

Islas ¡'an~m Las l1allur-ds ;lrlánticas y de la msta del Golfo son relati\';unente planas r con suave pendiem e haci:l el mar. La zona litoral SC' caracteriza por las islas barrera. Estas crestas de at ena transcurren en paralelo a la costa a dislancias comprend idas entre 3 y 30 kilómetros del litora1.

Desde Cape Cod, ¡\1assachus...ets, hasta Pad re Island. TeX".!s, Clsi 300 isl;1s b;lrreT:.1 bordean la COS[;1 (Figura 10.10).

La mayor parte de las islas harrer-J. tiene una andmfa comprendida entre 1 }' 5 kilómetros y un;1 longi hld de 15 a 30 kilómetros. Los elcmelll os más c b 'ados s()n las dunas ele arena, que nonnalmente alca nzan altitudes de 5 a 10 metros; en una!> pocas 7.nnas, las dunas no cubiertas de \'egetación tienen altitudes de más ele 30 metros. L3~ lagunas que scparnn estas estrechas islas de la cosm reprc scntan zonas de agua relativament e tranquib que permite a J<l pequeña emb:lrcación que \'a de Nueva York al norte de Florida c\'itar las agitadas aguas del Athincico norte.

Las islas oorrera se fonnan prubablemente de \";l r1as maner-Js. Algunas !oC originan como flechas que, posteriormente, se va n separando del com inente po r 1;1 e ro~i{JIl de las olas o por la elevación genera l del nh'd del ma r dcspuéll del últimO episodio glaciar. Otras se crean cuando las agu;ls

... Figura 20.9 Imagen de5de gran altitud de una flecha bien d esarrollada y una barra de bahí., a lo largo de la costa de Martha's Vineyard, ManachusseU. Nótese también el del ta mareal en la laguna adyacente a la ensenada a través de la barra de bahía. (Imagen cortesía de USDA·ASes.)

w

572

C APí T U LO 20 Líneas de costa

GOLFO DE MéXICO

cabo lookout

r

OCEANOATLANT7CO

Gabo Fear

• Flgur<lll 20.10 C lsi 300 islas bi!lrrera bordean las costa~ atlántica y del Golfo. Las islas situadi!ls alo largo de la costa sur de Texas y a lo largo de la costa de Ca!olincl del Norte son ejemplos excdentes.

rurbulcnras de la línea de olas rompientes acum ulan la arena levantada del fondo. Dado que esrns barreras de arena se elcvan por encima del nh·el del mar, el apilamientO de aren,1 (''S probablcmente consecuencia del trabajo del oleaje de tormenta durante la marea alta. Por último, algunas islas barrera pud ieron ser ames crcstas¿e dunas de arena que se originaron a lo largo de la cosrn durante el últi mo período glaciar, cuando el nivel del ma r era más bajo. Cuando los glaciares de casquete se derritieron, el nivel del mar se elevó e inundó el área siruada detrás del comple;o playa-duna .

El litoral en desarrollo Una linca litora l e"-pcrimenrn conti nuas modificaciones con independencia de su configuración inicial . Al principio, las líneas litorales son, en su mayor ía, irregulares, aunque el grado de irregularidad y su motivo puedan va riar considenlblememe de un lug-dr a otro. A lo largo de una línea litoral caracterizada por una geología variada, el oleaje, de movimientos violentos, puede aumentar al principio ~ u irregularidad porque las olas erosionar.í n con más f,lcilidad

las rocas más débi les que las más fu ertes. Sin e mhargo, si la línea litonll se mantiene estable, la erosión y la sedimentación marin,IS acabará n por producir una costa más recta y regular. En la Fibrura 20.11 se ilustra la evolución de una costa inicialmente irregular. A medida que las ob s e rosionan los entrames, creando ac-dntilados y plat-.lfonnas de abrasión, el sedimento se transporta a [o largo de la COSta. Algo del ma terial se de pusita en la bahía, micntr-dS que otros der rubios va n a fonnar fl echas}' barras de bahía. Al mismo tiempo, los ríos llenan las bahías con sed ime ntos.

Por último, resulta una costa genera lmente recta}' su:I\'c.

Estabilización de la costa l íneas de cost a ... Olas y playas En la actualidad, la zona costera es un hervidero de actividad humana. Por desgracia, la!> pel'Sonas a menudo tra tan la linea litora l corno si se t rat-.lr-.l de una plata fonna

Estabilización de la costa

estable sobre la cua l pueden edificarse estrucrur,¡s co n 10mi seguridad. Esta actitud significa un riesgo mnto para 13s personas como para la línea litoral porque m uchas fonn as costeras son co mponenetes relativamente frá gi les, de vida corta, que resultan dañadas con facilidad por e l desarro llo. Y, como sabe cualquiera que haya soportad o una to rmen ta tropical, la línea de costa no es siempre u n luga r seguro para vivir (viou Recuadro 20.1).

En comparación con los peligros naturales, como los terremotos, las erupciones ,·olcinicas y los corrimientOS de tierra,la erosión de la línea litoral suele percibirse como un proceso m:ís continuo y pred ecible que parece causar daños relativamente modestos en zonas limitadas. En realidad, la línea litoral es un lugar dinám ico que puede cambiar rápidamente en respuesta a las fuerzas naturales. To nnentas excepcionales son capaces de erosionar las playas y los acantilados a velocidades que exceden con mucho la media a largo plazo. Estos estallidos de erosión acelerada p ueden tener un efecto significati....o sobre la evolución natUral d e una cosm; también pueden tener un profundo impac to sobre las personas que residen en la zona costera. La erosión a lo largo de n uestras COStas causa daños significati\·os a las pro piedades. Anualmente se gastan grand es cantidades de dinero no sólo en reparar los daños, sino también en evitar o contro lar la erosión. Sin lugar a dudas, la erosión d e la líne¡1 litoral, que es ya un problema en muchos sitios, se rom';erte en un pro blema cada vez más grave a medida q ue conti núa el d esarrollo costero extcnsi\"O. Aunque los mismos procesos producen cambios a lo largo de todas las costas, no rodas las costas responden de la misma manera . Las inreracciones entre los diferentes procesos y la impo rtancia relati\'a de cada p roceso d ependen de factores locales. Estos factores son : (1) prox imid ad tle una costa a ríos ca rgados de sed imentos; (2) grado de actividad tectónica ; (3) topografía y composición del ten·e no; (4) vientos y condiciones m eteorológicas predominantes, y (5) configuración de la linea de cosm}' de las áreas p róximas al li to rnl.

Durante los últimos cien años, la creciente afl uencia y dem,md:l de ocio han acarreado un desarrollo sin precedenles en muchas áreas costeras. A medida que ha aumentado el número y el valo r de las edifi caciones, de 12 misma manera lo han hecho los esfuerzos para proteger la propiedad d el o leaje d e tonnenta. También, el con tro l d e la migración natural de la arena es una lucha constante en muchas áreas cost'eras mediante la estabilización de la costa . Dicha interferencia puede traducirse e n cambios no deseados d ifícil es y caros de corregi r.

Estabilización firme Las estrucruras construidas para proteger una costa de la erosió n o para impedir el movim iento d e arena a lo largo

573

de una plaY2 se denominan est2bilización firm e. La estabilización finn e puede adoptar muchas fon nas }' suele provocar resultados predecibles aunque no d eseados. La estahili1.ación finne incluye, entre otros, los malecones, los espigones, los rom peol:ls y los diques.

Malec01Jes Tempranamente , en la histo ria estadounidense, un objeti\·o principal en las áreas de COSta fue el d esarro llo y el mantenimiento de los puenos. En muchos casos, esto implicaba la construcció n d e sistemas de malecones. Lo s malecones suelen construirse en parejas y extenderse en el océano en los lugarc..-s de entrada de ríos y puen os. Al confinar el flu jo de agua a una 7..Ona estrecha, el flujo y el reflujo causados por la subida y bajada de las mareas mantienen la arena en movimiento e impiden la sedimentació n e n el cauce. Sin e mbargo, como se ilustra e n la Figura 20.12, el malecón p ued e acruar como una presa contra la cual la corrien te y la d eri" a litorales depositan la arena. Al mismo tiempo, la actividad de las o las extrae arena del otrO lado. D ado que el otro lado 110 eslá recibiendo arena nueva, pronto dejará de haber playa.

Espigones Para mantener o ensanchar las playas que están perdiendo arena, a veces se construycn espigones. Un espigón es una ba rrera construida en ángulo rccto a la playa para armpar la arena que se mueve en paralelo a la costa. Los espigones suelen construirse con rocas grandes, pero también pued en estar fonnados por madera . Esr:ls estructuras, a menudo, realizan su trabajo con tanta eficacia q ue la corriente litoral más allá d el espigón carece en absoluto de are na. Como co nsecue ncia. la corriente erosiona la arena d e la playa en d iado a fa vor de la corriente del espigó n .

Para compensar este efecto, los propieta rio s de construcciones siruadas corriente abajo de la estrucrura p ueden levanta r espigones en su propiedad. De esta manera, se multiplica el número de espigones. lo que d a lugar a un ((r",po de espigrmts. Un ejemplo de esta p ro li feración es la línea de costa de Nueva J ersey, do nde se han edificado centenares de estas estrucruras. Como se h3 d emo strado que los espigones no proporcio nan a menudo una solución satisfactoria , ya no son e l mc:todo preferido para mantener a raya la erosión de las playas.

R()1upeolns y diques La estabilización finne pued e construirse también en paralelo a la línea de costa . Una estructura d e este tipo es un rompeolas, CU}'O propósito es pro teger los barcos de la fuerza de las grandes o las ro m ~ pientes creando una rona d e agua tranquila cerca de la línea de COSta. Sin embargo, cuando se hace esto, la reducción de la actividad de las olas a lo largo d e la costa por d etrás de la estructura puede permitir la acumulació n de arena. Si estO ocurre, la dársena acaba rá llenándose de arena mientras que la playa co rri ente abajo se erosiona y

574

CA P fTU LO 20 Líneas de costa

.. Flgur. 20.11 Estos diagramas itUitran los cambios que pueden tener lugar con el tiempo a lo largo de una línea de costa inicialmente irreg ular que se mantiene relativamente PSlable. la línea de costa mostrada en la parte A evoluciona gradualmente a B, luego a e y luego a D. El diagrama sirve también para il ustra r muchas d e las formas descritas en la sección sobre cafacterísticas de la linea Jitoral. (Fotos de E. l.

Tarbuck, excepto la foto de un acantilado litoral, de A. P. Trujillo/APT Photos.)

u ta bitizaci贸n dE' ta (o~ta

Acantilado Ii!orat

Dep贸sitos de playa

Barra de bahia

575

576

CAPI TUL O 20 Uneas d ecosta

... Figura¡ 20.12 Se cons truyen malecones en las entradas a los ríos y los puertos, y están pensados para evita r la sedimentación en el cauce de na vegación. l os ma lecones interrumpen el movi miento de la arena realizado por la deriva de la playa y las corrientes litorales. Se produce erOSIÓn de la play~ corriente abajo del luga r donde se encuentra la t'struc lura .

l os malecones interrumpen el movimiento de arena causando sedimentación e n el margen comente arriba

las corrientes privadas de arena producen erosión

corriente abajo de estas estructuras

/

l ,

retrocede. En Santa Mónica, California, donde la construcción de un rompeolas originó este problema, la ciudad tuvo que instalar una draga para eliminar la arena de la zona de agua tranquila protegida ydepositarla hacia debajo de la playa, donde las corrientes litordles y la deri" a de playa podrían volver a poner en circulación la arena .

Otro tipo de estabilización finne construida paralela a la línea de costa es un dique, que se diseña para acorazar la costa y defender la propiedad de la fuerza de las olas rompientes. Las olas dispersan mucha de su energía atravesando la playa abierta. Los diques acortan este proceso reflejando la fuerza de las olas no gastadas en dirección al mar. Como consecuencia, la playa del lado situado en la dirección del mar del dique experimenta una significativa erosión y puede, en algunos casos, ser eliminada del todo. Una vez reducida la ;lflchura de la playa, el dique es sometido a un bombardeo incluso mayor por parte de las olas. Finalmente este bombardeo hará (lue se caiga el muro y deberá construirse uno más grande y caro para reemplazarlo.

Se cuestiona cada vez más la cordura de construir estructuras protectoras transitorias a lo largo de las líneas de costJ. Las opiniones de muchos científicos e inbTCnieros especializados en este tema se expresan en el siguiente extracto de un artículo que se presentó en una conferencia sobre la erosión de la línea de costa estadounidense: Resulta ahora evidente que la interrupción del retroceso de la línea litoral con estructuras protectoras henefi cia sólo un poco )' degrada gravemente o destruye la playa natural y el valor que tiene para la mayoría.

Las estructutas protectoras desvía n de manera transitoria la energía dd océano de las propiedades pri\'a-

•

das, pero normalmente concentran esa energía sobre las playas naturales adyacentes. A'l uchas interrumpen el fl ujo natura l de arena en las corrientes costeras, tO hando a muchas playas la arena de sustitución <lue les es vital-.

Alternativas a la estabilización dura Bl indar la costa con estabilización firme tiene varios inconvenientes posibles, como el coste de la estructura y la pérdida de arena en la playa . Entre laSalternativas a la estabilización finne se cuentan la alimentación de playa y el traslado.

A1i11le1ltaci611 de playa La alimentación de playa representa una aproximación para estabilizar las arenas de la línea de costa sin estabilización finne. Como indica la propia expresión, esta práctica significa simplemente la adición de grandes cantidades de arena al sistema de playas (Figura 20. 13). AJ crear playas en dirección al mar, se mejoran a la vez la calidad de la playa y su protección contra las tormentas. La alimentación de playa, sin embargo, no es una solución pennanente al problema de la reducción de las pla}'3s. Los mismos procesos que eliminaron la arena la primera \'ez acabarán eliminando la arena de sustitución "unbién. Además, la alimentación de playa es muy cara porque deben transportarse enormes volúmenes de arena a la pl aya desde las zonas litorales, próximas a los ríos o de otras fuentes.

• «5lr.llegy fo~ Be~ch Preser.-atioll Proposed .., Gtot,"'t'130(IlUm. 12, diciembrc ,le 1985), 15.

Estabilización de la coslil

A.

577

B.

.. Figura 20.1) Miilmi Bucn. A. Antes de la alimentilción de playa y B. Después d e la alimentación de playil. (Cortesía del Cuerpo de Ingenieros del Ejército estadounidense, distrito de Vicksburg ,)

En algunos casos, la alimentación de playa puede inducir efectos ambientales no deseados. Por ejemplo, el volver a llenar la pl a}'a Waikiki, Hawai, precisó la sustitución de arena calcirea gruesa por arena calcárea más blanda y fangosa (lodosa). La destrucción de la arena blanda por las olas rompientes aumentó la turbidez del agua}' destruyó los arrecifes de coral situados a corta distancia de la costa . En Miam i Beach , el aumento de la turbidez dañó tambi en las comunidades coralinas loca les.

La alimentación de piara parece ser una solución viable desde el punto de vista económico a largo plazo para el problema de conservación de la playa sólo en áreas donde exista un dE'Sarrollo denso, grandes suministros de arena, energía de las olas relativamente baja y preocupaciones ambientales reconciliables. Por desgracia. pocas áreas poseen todos estos atributos.

río Mississippi de 1993 en las cuales se abandonaron las estructuras vulnerables y se situaron cn un terreno más alto y más seguro.

Estas propuestas, por supuesto, son controvertidas.

La gente con inversiones importantes cerca de la costa se estremece linte la idea de no \'olver a edificar y defencl er las estructuras costeras de la fu ria erosiva del mar. Otros, sin embargo, sostienen que, con la elevación del nivd del mar, el impacto de las tormentas costeras no hará más que empeorar en las décadas venideras. Este grupo defiende d abandono y traslado de las estructuras dañadas a menudo para mejorar la seguridad personal y reduci r los COStcs. No cabe duda de que estas ideas concentrarán mucho del estudio y los debates cuando los estados )' las comunidades evalúen y rcvisen las políticas de uso del terreno costero.

Traslado En lugar de construir estructuras como espigones y diques para mantener la pla)'a en su lugar, o añadir arena para rellenar las playas erosionadas. existe otra opción. Muchos científicos y planificadores de la costa están reclamando una política que pase de proteger }' reconstruir las pl ayas )' las propiedades costeras en áreas de gran riesgo a trns/ndnr los edificios dañados por la lonnenta en esos lugares y dejar que la naturaleza recupere la playa (vlast Recuad ro 20.2). Este enfoque es simi lar al adoptado por el gobierno federal para las llanuras de inundación de los ríos después de las devastadoras inundaciones del

Problemas de erosión a lo largo de las costas estadounidenses La línea litoral a lo largo de la costa pacífica de Estados Unidos es notablemente diferente de la que caracteriza las regiones costeras atlánticas y de la COSta del Golro. AJgunas de las direrencias está n relacionadas con la tectónica de placas. La costa occidental representa el borde guía de la placa noneamericana y, debido a ello, experimenta levantamiento }' deformación activa . Por el contrario, la costa este t!s una región rectón icamente tranquila que está

578

c AP i T U LO 1 0 líneas de costa

La mudanza del siglo: la recoloca<Íón del faro del cabo Hatteras· A pesar de los esfuerzos por proteger las estructu ra ~ demasiado pr6,.imas a la costa , tod:1\ ía pueden ~tar en pd igro de "Cr dcstruid:lS por las líneas de costa en retroceso y e l poder d~tructi\"{) de las ola:..

Este fue el caso de uno de los pumos d e re re rencia más p rominem e~ d e Es tados Unidos: el faro ro rado dc1l':lbo l laner.ls, t:n C1rolina cid Norte. q ue tiene 1 1 planta~ dt: al rura y es el furo más alto {Id p:lís.

El furo se construyó en 1870 en la isla barrer.! del cabo Hatter.ls a ·H 7 meO"os de la ¡ín.:a, de costa para guiar a los m:mneros a um¿s dC' los peligrosos ba jiO'i litora les conocidos como c1 .. Cementeri o del Atlántico». Con rom lC la i~ b barrera empezó a migrar hacia el continente, su pla)'a se redujo. Cuando las o las empe za ron a chocara sólo 37 metros desu base d e lad rillo y granito, prt.'()("U p{¡ el hecho de q\le incluso un huracán de fuer / a 1l1Oderada podria prm·oc;u la ~uficien te erosió n de la playa como para d erri bar cI furo.

En 1970 la Marina estadounidense constru)'ó tres espi gon~ delante del f.¡ ru en u n esfu erl.O púr p roteger la pl:l)';1 de la eru.lón ulterio r. Al p rinci pIO, loo; espigoneS ra le ntizaron la e rosi6n, pero inter n ul\pieron el fl ujo de arena en la zona de rom piente, [o cual pro\"Ocó el allanalIlientu de las d unas pnhimas y [a ronllación de u na bahía al sur del raro. l.h.. int entos de aume ntar la anchura de la playa d eb me del raro fueron , e ntre otros, la :.liment:lctÓn de play:! y los lechos lito l"2les artificiales de alg:¡s: aml)()l, int e: ntos de ensanchar la pbra d I: manl:l"2 susta nCial fra cJsaron. En los años SO, el C uerpo d e Ingenieros del Ejército propuso collstruir un dique masi,·o de piedrJ a[ rededo r del ra ro, pero d ecidió q ue 1:1 costa er osionad a acabaría rc ti rá nd~ po r d ebajo de la estructura, dejámlo la des-

am para da en el mar en su propia isla. En 1988 J:¡ Academia ¡":acio nal de G encias de tcrlllÍno {Iue la línl"':\ de costa q ue se extie nde delan te del f.lro se retiraría hasta d l'Struir el raro ~ recome ndó el tr'aslado de la torre, de la m l~lIla nI,lIlera que se había hecho con ra ros más pequeños. En 1999, el Serv icio del Parque Nacional, que es p ropietario !Id ram, aClloo autoriza ndo el tra~bdn de la estru ctura a un [ug-,lr Illás s.:guro.

El traslado del raro. que pesa ·095 toneladas métricas, se Ile\-ó a cabo re cortánd olo de:Mle su base r deposir:indolo con cuidado e n ulla plata fonna de vig :1S d e acero coI OC"Jd:. ~ en carretillas co n ru ed:l~. L' na \'e7.sob re b pbtaronna, fue tra nspo rtado a lo [argo de una vi:. de ace ro especial me nte (Iiseflada utili7..ando u na serie d e m;lrtillos hid rá ul icos. Se dl"Sbrozó un pasillo de ,'egetació n pa ra

ro rmar una pistA a lo la rgo de b cual el faro se desplaza ba 1,5 me tros cada \ CL se desmontaba la \'ia d ejad,¡ a trás) se lIlo ntaoo d e nue\'o (leI ~nt l· de la torre a med ida que esta a\'anzab.1, En menos de un mes, el f;l ro fue tr:l~ l adado con cautela 88-f m etru~ d es{\e su po~ i ci ón original, convi rtié ndolo en una de las mayo res e'irructu ra ~ t ra~ l adad a satisfactoriamen te, Dc,pués d e ~u trJsI.!do de 12 millones de d la res, aho r.l el fa ro se encuentra en un OOs<¡ue de robles} pinos (Fig\lra 10.Q , I\ unque aho ra 'iC sirua mas tierra adentro, 1:1 clc\';1ción liger.llllcme más al ta de b [ U~ lo hace \1slble desde el mar, donde conomí~ aeh Irt iendo a los m a rin ern~ de los pch g-ro~ h;ljíOl'. ,\ b , elodebd :lcru al dc retrOCeso dc la línea de costa, el furo dehería c'tar a sah o de b alncnau dI;' 135 o las c1ura mc :11 menos o tro siglo.

•

• El proksoc- AUn P. TI'U/,11o. tk Pllom.r Collqee, prql(In) OI~ n=ad ..n.

lejos d e cua lquier ho rde d e p b ca

F~ura 20.( Cuando el faro del cabo Ha tterM de Carolino<! del Norte fue amenaudo por la erosión de la linea de costa en 1999, lue trasladado a 488 me tros de la linea de costa. (foto de Ortw 1Nilson O 1999, ViIy;nian.Pilol.)

activa . D ebido a e sta di -

ferencia geológica bá si ~ , 1.1 naturaleza de los prohlemas de erosión :1 lo largo de la costa es diferente a los d o~ 1:1dos de N o rtea m é r ica.

Costm otlámico y del Golfo Gra n pa rte del {!L"S;lrrollo co si e ra a lo largo de las ( molas atJanrica y del G ol fo se ha producido en islas h~ rrc r;l .

N() rm ~ l m en te, ],¡ " i ~ I;¡ "

h;\rrc-

ra, ta mhié n d c no11l in¡lc!lls p!If)W,f ¡'orl"rrn o lim·neras (QS1rrns,

CI<lslfiC/lción de las costas

consisten en una playa amplia que está cubierta por du nas )' separada del continente por lagu nas pantanosas. Las amplias extensiones de arena y la exposición al océano han transfonnado las islas barrera en sitios extraordinariamente atr.lcti\'os para e! desarrollo. Por desgracia, el desarrollo ha tenido luga r más deprisa que nuestro conoci miento sobre la dinámica de las islas barrera.

Dado que las islas barrera miran al oce:mo abierto, reciben toda la fuerza de las grandes tormentas que golpean la costa. C uando se produce una tonnenta, las barreras a l ~o rben b energía de las olas fund :llnellta lmenu.' a través del movimiento de la arena. Este proceso y e! dilema que produce se han descrito corno sigue: Las olas pueden mover la arena desde la playa a áreas lIIar adentro o, por el contrario. a las dunas; pueden erosionar las dunas, depositando la arena en la playa o llevándola haci:l el mar; o pueden trunspo rtar la arena desde la playa }' las dunas a las ciénagas de detrás de la barrera, un proceso conocido como lavado superfi cial. El fa ctor común es e! movimiento. Exactalllente i1,rual a como una ca ña fle xible put:d e sobrevivir a un viento que destruye un roble, las ba rreras sobrevh'en a huracanes no a tra\'és de una fuena inconmensurable, sino adelantándose a la tormenta.

Esta imagen cambia cuando se levanta una harrera para la construcción de hoga res oa modo de recurso. Las olas de tonnenta que previamente saltaban con furi a }' sin perjuicio a través de los huecos que qued;lba n entre las dunas ahOI"<1 encuentran edificios y carretel"<1s. Además, dado que la naturaleza dinámica de las barreras se percibe fácilmente sólo durante la!. tormemas, los propietarios de las casas tienden a atribuir el daño a una tormenta concreta, más que a una movilidad básica de las h:\rreras costeras. Al estar en juego sus hogares o sus im"crsiones, es más probable que los residentes busquen mantener la arena en su lugar y las olas en la bahia que admitir que no fu e adecuado iniciar el desarrollo urbanistico en ese lugar-.

Cona del Pacífico Al contrario <llIe las Ibnuras costeras atlánticas y del Golfo, amplias y de suave pend iente, gran pan e de la costa del Pacífico se caracteriza por playas relati\":1lllcme estrechas que estan cuhiertas por acantilados esca rpado!o y cordilleras montañosa!.. Rt.'t.:ordcmos que el horde occidental norteamericano es una región mas esca rpada y tectónit.-amente aeti\'a que el bord e oriental.

Debido allevantamiemo conti nuo, un ascenso del n¡\,el del mar en el oeste no es tan fácilmente aparente. No • Fr.lnk LowcnSlcm, ",Bc3chC!' or IJe('room~ _ T h c Choice 35 Sea L.c-·el R,ses", O",/IIIIJ l8 (núm. 3, Uloiio 1985), 12.

579

obstante, como los problemas de erosión de la linea litora l a los que se enfren tan las isb s barrel"<1 de! este, las difi cultades de la costa oeste también deri,·an en gran medida de la alteración de un sistema natural por el scr huma no.

U n problema importante con el que se enfrenta la cost:J del Pacífico, y especialmente porciones del sur de C;1li fomia, es un estrechamiento :.ignificAtivo de muchas pIaras. La mayor parte de la arena de muchas de esas playas es suministrada por ríos que la transportan de las montañas a la costa . Con los años, este flujo natural de materia l hasta la costa ha sido interrumpido por las presas construidas para el rcgadio y control de las inundaciones.

Los cmba lscs atrapan efi cazmenre la arena que, de lo contrario, alimentaria el entorno de la playa. CU:lndo las playas eran más anchas, servían para proteger los acantilados de \:¡ fu erza de las olas de tormenta. Ahora, sin em ba rgo, las olas atravi e~an las reducidas playas si n perder mucho de su energía y producen una erosión más rápid:¡ en los acantilados ma rinos.

Aunque el retroceso de los aC<lntilados propo rdona material para sustituir algo de la arena atrapada detrás de las presas, t:Jmbién pone en peligro las casas y las carreteras construidas en los fa rallones. Además, la construcción sohrc los acantilados agr'3\'a el probl ema. La urbanización aumenta la escorrem ía que. si no se controla <:on cuidado, puede provocar una gra\'e erosión en los farall ones. El césped y los jardines de riego añaden cantidades significativas de agu;1 a la pendiente. Esta agua percola hacia la base del acantil;ldo, donde puede surgi r en pequeños rezumaderos. Esta acción reduce la estabilidad de la pen cliente y faci lita los procesos gra\'itacionales.

La erosión de la línea de costa a lo largo del Pacífi co varía considerablemcnte de un año para otrO, en gran medida debido al desarrol lo esporádico de tormentas. Por consigu iente, cuando se producen l o~ epi ~od i os infrecuentes, pero gra\·es, de erosión, se atribuye el da.ño a la, inusuales tonnentas y no al desarrollo costem o a las situadas a grandes distancias. Si, como se predice. el nivel del mar se ele\·a a un ritmo creciente en los años \'enideros. cabe esperar un aumento de la erosión de las líneas de costa y de la retirada de los acamil:ldos a lo largo de muchas pan es de la costa del Pacífico (vrnsr Recu:ld ro 20.3).

Clasificación de las costas La gran variedad de línea:. de crn.ta demuestra su complejidad . De hecho. par-.1 entender cua lquier área costera concreta, deben considerarse muchos factores, entre el los los tipos de roca, el tamaño )' la dirección de las olas, la frecuencia de las tormentas, la!> mareas y la topografía litora l. Además, práctit.·amcme [Odas t l S zon:1S costel";,¡S:.C

S80

CA P í T ULO 20 Línea~ decosta

La vulnerabilidad de la costa a la elevación del nivel del mar La acti,i dad humana, en especial la combustión de los combustibles fósiles, ha ido añadiendo grandes cantidades de dióxido de carbono y otros gases a la annósfera elurante 200 años o más. La perspectiva es q ue las emisiones de estos gases co ntinuará n aumentando durante el siglo XXI. U na consecuencia dc este cambio en la co mposición de la atmósfera es un increme nto del efeceo inve madero de la TIerra, con el consiguiente aume nto de las temperaturas mundiales. Durante el siglo XXI, las temperaturas mundiales medias aumenta ron alrededor de 0,6 Durante el siglo XXI, se prC'o'é que el aumento seri considerablemente mayor·.

Un pro bable impacto del calentamiento global inducido por el ser humano es W'la elevación del nivel del mar. ¿Qué relación tiene la atmósfera mas caliente con una elevación mundial del nivel del mar? La conexión mis evidente (la fusión de los glaciares) es imponante pero 7lD el f,¡cto r más significativo. Es más significati \·o el hecho de que una Itmósfel"3 más caliente provoca un aumento del volumen del océano debido a la expansión térmica. Las temperaturas del aire más elevadas calientan las capas superiores ad)'1Icenres del océano, lo (IUe a su vez hace que el agua se expanda y el nivel del m.u se eleve.

La in\'estigaoon india q ue el nivel del mar se ha elevado de l Oa 25 centímerros dura nte el siglo pasado y que la tendencia continuara a un riono acelerado. En algunos modelos se india que el aumento puede aproxi marse o incluso superar los 50 centímetros en 2100. Un r-a mbio de este tipo puede parecer modesto, pero los cie ntíficos se dan cue nta de q ue cualquier elevación del nivel del mar a lo largo de una línea de (."OSta ligtTtmltntr indinada,

oc.

• En Lo HCtión .. El dió.ido ck carbono y d Cllcntll<rUmIO p.,bal .. cid CapmtIo 21 le.mplb ~ I~ma.

como las costas atlanua y del Golfo de Estados Unidos, lleva ra a um e rosión signifiam':ill y a la inundación cierra adentro pemlanenre y grave (Figura 10.0 ). Si eso sucede, muchas pla)'1ls y tierTIls húmedas desapar..:ceri n, y la civilizació n litoral q uedará gravemente af~ad a .

Dado q ue la elevació n del nivel del mar es W'I fenómeno gradual, puede pasar desapercibido a los habitantes de la COSta como un facto r impona nte que contribuye a los problemas de erosió n de la Ií· nea litoral. Antes bien, se culpara a otras fuerzas, en especial a la actividad de los temporales. Aunque W'la tormenta determi nada puede ser la caUSA inmediata, la magn itud de su dest rucció n puede scr conseeue ncia de la elevació n relativa-

mente pequeña del nivel del mar que permitió que [a potencia de la tomlenta atravesara una zona de tierra mucho mayor.

Uno de los problemas actuales más desafiantes para los especialistas en costas es deli:nllina r la respuesta física d..: la línea de costa a la elevación del ni vel del mar. La predicción del r":froceso ele la Ií· nea de costa y las \·c1ocidades de pérdida de tierra es esencial para fo rm ular estra· tegias de tra tamiento del litoral. Hasta hoy, la planificació n a largo pino para las líneas de CQ5ta estado unidenses ha sido poco sistemática, si es q ue lo ha sido. Por consiguiente, el desa rrollo continúa Sin una consideración adecuada de los POSIbIt!! CQ5tes de la erosión, la inW'ldación }' los d~ ños causados por los tem porales.

,_ litoral

origónaI -

~ de la linee Irtoral

-1

u"'.

litoral origónaI ~

del""" del '""

B.

----------------------------fr __ _

... FIgu,. 2O. D la inclinación de una línea de costa es esencial para determinar d grado en el que 105 cambios del nivel del mar la afectarán . A. Cuando la inclinación es ligera, los pequei'los cambios del ~ del ma r provocan un desplazamiento sustancial. B. La misma elevación del nivel del mar a lo largo de un litoral empinado provocd s6kl un pequei'lo desplazamiento de la línea de costa.

vie ro n afectadas por la elevación d el n ivel del m:lr en todo el m und o que acompa ñó la fus ión de la Edad de H ielo que se produ jo al final del Pleistoceno . Por ú ltimo, debe n te ne rse en cuenta los acontecimientos tectónicos

q ue ele van o h acen descend e r el te rreno O cambia n el volumen de las cuencas oceánicas. E l gran núme ro de fi¡cta res que influye n e n las zonas costeras dificultan la clasificación d e las líneas d e costa.

Clasificac ión de las costas

Muchos geólogos clasifican las costas en fun ción de los cambios que se han producido con respecto al nivel del mar. Esta clasi ficación, nonna lmente uti lizada, divide las costas en dos categorías muy generales: de emersión y de inmersión. Las costas d e emersió n se desarrollan o bien porque un área experimenta levantamiento, o bien como consecuencia tic un descenso del nivel del mar. A la inversa, las costaS de inmersió n se crean cuando el nivel del mar se eleva o cuando la tiem adyacente al mar se hunde.

....

581

-

Costas de emersión En algunas áreas, la costa es claramente de emersión porque la tiem que se eleva o el nh'el del agua que desciende dejan expuestos los acantilados litorales y las plataformas de abrasión por encima del nivel del mar. Son ejemplos el\.ceJentes de ello porciont.os de la costa de California donde se ha producido lC\'antamicnto en el pasado geológico reciente. Las platafonnas de abrasión elevada también ilustran esta situación. E n el caso de Palos Verdes HilIs, al sur de Los Ángeles, existen siete niveles diferentes de rasa, lo que indica siete episodios de levantamiento. El siempre persistente ma r está cortando ahora una nueva plataforma de abrasión en la base del acantilado. Si continúa c1 1cvantamiemo, también se convertirá en una raS2 elevada.

O tros ejemplos de costas de emersión son las regiones que estuvieron una vez. ememdas debajo de los grandes glaciares de casquete. Cuando los glaciares estaban presentes, su peso deprimía la COrteza; cuando el hielo se derritió, la corteza empezó gradualmente a levantarse.

Por consiguiente. ahora pueden encontrarse rasgos de !fneas de costa prehistóricos por encima del nivel del mar.

La región de la bahía Hudson de Canadá es un área de este tipo, porciones de la cual siguen elevá ndose a un rinno de más de un centímetro al año.

Costas de inmersión En contraste con los ejemplos previos, otras áreas coster:lS muestran signos definitivos de inmersión. La línea de una costa que ha estado sumergida en el pasado relativamente reciente suele ser muy irregular porque el mar inunda nonnalmente los tramos inferiores de los va lles fluvi ales, fluyendo en el oct:ano. Sin embargo. las lomas que separan los valles pennanecen por encima del nivel del mar y se proyectan en el mar como frentes de tierra. Estas desembocaduras fluviales inundadas, que de denominan estuarios (orst1ts = marea), caracterizan muchas costas a(:tuales. A lo largo de la línea de COSta atlántica, las bahías C hesllpeake y Delaware son ejemplos de grandes esruarios creados por inmersión (Figura 20. 14). La pinto-

... Flgur. 20.14 Grandes estuarios a lo largo de la costa e\te de ~tados Unidos. la) porciones inferiores de muchos valles fluvia les se sumergieron como consecuencia de la elevaciórl del nIvel del mar q ue siguió al final del período glacial cuaternario. crectndo grandes estuarios como la bahíoi1 Chesa peake y la ba hía Delaware.

resca costa de Maine, particulanneme en las cercanías del Parque Nacional Acadia, es otrO excelente ejemplo de un área que fue inundada por el lcvantamiento posglaciar del nivel del mar y transfonnada en una línea de costa muy irregular.

Téngase en cuenta que la mayoría de las co~ta s tiene historias geológicas complicadas. Con respecto al ni vel del mar, muchas han emergido y luego se han hundido

S82

CAP r TUL O 20 Une"s decosta

varias \·eces. Cada \·ez pueden conservar algo de las características creadas dur:ante la situació n previa.

Mareas Las mareas son los cambios diarios de elel·ac ión de la superficie del océano. Su e1eWlción y ríonio caída a lo largo de las lineas de COSta se conoce desde la antigüedad.

Ademas de las olas, son los movimientos oceánicos más f.íei les de observar (Figura 20. 15).

Aunque <.:onocidas durante siglos, las mareas no fi.leron explicadas de manera satisfactori a hasta que Isa ac NC\vton les aplicó la ley de b gnI \ iración. Newton demostró que hay una fuerza de atracción mUNa entre dos cuerpos, y que, dado que los océa nos son libres para moverse, son dcfonnados por esta fu er!.a. Por consiguiem c, las m areas oceánicas resulta n de la ~ltnl cción gravitacional ejercida sobre la Tierra por la Luna y, en menor proporción, por el Sol.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Dónde se producen las mareas más grandes del mundo?

El m:lyor intt,1.'II/o mart{// del mundo (la diferenci:l emre m:areas altas) ba jas sucesi\"as) se encuentra en la hahía de Fu n d ~' de 258 kilómetros de longirud e n el IimÍle septent rional de ~O\'3 Sco[ia. D urante las condiciones m:b:imas de marea ,·iva. el im ervalu mare:11 en la desembocad u!":1 de la bahía (do nde se ab re al océano) es de sólo lmct ru!>, ;Ipro.~ imadall1e nl e . Sin emhargo, el inten ·alo marea l aumcnta de manera progresiva clesdc la desembocadura de la l)3 hi:;¡ hacia el none, )'a q ue la geometria naru ral de b hahía concentl"ll la t:nt:rJ:,>ia m:u eal. En el limite sep tl!lII riona l de la cuenca .\l ina5, el intervalo m:hi mu de mareas vivas ~ de unos 17 met ros. ESlc intervalo mareal e[tremo de ja a los barcos el cvad()~}' St:OOS durann: b marea haja (vé{/se' Figura .20. 15).

OCEANO ATLANTlCO

.. Figura 20.15 Marea alta y marea baja en la cueno Minas de Nova Scotia en la bahía de Furldy. Las lona~ elC puest<ls durante la marea baja e inundadas du rante la ma rea altll se denominan Ilonuros moreo/es. las llanuras ma rea1es son ex len~s. (Cortesía de l Departamento de Turismo y Cultura de Nova Scotia.)

Mareas

Causas de las mareas Es f.ícil \'er cómo b fu ert.a gnw itacional de la Luo;1 puede hace r q ue el ab'Ua se aLomhe en diado de la T ierro más próximo a ti Luna. Además se produce tambié n un pandeo l1I;lreal de igu:l l mab'1litud en el l,ldo dc la TiCrr.l din.."1.tullente opuCStO a la Luna ( Fi b"u ~l 20.16).

Las dos prorube rnnt:ias m ar eale!> est;Í n Lllusadas, como descubrió l\' cwton, por el empu je de la gr.wcebd. L:l gl'.l\"cdad es inversamente proporcional al cuadrado de la d i~ l a ncia entre dos objeto!>, lo que significa simplcmente q ue se (Iebilita rápi(hullcnte con la dist:lI1ci;l.. En este cal>O, los do~ o bjetos son la Luna r la Tier r-d. Dado que hl fu erza de la gra"edad disminu)'e L'On la di"ta nci3, el empuje g ra\'itacional de la Luna !>obre la Tierra es ligeramem e mayor en el hldo prtiximo de la Tierra q ue en d Iado dista nte. El resuh ,ldo de esn~ empuje diferencial es el estiramiento (abrg:lm iento) m uy ligero de la Tierra «sólida».

Po r el com~l rio, el océano glo b;l l, llue es mÓ"il, se defo rma de manera muy not:lble por este efecto }' produce los dos pandeas marcales o puestos.

Dt:biJo a q ue 13 posición de la Luna C".ullbia !oÓlo 1110der,1(hlllleme en un d ía , la... protuhc r-.mci as Illare;l.les ~e mantienen en po ... ición mientr;ls t i T ierr;1 gira .. a tr;l\' és» de ell as. Por est;! razón, si :1 1~'U i en pc rm.m ece en 1:1 eosta durnnte 24 ho ras, lil Tierra le har.í gir:.lr ;llT:l\'és de :írea!> al-

.. Flgur. 20.1 6 PandOO$ mareales idealizados en la Tierra provocados por la Luna. SI la Tierra estuVÍef<l cubie rta a una profUndidad uniforme por ag ua, habría dos pandees marea les: uno en el lado de la Tierra orientado a la Luna (derecha) y otro en ellddo opuesto de la TlefJa (ilquierda). Dependiendo de la posiciórl de la Luna, los pandees mareales pueden inclinarse haci cJ el Kuador de la lierr<l. En esta situación, la rotadón de la Tierra hace que un ob~ador experi mente dos mareas altas desiguales duranle un d ía.

5 8!

Icmativas de agua más profunda y más somero. A medida que le transpona:l cada p;lIldeo m ;lr~ l , la lI1arC;1 se eleva, ya medida que le tr:msporta ",1v;l l1 e ma real, ti Ill;lrea haj'l.

Po r co nsiguiente, la mayor parle de lug.ares (le la Tie rrn experimenta dos mareas altas y dos mareas bajas cada dí.l .

Además, los p;¡ndeos ll1,lreales m igran co nfo nne la Luna gi ra alrededor de la Tierra , aproximadamem e cada 29 días. Como conscl'ucncia, las lll:lreaS, como 1:1 hora de salida de la Luna, ocurren ap ro~ i l11ada lllente 50 minmos más ta rde cada día. D espués de 29 día.!., el ciclo se ha (.'0111 pletado ~' empi eza uno nuevo.

Puede haber una desigu:lldad entre las mareas altas en un día detennin3do. Dependiendo dt: la pOSición de la Luna, los pandeos marea les pueden incli narse hacia el Ecuado r, como en la Figura 20.16. Esta figu ra ilmtra que la primer;¡ marea alta experimentada por un observado r en el hcmisfcrioscptemrional es considerablemente más alta que la m¡) rca alta medio día d ~pu és. Por otro lado, un observador del hemisferio meridional expe rimelltlría el efec10 contrario.

Ciclo mensual de las mareas El princi pal cuerpo que influye en las ll1art:as es la Luna, que da una \'Uelta cumplct:'J alrededor de la Tierra C:ld:119 días }' medio. No ol-lstan te, el 501 ta mbién influye en las mareas. Es mucho mayor que la Luna, pero, debido a que está mucho más alejado, su efecto es considerablemente menor. Dc hecho, el potencia l gcnerndor de marC'.tS del Sol ~ aproxim:ldamenre sólo el 46 1x>r denro del de la Luna.

C uando se acerc:1O las LUIl;IS nue"a r llena. el Sol y 13 Luna están alineados }' sus fuerza ~ se SUll1.ln (Figur,¡ 20. 17A). Por consiguiente, la gr·.l\'ed;1d combinada de eso!> dos cue rpos productores de marcas produce pandcos mare.des más :lltos (m a rea.~ altas) ~ valles mareajes más bajos (1I1:1rcas haj;ls),lo que produce un gran intervalo marea!. :\ L'S tas sc 1;ls deno min'l mareas vivas, llue tienen lugar dos \'eces al mes, cuando el sistcl11<l l icrr.l- Lun:l-501 estí ;l lincado. A la im'ersa, a p roximadam~nre cuando 1:1 Luna está cn cuarto creciente y CU;lrto menguante, 13s fu Cf7A1S gr:l\'it'acio nales de la Luna)' el Sol ;:¡cru.111 :wbrc la Tierra schTÚn :íngulos rectos, )' c da Ull3 compensa p.lrcialmente la influencia de la Otr:l (Figur-J 20.178). Como cOIl!>ecllt:nci;l, el espectro mareal diario es mcnor. Se denom ill;1O mareas m uertas }' también se producen dos vece!. al mes. fui. cada mL'S ha}' d tll> !Harcas \,-j",¡s }' dos llla rCdS mucrt':ls, cad:l una con una separ;lción aproximad;1 de una sell1all:l .

Mode los mareales H asta aquí, hemos cxplicdo las C".lusas y los modelos h.ísico!> de las marcas. Sin c mb:lrgo, debe tenerse en cuen · ta l1ue t:StIS cOIl!>ideraciones teuric;IS nu pueden utiliz.1r!>c

584

C AP i T UL O 20 línell~ de costa

ducen a lo largo de la orilla scptenoional del golfo de México, entre otros lugares. Un modelo mareal semidiumo (semi := dos; d I/miO = al día) exhibe dos mareas altas y dos mareas bajas cada día mareal, teniendo las dos marcas ahas la misma altura aproximada y las dos mareas bajas la misma altura aproximada (Figura 20.18). Este tipo de modelo mareal es común a lo largo de la costa atlántica de Estados Unidos. Un modelo mareal mixto es similar al modelo semid iumo, pero se caracteriza por una gmn dl'Sigualdad en las alturas de las mareas altas, las de las mareas b3jas, o ambas (Figura 20.18). En este caso, suele haber dos mareas altas y dos mareas bajas cada día, teniendo las dos mareas altas diferentes alruras y las dos mareas bajas diferentes alturas. Estas mareas predominan a lo largo de la costa p.1cífica de Estados Unidos yen muchas otros pan es del mundo.

Corrientes mareales

... Figura 20.17 Las posidones de 111 n elTa, [11 l una y el Sol Y IlIs mareas. A. Cuando 111 l una ~tá llena o nueva, los pandeos mareales crelldo$ por el Sol y la luna están alinelldos, hay un gran intervalo mareal en la Tierra y se producen mareos vivos. B. Cuando la luna f'Stá en cua rto creciente o menguante, los pandeos mareales producidos poi' la luna se sitúan en ángu lo recto en relclCión COI' los pIIodeos creados poi' el Sol. l os interv"los mareal~ son menores y SE' producen mortal muertos.

para predeci r ni la alrura ni el momento de las mareas reales en un lugar concreto. Eso se debe a que muchos factores, como la fonna de las líneas costeras, la configu ración de las cuencas oceánicas y la profundidad del agua, influyen mucho en las mareas. Por consiguiente, en localizaciones diversas, las mareas responden de diferente manera a las fuerza s que las producen. Al ser esto asf. la naruraleza de la marea en cualquier lugar puede determinarse con más precisión mediante observación real.

Las predicciones de las tablas marea les y los datos mareales en las cartas náuticas se basan en esas observaciones.

En el mundo existen tres modelos mareaJes principales. Un modelo marea! diurno (diunIo := al día) se caracteriza por una sola marea alta y una sola marea baja cada día mareal (Figura 20.18). Las mareas de este tipo se pro-

La expresión corriente mareal se util iz¡\ para describir el flujo hon'wlltal del agua que acompaña la elevación y el descenso de Ja marea. Estos mm1 mientos de agua induci dos por las fu erz:¡s mareales pueden ser importantes en algunas áreas costeras. Las corrientes marcaJes fluyen en una direcrión durante una parte del ciclo ma real e invierten su flu jo durante la otra parte. Las co rri e nl'e~ ma reajes que avanzan hacia [a zona costera cuando la ma rea sube se denominan flujo marea!. A medida que la marea baja , el movimiento mar adentro del agua genera reflujo de la marea. Los períooos de poca o ninguna corriente, denominados agua mllerta. separan el flujo y el reflu jo de la marca. Las áreas afectadas por estas corrientes mareales alternas se denominan llanuras mareales (vélJst Figura 20. 15). Dependiendo de la naruraleza de la zona costera, las llanuras mareales varían, en dirección al mar, desde estrechas franjas de la playa hasta zonas extensas que pueden prolongarse durante varios kilómetros.

Aunque las corrientes marea les no son imponantes en mar abierto, pueden ser rá pidas en las bahías, los estuarios fl uviales, los ismlOs y otros lugares estrechos. En la cosra de la Bretaña francesa, por ejemplo, las corrientes marea jes que acompañan ala marea alta de 12 metros pueden alcanzar una velocidad de 20 ki lómetros por hora, Si bien las corrientes mareales no son por lo general agentes de erosión ni de transporte de sedimentos importantes, se producen notables excepciones cuando las mareas se mueven a través de estrechas ensenadas. Aquí, remue\'en constantemente las pequeñas entradas a muchos buenos puenos que, de lo contrario. se bloquearían.

A veces, las corrientes ma rea les crean depósitos denominados deltas mareales (Figura 20.19). Pueden desarrolla rse bien como deltas de ;1IImdaáólI tierra adentro de una ensenada o COfllO deltas derefll/jo en el lado de una ensenada que se dirige al mar. Dado que la activi(bd de las

Mareas

f\

~.

'-o

I ,

•

O. 5 O

" -'o -<l.5

O

0

r:J- T r;i 12

' .5

,.0

f\

f\

\

S ~ ...(l,s < O,5

\

O

\

t-'i' 0 12

585

-'.0

24

12 24

""'"'

~

MODELO MAREAl SEMIDIURNQ

ATI ':'Nl

,.0

0.9

3.'

24 12 2 4

""'"

Uo.M

MODELO MAAEAl MIXTO

Mixto

_

Semidiumo

2,7 Intervalo de marea viva {m}

O

12

'. '\

/ '\

/

PI\.(

Diurno

_

'\

/

/ 24

12

O,5

S

O

;

...(l,S :¡

-'.0

24

Ha_

MOOElO MAREAL DIURNO

• ng.. r. 20,18 Modelos mareales y eldstencia a lo I¡nge de partes de las líneas de costa del norte Y el sur del continente arnerlc,lnO, Un modelo mafeal diurno (abajo a 1.1 defeocha) elChibe una ma rea alta y una baja cada d ía mareal. Un modelo semidiurno (a rriba a la derecha) elChi be ~ mareas altas y dos mareas bajas de altura ap rolCimadarnente igual cada d ía marea!. Un modelo mareal milCto (izquierda) el! hibe dos mareas altas y dos mareas bajas de alturas diferentes duran te cada dia mareal.

olas y las corrientes litorales está reducida en el lado pro· tegido, tierra adentro, los deltas de inundación son más comunes y más destacados (vinst Figura 20.9). Se fonnan después de que una corriente marcal se mueva r-ápida. mente a través de una ensenada. A medida que la corriente emerge del estrecho pasillo hacia aguas más abie nas. se ra· lentiza y deposita su carga de sed imento.

Uaf1U'3S mareales

Deltas mareales

Isla barrera

,

Mareas y rotación de la Tierra Mediante fricción contra el suelo de las cuencas occáni· cas, las mareas actúan como débiles frenos que ralentizan finnemente la rotación de la lierra. El ritmo de esta dis· minución de la velocidad, sin embargo, no es grande. Los astrónomos, que han medido con precisión la longitud del día durante los últimos 300 años, han descubierto que está aumentando a razón de 0,002 segundos por siglo .

Aunque esto pueda parecer insignificante, a lo largo de millones de años este pequeño efecto será muy grande.

Por último, dentro de miles de millones de años, la rotación cesará y la Tierra ya no tendrá días y noches alternos.

Si la rotación de la Tierra esci disminuyendo de ve· locidad, la longirud de cada día debe haber sido más corta y el número de días por año debe haber sido mayor en el pa. sado geológico. Un método utilizado para investigar este fenómeno es el del examen microscópico de los capa raza· nes de cienos invertebrados. Las almejas y los corales, así como otros organismos, desarrollan una delgada capa microscópica de nuevo material de caparazón cada día . Estudiando los anillos de crecimiento diario de algunos ejem-

.6 flg .. r_ 20.19 Debido a que este delta marea! se está formando en las aguas reldltivamente tfdlnquiJas d el lado tierra adentro de una i~a barrera, se denomina delta de inund ación.

Cuando emerge una corriente marea! de movimiento rápidO desde la ensenada, dismi nuye su velocidad y deposita sedimentos. las formas de los deltas marea les son variables.

piares fósi les bien conservados, podemos detenn inar el número de días de un año. Esrudios realizados utilizando esta ingeniosa tecnica indican que al principio del umbrico, hace unos 540 millones de años, la longitud del día era sólo de 21 horas. Dado que la longirud del año, que \1ene determinada por <:1 giro de la Tierra alrededor del Sol, no cambia, el año Cámbrico contenía 424 días de 21 horas.

A fina les del Devónico, hace unos 365 millones de años. un año constaba de unos 4 10 días. y cuando empe7.aba el Pér· mic..'o, hace unos 290 millones de afios, había 390 días al <lño.

586

C A P r r u lo 2 0 líneas de costa

Resumen • Ellit01·nl es la zona que !>e extiende entre e l nivel de marea más bajo y la elev;lció n m:' s alta de la tierra afectada por las olas de los tcmporales. La rosttl se ex· tiende tierr.l adentro desde la costa hasta donde aún pueden encontrarse estructuras relacionadas con el océano. El litoral se divide en plo)'o Ilflj n y playn nlln. En dirección al mar desde la antcplaya se hallan la ,.¡bt-rn CMTalla y la pren ·ibl:m .

• Una pla)·a tOS una acumulación de sedimen to siruada :1 lo largo del borde continental del océano ocle un lago .

Entre sus partes, hay una o más henllns y el ¡rrntl' dI' pla)'a. Las playas están compuestas del material que abunda en la 7.ona y deben considerarse ma[erial en tránsito a lo la rgo de la costa.

• Las olns SOIl mergin eT1 1110t'i11lieIl10 y ti viemo il/id" In moyoria de olas OCl'tÍllicas, Los tres facto res que influyen en la nltllm, la 1011giffld y el periado de una ola son: (1 ) la L'~/ocidnd (11'/ 't'; I'1JI O, (2) el tiempo dll,.mlte tI CIIal hll sopla. do el 't'Íe1ll0 y (3 ) el f etch, la distancia que el viento ha recorrido a través de mar abie n o. Una vez que las olas sale n de la zona de tormenta, se denominan 111m· dI' fol1do y constiruyen olas simétricas con un:1 mayor lo ngi tud de onda.

• A med ida que las olas se desplazan, las pnTTicultls dI'

agl/n tmmmitro me/y/n 11fedimltt 1'1'J1fR.'imiellto (wbitnl cin,dm; que se extiende a una profundidad igua l a la mitad de la lo ngirud de o nda . C uando una ola se de!>· plaza h:lci;¡ e l agu.\ somera, experimenta cambios ffs i· cos que pueden hacer que la ola se desplome o ,.Ulllpn }' fom le mT/lSN"r.

• La erosión de las olas es c-.lUsada por la prrsióll dI' im¡wcto dI' la ola y la nbl'l1siÓIl (la acción de sierra y m olienda del agua armad:\ co n fra!,'lI1entos de roca). La fl exura de las olas se denomina 1?frncciólI dt In 0111. Debido a la refr.Jroón, el impactO de la ola se concentra conm los 1.1· [erales}' los extremos de los salientes de ti erra .

• La mayorfa de las olas alcanz<\ la costa en angula. La batida y retroceso del agua de (:ada 013 rompiente mueve el sedimento según un modelo en ziW.ag a lo largo de la playa. Este movimiento, denominado dl'r i FO litoral o de pla)'a, put:de tr:.lIl!:iportar la arena cen· tenares o incluso m iles de metros c.ld;\ día. Las ola ~ oblicuas producen también ronúlltes /it01'a/es dentro de la zona de oleaje que fluye en parnlelo a la costa.

• Las fof1Tl 3S producidas por la erosión de b línea de costa son los acm/ti/ades litom lu (q ue se o riginan debi.

do a b acción cortante del oleaje contra la base del te· rreno costero), las plnrafo'''lIas de abrasiól1 (superficies relativamente planas que q uedan tras el re troceso de los ac:mti ladO!», los nrrot (fonnados cuando un cabo de tierra es erosion3do y dos cuevas de los lados opuest OS se unen)}' las cIJi1llmtas (que se fOnTIan cuando se hunde el techo de un arco).

• Algunos de los r-Jsgos deposicionales formados cuan· do el sedimento es mo \·ido por la dennl litorn l }' las corrientes litorales son las flrcbos (crestas alargadas de arena q ue se proyectan desde la tierra en la desembocadura de una bahía ad}'acente), las bnn·ns de bnhín (ha.

TraS de arena que atraviesan por completo Un:1 bahía) y los tÓIII/Joles (cúmulos de :Irena que conect:Ul uml isla con el continente o co n otr-J isla). A lo largo de hls lIa· nuras de la costa atlántica y del Golfo, la zona litoral se c-.U3Clenza por islas bmurn, crestas bajas de arena que discurren en paralelo a la costa a distancias com· prendidas entre los 3 y los 30 kilómetrm.

• Factores locales que influyen en la erosión de la línea de costa son: (1 ) la proxi midad de una costa a ríos ctlr· gados de sedimento; (2) el grado de actividad tectóni· ca; (3) la topografía }' la composición del te rreno; (4) los ,·¡entos y las condicionc.o¡ meteorológ1c-Js predo. minames, y (5) la configuración de la líne.¡ ele costa y de las zonas próximas al litoral.

• La eSfabiliu lciól1 fi1"1lJr consiste en la construcció n de estructuras masivas y duras p:lr:l intentar proteger una COSta de la e rosión o impedir el mo,'¡miento de arena a lo largo de la piara. La esta hilil.:lciÓn fif1Tl c incluye los tSp;g01/t'S (paredes bajas construidas en ángulo rec· lO a la costa para retener la arena en movimiento), los r01l1peolns (estructuras par-Jlelas ,1 la I.:OSt:1 para protegerla de la fuerL.;l de IlIs gnmdes olas rompientes) y los diq/lts (que acor-dzan la costa par.! im pedir que las o las lllc.mccn la zona situada detrás del muro). Entre las n/Il:n lflflt'os tI/n I'rtnbiliznciÜlI fimlt' se cuentan la nlimm· tació" dt p/tI)'o, que supone la adición de arena para re· llenar las playas erosio nadas, y el tmslndo de los edificios dailados o amenazados.

• D ebido a las diferencias geológicas básicas, la 11Iftll·

rnle--II dI' los p,-ob1t711aS dI' nYJsiólI de In costa nlo 101.,,0 dI' las {()stns ntltÍl1t;cn y pncífim dC' NflI1nnllfricn rs mlly di· [nnlfr. G ran p¡lrte dcl dl..-sa rrollo ocurrido a lo largo de las CO!:iras atlánt ica y dd Gol fo se ha producido cn islas barrera, que reciben toda la fu erza de las b'Tan· des tormentas. Gran parte de la COSta del Pacífico se

Prequntas de repaso

caracteriza por estrechas pla yas respa ldadas por escarpados acantilados y cordilleras montañosas. Un importante problema al que se enfrenta la línea de costa del Pacífico es un est recham iento de las playas causado por la interrupción del flujo natural de los m¡Hc riales a la costa debido a la construcció n de presas para reg;¡dío y para el control de inundaciones, • Una clasificación habirualmente uti lizada de las cost"JS se basa en los cambios que han ocurrido con respecto al nivel del mar, Las cosMs tle l'1Ill7-Si Ó'I, a menudo con aCllllti lados Iitornles y plataformas de abrasión por encima de l ni\<el del mar, se desarrollan o bien porque un área experimenta levantam iento o bien como consecuencia de un descenso del nivel del mar, A la inversa , las costos de imlle-I"'S;Ó'I, con sus desembocaduras fluviales inundadas, deno minadas eswm'ios, ~ crean cuando el nivel del mar se ele\-'a o la tierra adyacente al mar se hunde.

• Las 11Im'ens, el ascenso y descenso diarios en la e levación de la superficie del océano en lugares dete rminados, c...tán cau<;ada" por la ntmrdólI gml'irndolloJ de la Luna y, en una menor proporción, por el Sol. La Luna y el Sol producen un par de poI/deos 111m-enles en la Tierra cada uno, Estos pandcos mareales permanecen en posiciones fijas en relación con los cuerpos que

587

se generan a medida que la T ierra rota a [ravé... de ellos, lo cual resulta en mareas altas y bajas ahernas.

Las mnrtos vivos tienen lugar cuando se aprox ima n los períodos de luna llena y luna nueva, cuando el Sol y la l una están alineados y sus pandcos se suman y producen mareas espet.;almente altas y bajas (ungrl1n ;ntn-.;olo moreol d;m';o). A la inversa, las mflrtos 7IIl/erros se producen alrededor de los períodos de cuano creciente }' cuarto menguante de la Luna, cuando los pandeos de la l una y el Sol se sinían en língulo recto, lo cual produce un ;men )nlo 1l1m'enl dinrio 1I1t1IOI;

• En ,lul/lUdo exintll fI'es 1IIodl'los 111fl1"tt¡/es principnles, Un modelo morenl dhmlO exhibe una marea alta y una baja CAda día; un ",odelo 'morral se1llidi"rno exhibe dos mareas altas y dos bajas aproximadamente de la misma altura cada día: y un modelo 1IIm1!ol1llixto suele tener dos mareas ahas y dos bajas de diferentes alturas cada día.

• Las cun7elltes 1IIfl1m /l's son movi mientos horiwntalcs del agua que acompañan a la subida r bajada de las mareas. Las IInmll"ll$ morcnles son las áreas que se \'en afectadas por el avance y retroceso de las corrientes mare¡¡les. C ua ndo las corrientes mareales disminu)'en de velocidad después de emerger de ensenadas estrechas, depositan el sedi mento que fin almente creadn los deltos 7Ilm-eoles,

Preguntas de repaso 1- D istinga entre costa, línea de costa, litoral y línea li toral.

8. ¿Por qué a menudo las playas se denominan ",r ios de arena"'?

2. ¿Qué es una playa? Di!>ting;¡ brevemente entre fo n-

9. Describa la formación de las siguientcs caractcrís-

do de playa y bernla . ¿De dónde proceden los sedimentos de la playa?

ricas: acantilados litora les, platafonnas de abrasió n, rasas, fl echas, barras de ba hía y tómbolos,

3. Enumere tres mClores que detenninen la a ltura,la

10. Enumere tres maneras mediante las cuales se origi-

longitud de onda y e l período de una ola.

4. Describa el movimiento de un objeto flotante cuando pasa una ola (vinse Figul'J 20.4), 5. Describa los cambios físicos que se producen en la \'elocidad, la longitud de onda y la altura de una ola a medida que ésta avanza hacia el agua somera}' rompe,

6. Describa dos maneras mediante las cuales las olas causan erosión.

7. ¿Qué es la refracción de las olas? ¿Cuá l es el efecto de este proceso a lo largo de las líneas de costa irreguiares? (t.·inse Figura 20,7.)

nan las islas barrera,

11. Los daños provocados por un huradn pueden dividi rse en tres grAndes C3 lcgorías, Enumérelas, ¿Qué categoría es r esponsa ble del mayor número de muertes relacionadas con un huracán (viose Recuad ro lO, !)?

12. Enumere algunos ejemplos de estabili7..3ción firme y describa para qué sirve cada uno. ¿Qué efecto tiene cada uno en la dislribución de arena en hl playa?

13. Enumere dos alternativa!> a la estabil ización finne, indicando los posibles problelll:ls con cada una.

588

CAPf T U l O 20 líneas de costa

14. Relacione la fonnación de presas en los ríos con el encogimiento de las playas en muchos lugares a lo largo de la COSta oeste de Estados Unidos. ¿Por qué las playas más eso-echas inducen una retirada acelerada de los acantilados marinos?

18. Comente el origen de las mareas oceánicas. Explique por qué la influencia del Sol en las ma reas terrestres es sólo aproximadamente la mitad de la correspondiente a la Luna, aunque el Sol es mucho mayor que la Luna.

IS. ¿Cuál es la relación entre la aonósfera más caliente

19. Explique por qué un observador puede experimentar dos mareas altas distintas durante un mismo día (viost Figura 20.16).

y un aumento mundial del nivel del mar (v/1m Recuadro 20.3)?

16. ¿Qué rasgos observables le inducirían a clasificar un área costera como de emersión?

17. ¿Están los estuarios asociados con costas de inmersión o de emersión? Expliquelo.

20. ¿En qué se diferencian los modelos marea les diurno, scm idiurno y mixto?

21. Distinga entre flujo y reflujo marea!.

22 . ¿Cómo han afectado las mareas a la rotación de la Tierra? ¿Cómo demuestran los geólogos esta idea?

Ténninos fundamentales abrasión acantilado litoral alimentación de playa altuTa de ola arco litoral arrastre barra de bahía

bem" corriente litoral corriente mareal costa costa de emersión costa de inmersión

chimenea litoral delta mareal deriva litoral o de playa dique espigón estabilización finne estuario fetch flecha flujo mareal frente de playa isla barrera línea de costa

línea litoral litoral longitud de onda llanura mareal ma lecón marea marea muerta marea VIva modelo mareal diurno modelo mareal mixto ¡nodelo nlareal semidiurno

periodo de ola platafonna de abrasión playa playa alta playa baja "53

reflujo de la marea refracción de la ola ribera cercana rompeolas tómbolo zona litoral

Recursos de la web La página Web Earth utiliza los recursos y la flexibi lidad de Internet para ayuda rl e en su estudio de los telllas de este capítulo. Escrito y desarrollado por profesores de Geología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite http://www.librosite.netltarbuck y haga dic sobre la cubierta de Gmoas dt la Tinra, (Ktova rdiciÓ1l. Encontrará;

• Cuestionarios de repaso en línea .

• Reflexión crítica y ejercicios escritos basados en la web.

• Enlaces a recursos web específicos para el capítulo.

• Búsquedas de términos clave en toda la red. http://www.librosite.netltarouck

CAPíTU L O 21

Energía y recursos minerales RecursO's rcnovablcs y nO' ,"eno\"ahles Recursos cllcrtTéticos :>

Energía hidroeléctrica Energía gcotérnuca Energía marea]

C arbón

RecursO's minerales

P etróleO' }' gas natural

RecursO's minerales y procesos ígneO's

Formación del petróleo 1r-ampas petrolíferas

Algun os efectO's ambientales de la combustión de IO's combustibles fósiles Contaminación del aire urbano El dióxido de carhono y el calentamiento global

Arenas asfálticas y lu titas bit uminO'sas: ¿petróleo para el futuro?

Arena~ a~fálticas

Luti tas binmunosas

Fuentes de cnergía alternativas Energía nuclear Energí" solar F nergía cólica

Segregación magrmítica Dialllallte.~

Soluciones ludrotermalcs

Recursos minerales y procesos metamórfIcos .\letcorizacióll y yacimientos de menas BalL,ita Otros depósitos

D cpósitos de placeres Recursos minerales no metálicos .\-1atcrialcs de construceilÍn i\1incralcs industriales

S90

e A P f TU L o

2 1 Energía y recursos minerales

os materiales que extraemos de la TIerra son la base de la civilización moderna . l os recursos minerales y energéticos de la corteza son la materia prima a partir de la cual se fabrica n los productos utilizados por la sociedad . Como la mayoría de las personas que vive en naciones muy industrializadas, quizá se dé cuenta de la cantidad de recu rsos que son necesarios para mantener su actual estilo de vida. En la Figura 21.1 se muestra el consumo anual per copita de varios recursos minerales metálicos y no metálicos en Estados Unidos. Se trata de la porción prorrateada para cada persona de los materiales que la industria necesita para proporcionar el e norme conj unto de casas, coches, electrodomésticos, cosméticos, enva-

L

.. Figura 21 .1 El consumo anual per capita de recursos minerales metálicos y no metálicos para Estados Unidos es de casi 10.000 kilogramos (10 toneladas).

Alrededor del 94 por ciento de los materiales utilizados son no metálicos.

(Tomado del U. S. Bureau 01 Mines.)

ses, y así sucesivamente, que demanda la sociedad moderna. las cifras son comparables a las de olros países mtI'! industrializados, como Ca nadá, Australia y varias naciorll!!! de la Europa occidental.

El número de recursos minerales diferentes que ner~ sitan las industrias modernas es grande. Aunque algunos ~ ses, entre ellos Estados Unidos, tienen depósitos sustancia&!! de muchos minerales importantes, ninguna nación es di!! todo autosuficiente. Esto refleja el hecho de que los yiK)o. mientas importantes están limitados en número y sean ~ aparición localizada . Todos los países deben depender del mmercio internacional para satisfacer al menos alg una de g,a necesidades .

_unIOS no metálicos

4100kg Piedra

200kg

220kg Arcillas

Sal

140kg Rocas foof8IIcas

480kg

OIrcsno_

Recursos metálicos

10 kg

25kg

eob<e

Aluminio

550kg Hierro yacef"O

l 6kg Pk>mo

5kg Cinc

6kg Manganeso

9k9 Otros metales

591

Recu!'W5 energéticos

Recursos renovables y no renovables Los recursos suelen dividi rse en dos amplias categorías: renovables y no renovables. Los recursos renovables pueden volver a recuperarse en tiempos relativamente cortos, de meses, años o decenios. Ejemplos comunes son las plantas y los animales que proporcionan alimento, las fibras naturales que sirven para la fabricación de ropas o los árboles para madera y papel. L a energía procedente de las aguas de escorrentía, el viento y el sol se consideran también renovab les.

Por el contrario, los recursos no renovables siguen fonnándose en la Tierra, pero los procesos que los crean son lan lentos que se tarda millones de añ os en acum ular depósitos signi6cativos. En lo que se refiere al ser humano, la Tierra contiene cantidades fijas de esas sustancias. Cuando se hayan extraído mediante bombeo O explotación minera los suministros actuales de la Tierra, no habrá más. Son ejemplos de estos últimos los combustibles (carbón, petróleo, gas natural) y muchos metales importantes (hierro, cobre, u ranio, oro). Algunos de estos recursos no renovab les, como el aluminio, pueden utilizarse una y otra vez; otros, como el petróleo no pueden reciclarse.

A veces, algunos recursos pueden pertenecer a cualqu iera de las dos categorías, según cómo se utilicen. El agua subterránea es un ejemplo de ello . En los lugares donde se bombee d el sucio a una velocidad que permita su recuperació n, el agua subterránea puede clasificarse como recurso renovable. Sin embargo, en los lugares en los que el agua subterránea se extrae más deprisa de lo que se recarga, el nivel freátioo desciende de manera unifo rme. En este caso se esci «explotando» el agua subterránea exactam ente igual que otros recursos no renovables·.

En la Figura 2 1.2 se pone de manifiesto el rápido crecimiento de la población de nuestro planeta. Aunque el número de habitantes no alcanzó 1.000 millones hasta el comien zo del siglo XIX, sólo 130 años después la población se duplicó h asta 2.000 millones. Entre 1930 y 197 5 la cifra se volvió a duplicar, a 4.000 millones, y en 201 5 más de 7.000 millones de personas poblarán la TieITa. Evidentem ente, a medida que la población crece, la demanda de recursos también se amplía. Sin embargo, la velocidad de utilización de los recursos minerales yenergi:Ot:os ha crt:ciJo más deprisa que la población. Esto es consecuencia de un nivel de vida cada vez mayor. En Estados Unidos, que sólo represen ta el 6 por ciento de la población mundial, utiliza aproximadamente el 30 por ciento de la producción anua l mundial de recursos minera les y energéticos.

• El problema del pírulo 11.

descen.~ de

los niveles freiíuros se comenu en el Ca-

8

6.300 millones

7

(2003) -----.

4.000 millones

'"•

5

i•

4

~

6

(1975)

"O

•

"", e

2.000 millones

3 E e

(1930)

2

~ o

1.000 millones (a principios de 1800) ~_

Q.

1

4000

2000

A.C.

O

D. C.

2000

O

AAo

... Flgur. 21 .2 Crec:imiento de la población m undial. Hasta el año 1800 no se alcanzó la cifra de 1.000 millones. En 2015, más de 7.000 millones de personas ha bitarán el planeta. La demanda de recU!'W5 básicos está crec:iendo más deprisa que la població n.

(Datos del Pop ulation Refe rence Burea u.)

¿Por cuánto tiempo los recursos que nos quedan nos pen nitirán mantener el nivel de vida cada vez mayor q ue caracteri za a los países in dustrializados actuales y seguid abasteciendo las crecientes n ecesidades de las regiones en vías de desarrollo? ¿Cuánto d eterioro ambien tal estamos dispuestos a aceptar para conseguir recursos? ¿Pueden encontrarse alternativas? Si hem os de afrontar una demanda per cnpitn creciente y una población mundial en crecimiento, debemos comprender cuáles son nuestros recursos y sus lím ites.

Recursos energéticos El carbón, el petróleo y el gas natural son los principales combustibles d e n uestr::l moderna economí:l ¡n&instri a] (Figura 2 1.3). Aproximadamente el 86 por ciento de la energía consumida en Estados Unidos en la actualidad procede de esos combustibles fósiles básicos. Aunque quizá no haya gran esca$ez. durante muchos años, las reservas que conocemos están disminuyendo. Pese a las nuevas exploraciones, incluso en regiones muy remotas y ambientes muy severos, las nuevas fuentes de petróleo no man tienen el ritmo del consumo.

592

CAP f TUL O 2 1 Energía y recursos minerales

abast ecido tradicionalmente nuestras necesidades energéticas, así como las fuentes que proporcionarán una porción crecie nte d e nuestros requisitos futuros.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN En la Figura 21 .3 se muestra una biomaso como uno formo de energía renovable. ¿Qué es exactamente Jo biomoso?

Tatal ", 96,935 billones de btu

Total = 5.668 billones de btu

... Rgun 21.3 Consumo de energía de Estados Unidos, 2001. El total se aproximaba a los 97 billones de btu. Por cierto, un billón es 101 2, o un millón de millooes. Un billón de btu es una unidad adecuada para referirse al uso total de energía en Estados Unidos.

(Fuente: Departamento de Energía de Estados Unidos, Administración de Inlormación sobre Energía.)

El ténnino biomasa se refiere a la materia orgánica que puede quemarse directamente como combustible o transformarse para ser quemada. Biomasa es un término relaO\llmente nuevo para Jos combustibles humanos más antiguos..

Son ejemplos la madern de combustión, el carbón vegetal, 1m residuos de las cosechas y los restos de animales. La combustión de la biomasa tiene una importancia especial en l~ economías emergentes.

A m enos que se descubran nuevas y grandes reser vas de petróleo (lo que es posible, pero no probable), una porció n mayor de nuestras necesidades futuras habrá de proceder del carbón y de fu entes de energía alternativa, como la ene rgía nndear, geoténnica, solar, eólica, mareal e hidroeléctrica (véase Recuadro 21.1). A veces se mencionan dos combustibles a lternativos, las arenas asfálticas y las lucitas bituminosas, com o nuevas fuentes prome tedoras de combustibles Iiquidos. En las siguientes secciones, examinaremos brevemente los combustibles que han

Carbón J unto con e l petróleo y el gas natural, al carbón se le sutle denominar combu stible fósil. Dic ha designación e!" apropiada porque cada vez que quemamos carbón estaInCl! utilizando la en ergía sola r que fu e almacenada por bt: plantas hace muchos millones de años. De hecho, esta~ quemando un « fósil».

Hidratos de gas: un combustible procedente de los sedimentos del fondo oceánico Los hidrot()J de gas son estructuras quimicas inusualmente compactas compuestas de agua y gas naturnJ. El tipo más mmÚll de gas natural es el metano, que produce hibatotkmetuno. Los hidratos de gas natural aparecen debajo de zonas de pcrmafrost en los continentes y bajo el fondo oceánim a profundidades inferiores (l 525 metros.

La mayoría de los hidratos de gas oceánicos se crea cuando las bacterias descomponen la materia orgánica atrapa~ da en los sedimentos del fondo oceánico, produciendo gas metano con pequeñas cantidades de etano y propano. Estos gases se combinan con el agua en los sedimentos de las profundidades oceánicas

(donde las presiones son elevadas y las temperaturas, bajas) de modo que el gas queda atrapado dentro de una jaula en fo rma de reja de molé<:ulas de agua.

Los buques que han perforado los hidratos de gas han extraído núcleos de barro mf!'i.Clado con fragmentos y capas de hidratos de gas que se consumen y se evaporan con rapidez cuando se exponen a las condiciones relativamente c ílidas y de baja presión en la superficie oceánica. Los hidratos de gas parecen fragmentos de hielo, pero se prenden cuando los enciende una Uama, ya que el metano y orres gases inflamables son liberados a medida que los hidratos de gas se evaporan.

En algunos cálculos se indica que hasta 20 billones de merros cúbicos de metano están atrapados en sedimentos que contienen hidratos de gas, lo que equivale aproximadamente al doble del carbono de las reservas combinadas de carbón, perróleo y gas convencional de la licITa . Un gran inconveniente de la explotación de reservas de hid rato de gas es que éstas se descomponen rápidamente a las temperaturas y las presiones de la superficie. No obstante, en el futuro, estas enormes reservas de energía del fondo oceánico pueden ayudar 2 suministrar energía a la sociedad moderna.

Carbón

El carbón ha sido un combustible importante durante siglos. En el siglo XIX y principios del xx, el carbón, barato y abundante, impulsó la revolución industrial. En 1900, el carbón proporcionaba el 90 por ciento de la energía utilizada en Estados Unidos. Aunque todavía importante, en la actualidad el carbón representa alrededor del 20 por ciento de las necesidades energéticas de esta nación (Figura 21.3).

Hasta la década de los años cincuenta, el carbón constituyó un combustible importante para proporcionar calefacción doméstica, así como una fuente de ener-

gía para la industria. Sin embargo, su uso directo en el hogar ha sido en gran medida sustituido por el petróleo, el gas natural y la electricidad. Se prefieren estos combustibles porque es más fácil disponer de ellos (se distribuyen a través de tuberías, tanques o cables) y más limpios de usar.

No obstante, el carbón sigue siendo el principal combustible utilizado en las centrales de energía para nuestros hogares. Más del 70 por ciento del carbón que se consume en la actualidad se utiliza para la generación de

electricidad. A medida que las reservas de petróleo vayan disminuyendo en los años venideros, puede aumentar el

uso del carbón. Es posible ampliar la producción de carbón, porque el mundo tiene enormes reservas, así como

593

la tecnología necesaria para extraerlo de manera eficaz de las minas. En Estados Unidos, los yacimientos de carbón son abundantes y su suministro duraría centenares de años (Figura 21.4).

Aunque el carbón es abundante, su recuperación y su uso representan una serie de problemas. La minería de superficie puede convertir el paisaje en un erial lleno de cicatrices si no se lleva a cabo una recuperación cuidado-

sa (y costosa) para restaurar el terreno. (En la actualidad, todas las canteras de Estados Unidos deben restaurar el terreno.) Aunque las minas subterráneas no crean cicatrices en el paisaje con la misma intensidad, han sido costosas en términos de salud y vidas humanas.

Además, la minería subterránea dejó de ser hace tiempo una operación de pico y pala, y en la actualidad es un proceso muy mecanizado e informatizado. Las finnes leyes federales de seguridad han hecho que la minería estadounidense sea bastante segura. Sin embargo, siguen existiendo los riesgos de hundimiento de los techos, y de explosiones de gas, así como los derivados de trabajar con equipo pesado.

La contaminación del aire es un problema importante asociado con la combustión del carbón. Mucho carbón contiene cantidades significativas de azufre. Pese a los esfuerzos por eliminar el azufre antes de quemar el carbón,

Valor calórico medio

--

Antracita

12,700 Stu/lb Carbón bituminoso

13,100 Stu/lb

o

500

Kilómetros

Carbón subituminoso

95il(b Lignito

6700 Stu/lb A Figura 2 1.4 Yacimientos de carbón de Estados Unidos. (Datos del Bureau of Mines, Departamento de Interior de Estados Unidos.)

594

e A p f TUL o

2 1 Energía

y recursos minerales

siempre queda algo; cuando el carbón se quema , el azufre se rransfornta en nocivos gases de óxido de azufre. A través de una serie de reacciones químicas complejas que ocurren en la atmósfera, los óxidos de azufre se convien en en ácido sulfúrico, que luego cae a la superfi cie terrestre en forma de lluvi:\ o de nieve. Esta lluvia o nevada ácida puede tener efectos ecológicos adversos sobre áreas extensas (vinsl Recuadro 6.2).

Como probablemenle ninguno de los problemas que se aca ban de mencion ar vaya a impedir una mayor uti lización de este combustible, importa nte y :\bundam e, deben hacerse esfu erzos más intensos para corregi r los problemas asociados con la minería yel uso del carbón.

Petróleo y gas natural El petróleo y el gas natural se encuentran en entornos similares y nonnalmentc aparecen juntos. Los dos consisten en diversos compuestos de hidroca rburos (compuestos que contienen hidrógeno y carlxmo) mezclados entre sí. También pueden contener pequeñas cantidades de otrOS elementos, como azufre, nicrógeno y oxígeno. Como el carbón, el petróleo y el gas natural son productos biológicos derivados de los restos de organismos. Sin embargo, los ambientes en los que se fonnaron, así como los organismos de los que derivan, son muy diferentes. El carbón se fonna fundamentalmente a partir de materia vegetal que se acumuló en un entorno pant-anoso por encima del nivel del mar. El petróleo y el gas proceden de los restos de plantas y animales de origen marino.

Formació n del petróleo La fornlación del petróleo es compleja y no IOlalmem e comprendida. No obstante, sabemos que empi eza con la acumulación de sedimentos en áreas oceá nicas ricas en restos vegerales y ani males. Estas acumulaciones deben aparecer allí donde la actividad biológica es elevada, como en las áreas próximas a la costa. Sin embargo, la mayoría de los entornos marinos son ricos en oxigeno, lo que lleva a la descomposición de los restos orgánicos antes de que puedan ser enterrados por otros sedimentos. Por consiguiem e, las acumulaciones de petróleo y de gas no están tan generaliz..1das como los entornos mari 110S que sustentan la abundante actividad biológica. A pesar de este facror limitante, grandes cantidades de materia orgánica se entierran y protegen de la oxidación en muchas cuencas sedimentarias cerca de la costa. Al aumentar el enterrami ento a lo largo de millones de años, las reacciones t¡uímicas lransfonnan gradualmente parte de la materia orgánica original en los hidrocarburos

líquidos y gaseosos que denominamos pecróleo y gas]Urural.

A diferencia de la materia orgánica a partir de b cual se fonnaron, el petróleo y el gas naruraJ recién crtedos son móviles. Esos fl uidos son gradualmente cxprimtdos de las capas compactadas, ricas en fango, donde se 0..... ginan, hacia lechos penneables adyacentes, como arenisca, donde los poros entre los granos de sedimen. son mayores. Dado que esto ocurre bajo el agua, las ~ de roca que contienen el petróleo y el gas se satur-.m agua. Pero el petróleo y el gas son menos densos que agua, de manera que migran hacia arriba a través de los ~ pacios porosos llenos de agua de la..;; rocas que los eocirrran. A menos que algo obstaculice esta migración a dente, los fluidos acabarán alcanzando la superfiCk. momento en el cual los componentes volátiles se c\ ramn.

Trampas petrolíferas A veces la migración ascendente se ve interrumpida. l ambiente geológico que permite la acumulación de ca;¡,... tidades económica mente significati\,as de petróleo ~ ~ bajo cierra se denomina trampa petrolífera. Di,·en. estrucruras geológicas pueden actuar como trnmpas petrolífcras, pero todas tienen en común dos condicK.::! básicas: una roca almacén, penneable y porosa, que _ ministrará petróleo y gas natural en cantidades suficiGtes para hacer rentable la per foración; y una roca de opa impenneable, como las luti tas, que son prácticameoa impcnneables al petróleo y al gas. La roca de tapa imcrrumpe el sentido ascendente del petróleo y el gas e 1mpide que escapen a la superficie.

En la Fib'llra 21.5 se ilustran algunas trampas mmunes de petróleo y gas natural. U na de las más seru:m. es un mltic/inal, lUla serie de estratos sedimentarios J:queados hacia arriba (Figura 2 1.5A). A media que los ~ tratos se pliegan, el petróleo y el gas ascendentes se a~­ mulan en su charnela. Debido a su menor densidad, el g» natural se acumula )Xlr encima del pecróleo. Los dos d~ cansan sobre el agua, más densa, que satura la roca alrmcén. Uno de los mayores ca mpos petrolíferos del mundo.

El Nala, en Arabia Saudí, es consecuencia de una tram¡. anticlina l, al igual que el famoso Teapot Dome en "~'O­ mingo En los lugares donde los esttatos se desplazan de manera que consiguen arrastrar una roca almacén buzaote hasta colocarla frente a lma capa impenneable, CQrno§C' mue<;tra en la Fib'llra 21.5B, se fonn an trn7llpnsde fn/In. ú este caso, la migración ascendente del perróleo y el gas ~ interrumpirá aUí donde se encuentra la faUa. En la región de la llanura costera del golfo de Estados Unidos, se producen acumulaciones importantes eX-

Petróleo y gas natural

595

A

Roca de tapo

D.

... figura 21 .S Trampas petrolíferas comunes. A. Antid inal. B. Trampa de falla. C. Domo salino. D. Trampa estratigráfica.

petróleo en asociación con dmllOS 501;,IOS. Esas áreas tienen potentes acumulaciones de estratos sedimentarios, entre ellos los de salgema. La &'1 1 que aparece a grandes profund idades se ha visto fOrl.'l da a ascender en colullUlas por la presión de los estratos situados por encima de ella.

Estas columnas ascendentes de sal defonn an gradualmente los estratos que tienen por encima. Dado que el petróleo y el gas migran al nivel más elevado posible, se acumulan en los estratos levantados de arenisca, adyacentes a la columna de sal (Figura 21.5C).

Aún hay otra importante situación geológica que puede inducir acumulaciones significativas de petróleo y gas, denominada tyffmpn ertrfltigrájiCfl. Estas estrucntras que contienen petróleo se forman principalmente como consecuencia del modelo original de sedimentación , más que como consecuencia de deforrnación estructural. La trampa estratigráfica ilustrada en la Figura 21.50 existe porque un estrato inclinado de arenisca se acuña lateralmente hasta de.<;aparecer.

Cuando se perfora la cubierta creada por la roca de tapa, el petróleo y el gas natural, que están bajo presión, migran desde los espacios porosos de la roca madre hasta el orificio de perforación. En algunas ocasiones, aunque

raras, la presión del Ruido es grande y puede obligar al petróleo a ascender por el orificio de perforación hasta la superfi cie creando un «pozo surgente», o fuente de petróleo en la superficie. Nornlalmente, sin emba rgo, se precisa una bom ba para sacar el petróleo.

La perforación no es la única manera mediante la cual el petróleo y el gas pueden escapar de una trampa.

Las trampas pueden romperse po r las fu ert.as naturales.

Por ejemplo, los movi mientos de la Tierra pueden crear frncru ras que permi tan la sa lida de los fluidos con hidrocarburos. La erosión en la superficie puedc abrir una brecha en la trampa, con resultados similares. Cuanto más antiguos sean los estratos de roca, mayor será la probabi lidad de que una tapadera se vea afectada por la deform:u:ibn o la erosión. De hecho, no en todas las edades las rocas proporcionan petróleo y gas en las mismas proporciones. La mayor producción procede de las rocas más jóvenes, las del Cenozoico. Las rocas del Mesozoico, más antiguas, producen considerablemente menos, seguidas de los estratos aún más antiguos del Paleozoico, que producen cantidades aún menores. No se produce prácticamente petróleo en las rocas más antiguas, las del Pre<.i mbrico.

596

e A p f TUL o 2 1 Energía y recursos minerales

Algunos efectos ambientales de la combustión de los combustibles fósiles La humanidad se enfrenta a una amplia dh"ersidad de problemas ambientales causados por ella misma. Entre los más graves se cuentan los impactos sobre la annósfera que son consecuencia de la combustió n de los combustibles fósiles. La contaminació n dd aire urbano, la lluvia ácida y el calentamiento global (efecto invernadero) están cstrechamente vinculados al USO de esos recursos energéticos básicos.

Contaminantes primarios Compuestos

""'""les """"' ''

L '__..,. ~

ÓXidos de 13,6 % nibógeuo 1",8%

los que son

Almaoenamiento

Contaminación del aire urbano Los amtnminal1tes del aire son partículas y gases transportados por el aire que aparecen en concentracio nes que ponen en peligro la salud y el bienestar de los organismos y alteran el funcionamiento ordenado del ambiente.

Para las personas que viven en las ciudades, la contaminación del aire es una cuestión grave. La ciudad se ha descrito, con toda precisión, como un reactor quimico gigante que puede producir una notable variedad de productos indeseables. En la Figura 21.6 se muestran los principales contaminantes primarios y las fuentes que los producen. Los cr:mtomin011tes primarios son emitidos directamente a partir de fuentes identifi cables. Contaminan el aire inmediatamente después de ser emitidos.

La importancia de la categoría de transporte es obvia. E l consumo de combustibles para transporte representa casi la mitad de nuestra contaminación (en peso).

Los centenares de millones de coches y camiones que circulan por las carreteras son los principales contribuyentes en esta categoñ a. En la Figura 2 1.6 se muestra también que la segunda gran fuente de contaminantes primarios es la combustió n procedenre de fuentes t'Stacionarias, co mo las plantas generadoras de electricidad.

Cuando se producen reacciones químicas entre los contaminantes primarios, se fon nan los contaminan/es secundarios. La nociva mezcla de gases y de partículas que constituyen el 51lwg urbano es un ejemplo importante; el mrog se crea cuando los compuestos orgánicos volátiles y los óxidos de nitrógeno procedentes de los rubos de escape de los vehículos reaccionan en presencia de la luz "el sol (véare Recuadro 2 1.2).

El dióxido de carbono y el calentamiento global El calentamiento de las capas inferiores de la atmósfera es un problema a escala mundial. A diferencia de la lluvia ácida y de la contaminación del aire urbano, esta cuestión no

de residuos sólidos 2 ,5%

1

I>veo;os

9 ,0 % Coni>usti6n de combustibles

de origen estac"""""'\"" ~;;.---" 27,3%

Tmnspor1e

46,2%

De dónde proceden

• Figur. 21 .6 Principales contaminantes primarios y sus fuentes.. l os porcentajes se calculan en función del peso. (Datos de la Agencia de Protección Ambiental de Estados Unidos.)

está asociada con ninguno de los contaminantes primarios de la Figura 21.6. Antes bien, la conexión entre el calentamiento global y la quema de combustibles fósiles está relacio nada con un producto básico de la combustión, el dióxido de carbono.

EftdO i1lvernIldero El dióxido de carbono (COl) es un gas que se encuentra de fo nna natural en la atmósfera y que está aumentando como consecuencia de la quema de los combustibles. Aunque el COz representa sólo alrededor del 0,03 7 por ciento (370 partes por millón) del aire limpio y seco, desde el pWlto de vista meteorológico este porcentaje es, sin embargo, signifi cativo. La importancia del dióxido de carbono reside en el hecho de que es transparente a la radiació n solar entrante de longitu d de onda corta, pero no lo es a una parte de la radiación de longitud de onda más larga emitida por la Tierra (fibTUra 21 .7).

Una porción de la energía que abandona el suelo es ab· sorbida por el dióxido de carbono y posterionnente reemitida en parte hacia la superficie, manteniendo con ello

Algunos efectos ambientales de la combustión de los combustibles fósiles

597

<lit Figura 21.7 El calentamiento de la atmósfera. La mayor parte de la radiación de longitud de onda corta procedente del Sol que no se refleja de vuelta al espacio atraviesa la atmósfera y es absorbida por la superficie continental y oceánica de la Tierra. luego, esta energía se emite desde la superficie en forma de radiación de longitud de onda más larga; gran parte de esta radiación es absorbida por ciertos gases de la atmósfera. Una parte de la energía absorbida por la atmósfera se radiará en dirección a la Tierra. Este efecto, llamado efecto invernadero, es el responsable de mantener la superficie terrestre mucho más caliente de lo que estaría .

de longitud de

• Durante el siglo xx, la temperatura superficial media del mundo aumentó alrededor de 0,6 • A escala mundial, es muy probable que los años noventa fueran la década más cálida y que 1998 fuera el año más caluroso desde 1861 (Figura 21.9).

• En los nuevos análisis de datos del hemisferio norte se indica que es probable que el aumento de la temperatura en el siglo XX haya sido el mayor de cualquier siglo durante los últimos 1.000 años.

más caliente el aire que está cerca del suelo de lo que estaría sin dióxido de carbono. Por tanto, el dióxido de carbono es uno de los gases responsables del calentamiento de las capas inferiores de la atmósfera. El proceso se denomina efecto invernadero (Figura 21. 7). Dado que el dióxido de carbono es un absorbente calorífico importante, cualquier cambio en el conteuido de dióxido de carbono del aire podría alterar las temperaturas de las capas inferiores de la atmósfera.

Los niveles de CO2 están aumenta1UÚJ Aunque la proporción del dióxido de carbono del aire es relativamente uniforme en cualquier momento, su porcentaje ha ido aumentando de manera estable durante más de un siglo (Figura 21.8). Gran parte de este aumento es consecuencia de la quema de cantidades crecientes de combustibles fósiles'. Desde la mitad del siglo XIX hasta 2003, ha habido un incremento de más del 25 por ciento del conteuido de dióxido de carbono en el aire.

Respuesta de la atmósfera Dado el aumento del conteuido de dióxido de carbono de la atmósfera, ¿han aumentado en realidad las temperaturas a escala mundial? La respuesta es afirmativa. Un informe del Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC)" indica lo siguiente:

oc.

¿Estas tendencias térmicas son provocadas por la actividad humana o habrían sucedido de todos modos? Los científicos son cautelosos, pero parecen convencidos de que la

actividad humana ha representado un papel importante.

En un informe del IPCC de 1996 se afirmaba que «el balance de las pruebas sugiere una influencia humana apreciable en el clima mundial»'. Cinco años después, el IPCC afirmó que «hay ptuebas nuevas y más convincentes de que la mayor parte del calentamiento observado durante los últimos 50 años es atribuible a la actividad humana»". ¿Pero qué depara el futuro? En los modelos se proyectan unos niveles de CO, atmosférico de 540 a 970 ppm para el año 2100. Con un aumento de este tipo, ¿cómo cambiarán las temperaruras mundiales? A continuación se ex-

pone algo de lo que el informe de 2001 del IPCC tiene .. Aunque la utilización de los combustibles fósiles es el medio principal por el que los seres hwnanos añaden CO 2 a la atmósfera, el aclaramiento de los bosques, especialmente en los trópicos, contribuye también de manera sustancial. El dióxido de carbono se va liberando conforme la vegetación se quema o se descompon e. ..... Intergovernmental Panel on Climate Change, CJimate Change 2001 : The Scientific Basis. Cambridge, Reino Unido: Cambridge Universit:}' Press, 2001, pág. 2.

que decir al respecto***:

"lntergovemmental Panel on Cümate Change, C/imate Change 199): TheScience ofClimtlte Change. Nueva York: Cambridge University Press,

1996. .... IPCC, Climate Challge 2001: The Scientific Bnsis, pág. 10. ...... IPCC, CJimate Change 2001 : The Scientific Basis, pág. 13 .

598

e A p f TU L o 2 1 Energfa y recursos minerales

Aerosoles procedentes del "Volcán humano» El aumento de los niveles de dióxido de carbono y otros gases invernadero en la atmósfera es la influencia humana más directa en el clima mundial. Pero no es el único impacto. Las actividades humanas que contribuyen al contenido de aerosoles en la aonósfera también afectan al clima mundial. Los aerosoltS son partículas pequeñas, a menudo microscópicas, líquidas y sólidas, que están suspendidas en el aire. Los aerosoles annosrericos escin compuestos por muchos materiales d istintos, entre ellos el suelo, el humo, la sal marina y el ácido sulfúrico. Las fuentes naturales son numerosas e incluyen fenómenos como las tonnentas de polvo y los volcanes. En el Capítu lo 5 hemos aprend ido que algunos volcanes explosivos (como el monte Pinatubo) emiten grandes cantidades de dióxido de azufre hacia la aon6sFera. Este gas se combina con el v:Jpor de agua y produce nubes de pequeños aerosoles de ácido sulfúrico que pue~ den provocar un descenso de las temperaruras del aite cerca de la superficie al reflejar la energía solar hacia el espacio.

Por consiguiente, se debe a aerosoles de ácido sulfúrico producidos por las actividades humanas.

En la actualidad, la contribución humana de aerosoles a la atmósfera ¡gualll la cantidad emitida por las fuentes naturales. La mayoría de aerosoles generados por el ser humano procede del dióxido de azufre emitido durante la combustión de combustibles fósiles y como una consecuencia de la combustión de vegeta~

ción para despejar los terrenos agrícolas.

Las reacciones químicas de la annósfera transforman el dióxido de azufre en aerosoles de azufre, el mismo material que produce la lluvia ácida (vinst Recuadro 6.2).

Los aerosoles producidos por la actividad hwnana actúan directamente reflejando la luz solar hacia el espacio e indirecuunente forma ndo nubes, reflectores «truis briUantC$)lo. EJ segundo efecto está relacionado con el hecho de que los aerosoles de ácido sulfúrico atraen agua y, por tanlO, son especialmente eficaces como núcleos de condensación de nubes (pequeñas partículas sobre las que e1 vapor de agua se condensa). La gran cantidad de aerosoles producida por las actividades humanas (en especial las emisiones industriales) provocan un aumento de la cantidad de gotas que se forman en el interior de una nube. Un número mayor de gotitas aumenta el brillo de la nube, es decir, se refleja más luz solar hacia el cspacio.

A través de la reducción de la cantidad de energía solar disponible para el sistema cümático, Jos aerosoles tienen Wl cIara efecto refrigerante. En algunos estudios se indica que el efecto refri gerante de los aerosoles generados por el ser humano podría compensar una parte del calenurniento mundial causado por las cantidades crecientes de gases invernadero en la amlósfera. La magnitud y la enensión del efecto refrigerante de los aerosoles son muy inciertas. Esta incertidum-

• Se prevé que la temperatura su perficial m edia de la lie rra aumentará entre 1,4 y 5,8 oC en 2 100.

• L a velocidad prevista de calentamiento es m ucho m ayor Que los camb ios observados rlurnnre e l sig lo XX y es muy probable que no tenga p recede ntes d uran t e al menos los últimos 10.000 años.

• Es muy pro bable q ue casi todas las zonas co ntinentales se calien ten con más r apidez Que la media mundial, e n particular las zon as situadas en las latitudes altas septentrionales durante la estación

&fa.

bre es un obstáculo importante en el avance de nuestro conocimiento de cómo los seres humanos alteran el clima terrestre.

Es importante señalar algunas diferendas sig ni ficati vas entre el calenumjento global por gases invemadero ~. el e nfriamiento por aerosoles. T ras emisión, los gases invernadero como el dióxido de carbono pennanecen en la atmósfera durante muchas décadas. Por el contrario, los aerosoles überados Cli la zona inferio r de la atmósfera pemunecen allí durante sólo unos pocos di2S o, como máximo, unas pocas semanv. antes de que la precipitació n los «limpie,... A causa de su corta supervivencia en la atmósfera, los aeroso les generado. por el ser humano se distribuyen demanera irregular por el mundo. Como cabía esperar, se concentran cerca de las áreas que los prod ucen, es decir, las regiones industrializadas que quem.an combustibles fósiles y las zonas cononentales donde se quema veget:.tción (Figura 21.A).

Dado que la supervivencia de los aerosoles generados por el ser humano ea la atmósfera es corta, el efecto del «"01cin humano,.. en el clima actua l está det erminado por la cantidad de material emitido durante las semanas anteri or~.

Po r el contrario, el dióxido de carbono liberado en la aonósfera pennancce durante períodos mucho más largos y, por tanto, influye en el clima durante muchas décadas.

Algunas posibles c(}1ISeCUenCÚls Los efectos de

un rápido cambio tén nico son una cuestión mu)' preocupante! incierta. Dado que e l sistema climático es tan complejo. la predicción de la distribución de cambios regi onal~ concretos es todavía m uy especulativa. S in embargo, pueden d arse escenarios plausibles para escalas mayo res de: espacio y tiempo. Un impacto im po rtante del calentamiento m un d ia l inducido por e l se r h umano es W 1 proba ble a um ento del nive l de l mar. Este efecto se examim: e n e l Capítulo 20, Recuadro 20.3. E ntre los posibles cambios c lim áticos se cuentan las modifi caciones en las trayectorias d e las tonnen tas cicló nicas a gran escala, q ue."J

Algunos efectos ambientales de la combustión de los combustibles fósi les

599

... Figura 21.A Los aerosoles generados por el ser humano se concentran cerca de las áreas que los producen. Dado que los aerosoles reducen la cantidad de energía solar disponible en el sistema climático, tienen un claro efecto refrigerante. En esta imagen por satélite se muestra una capa densa de contaminación sobre el centro de China; lo suficientemente densa como para que una parte de la lín ea de costa sea difícil de ver. Es fácil de distinguir la contaminación (gris) de las nubes (blanco brillante). (Imagen cortesía de la NASA.)

su vez, afectarán a la distribución de la precipitación y la

aparición de un clima severo. Otras posibilidades son las tormentas tropicales más fuertes y el aumento de la frecuencia y la intensidad de las olas de calor y las sequías (Tabla 21.1).

Los cambios que se produzcan adoptarán probablemente la forma de modificaciones ambientales graduales que serán imperceptibles para la mayoría de las personas de un año para el otro. Aunque los cambios quizá sean graduales, los efectos tendrán claras e importantes consecuencias económicas, sociales y políticas.

El carbón, el petróleo y el gas natural son fuentes de energía vitales que impulsan el mundo moderno. Sin embargo, los beneficios que proporcionan esos combustibles básicos y de coste relativamente bajo no están exentos de costes ambientales. Entre las consecuencias de su uso se cuentan tres serios impactos aonosféricos: contaminación del aire urbano, lluvia ácida y calentamiento

global. El ser humano está alterando claramente la composición del aire. No sólo se deja sentir esta influencia local y regionalmente, sino que se extiende a todo el mundo y a muchos kilómetros por encima de la superficie de la Tierra.

600

e A p í TUL o

2 1 Energía y recursos m inerales

.. Figura 21 .8 A. Concentraciones de dióxido de carbono (en O!) en Jos últimos 1.000 años. Gran parte del registro se basa en datos obtenidos de muest ras de hielo de la Antártida. Las burbujas de aire atrapadas en el hielo glaciar proporcionan t estig os de ~ndeo de muestras de las atmósferas antiguas. El registro de 1958 procede de determinado nes directas del Cal atmosférico to madas en el observatorio de Mauna Loa, Hawaii. B. Emisiones de CO 2 de los combustibles fósiles. El rápido

380

~360

~340

8

.a 320

1300

'8

incremento de la concentración de CO 2 desde el comienzo de la industrialización ha

280

ido paralelo al aumento de las emisiones de CO 2 procedentes de los combustibles fósiles.

260

BOO

1000

1200

1400

"""

A.

"•,

1600

0,6

0,6

0,4

0,4

0 ,2

0,2

•

;;

11

.."

E

m

u

C

0,0

1,,1, .1 . 11111'111

-<l,2

J'"''~ij''il ¡' ' ' ' ' '

0,0

'

-<l,2

<>

~ -<l,4

-<l,4

'C

!I

-<l,6 1860

1660

1900

1920

1940

1960

1980

-<l,6 2000

.. Figura 21.9 Variaciones de la media anual de la temperatura global para el período 1860-2002. la base de comparación es la media del período 1961-1990 (la línea 0,0 del gráfico). Cada barra estrecha del gráfico representa la desviación de la temperat ura media mundial con respecto a la media de 1961·1990 para un año. Por ejemplo, la temperatura media mundial de 1862 fue m ds de 0,5 oC inferior a la media de 1961-1990, mientras que la media mundial de 1998 fu e más de 0,5 oC superior. (En concreto, 1998 fue 0,56 oc más caluroso.) En el gráfico de barras se indica con claridad que puede haber variaciones significativas de un año a otro. Pero en el gráfico también se muestra una tendencia. las temperaturas medias mundiales estimadas han estado por encima de la media 1961-1990 todos los años desde 1978. En el ámbito mundial, los años 90 fueron la dlkada más calurosa, y los años 1998 y 2002 los más calurosos, desde 1861 . (Modif icado y actualizado según G. Sell, et al. ",Climate Assessment for 1 998 .., Bulletin of the American Meteorologicaf 5ociety, Vol. 80, núm. 5, mayo 1999, pág. 54.)

Arenas asfálticas y lutiw bituminosas: ¿petróleo para el futuro?

601

T _ 21.1 _ _ de cambios efectos deI<*ntamIento global en el siglo ... ~~!!!!!!~!! estImada ~ )0 Temperaturas máximas más elevadas; más días calurosos y olas de calor sobre casi todas las áreas continentales (rrn.y probable) Temperaturas mínimas más elevadas; lTtCIlOS d ías fños, de helada, y olas Mas sobre casi todas las áreas continentales (muy probable) Precipitaciones más intensas (muy probable en muchas áreas) Aumento de la sequía estival sobre la mayoria de los interiores continentales de latitud media y riesgo de sequía asociada (probable) Aumento de las intensidades máximas del viento de los ddones tropicales y las intensidades medias y máximas de la precipitación (probable en algunas áreas) Sequías e inundaciones intensificadas asociadas con El Niño en muchas regiones diferentes (probable) Aumento de la variabilidad de la precipitación monzónica veraniega en Asia (probable) Aumento de la intensidad de las tormentas de latitud media (incierto) Fuom.: lPCC: 200 1.

• Mvy ptol:Jobk irdi<~ u""" probabilidad dtI 9(1...99 pot cieflto. I'robol:« in<Jica ..,., prob6biIidad del 67·90 por c\el.to.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Es el dióxido de carbono el único gas responsable del calentamiento mundial?

No. Aunque el dióxido de carbono es el más importante, otros

gases también representan un papel. En los últimos años, los cienúllcos han descubierto que las actividades industriales y agrícolas humanas est'in plU\'OCando la formación de varios gases trazas que también pueden representar un papel importante. Se denominan así porque sus concentraciones son m ucho menores que las del dióxido de carbono. Los gases trazas que parecen ser más importantes son el metano (CHJ, el óxido nitroso (NzO) y los c1oroCluorocarbonos (CFC). Estos gases absorben ondas largas de nldiaci6n emitida desde la Ticrra que, de otro modo, se escaparían al espacio. Aunque por separado su impacto es modesto, los efectos de la unión de estos gases trazas pueden ser casi tan grandes como el del CO2 en el calentamiento de la annósfera inferior.

petróleo convencional y los depósitos de arena asfálti ca reside en la viscosidad (resistencia al flujo) del petróleo que contienen. En las arenas asfálticas, el petróleo es mucho más viSCQSO y no puede ser simplemente bombeado.

En muchas partes del mundo hay importantes depósitos de arenas asfálticas. Los dos mayores de estos depósitos son el yacimiento Athabasca, en la provincia canadiense de Alberta, y el depósito del no Orinoco, en Venezue la (Figura 21.10).

\

AlBERTA

,)

,

Arenas asfálticas y ¡utitas bituminosas: ¿petróleo para el futuro?

E n los próximos años el sumi nistro mW1dial de petróleo disminuirá . Cuando estO suceda será sustituido por hidrocarburos de menor grado. Son los combustibles procedentes de las arenas asfáltirns y las lutitas bituminosas.

EdmOlIlOl ..

oc-.

Arenas asfálticas Las arenas asfálticos suelen ser mezclas de arcilla y arena combinadas con agua y cantidades variables de un alquitrán negro, muy viscoso, conocido como bitmnen. La utili~ción del término areno puede llevar a confusión, porque no todos los depósitos están asociados con arenas y areniscas. Algunos aparecen e n OtrOS materiales, entre ellos las lutitas y las calizas. El petróleo de esos depósitos es muy similar a los densos petróleos crudos bombeados de los pozos. La principal diferencia entre los depósitos de

• Figura 21 .10 En Norteamét"ica, los mayores depósitos de arenas asfálticas aparecen en la provincia canadiense de Alberta.

Conocidas como las arenas asf,jlticas de Athabasca, esos depósitos cubren un área de más de 42.000 kil6metros cuadrados. los principales depósi tos de arenas asfálticas de Alberta contienen más de 1,7 trillones de barriles de bitumen. Sin embargo, gran parte del bitumen no puede extraerse a un coste razonable. Con la tecnología actual, se cakula que !iólo pueden extraern! unos 300.000 millones de barriles.

602

CAP f TUL O 2 1 Energía y recursos minerales

En la actualidad, las arenas asfálticas se extraen en superficie, de una manera similar a la explotación a cielo abierto del carbón mediante excavadoras. El material excavado se calienta a continuación con vapor a presión y el biturnen se ablanda y asciende. Una vez recogido , el material o leoso es tratado para eliminar las impurezas y luego se añade hidrógeno. Esta última etapa aumenta el grado de calidad hasta W1 crudo sintético, que luego puede refinarse. La extracción y el refinado de las arenas asfálticas requieren una gran cantidad de energfa: ¡casi la mitad de la que se obtiene del producto fina l! No obstante, las arenas asfálticas de los enonnes depósitos de Alberta son la fuente de alrededor del 15 por ciento de la producción petrolífera de Canadá.

La obtención de petróleo a partir de las arenas asfálticas tiene importantes inconvenientes ambientales. Con la minería de enonnes cantidades de roca y sedimento se asocia una perturbación importante del terreno. Además, se precisan grandes cantidades de agua para el procesado, y cuando éste se ha completado, el agua y los sedimentos contaminados se acumulan en estanques de desecho tóxicos.

Sólo alrededor del 10 por ciento de las arenas asfálticas de Alberta puede recuperarse de manera económica medi ante minería de superfi cie. La obtención de petróleo enterrado a más p rofundidad requerirá la recuperaci ón in siro, es decir, sin trabajo de minería. Esto precisará probablemente la inyección de líquidos calientes para reducir la viscosidad y bombear luego el material a la superficie. Si se ponen en práctica dichas técnicas, la esperanza

.. Figura 21 .11 Distribución de las lutitas bituminosas en la formación Creen Rive r de Colorado, Utah y VVyoming. las áreas sombreadas de color más oscuro representan los depósitos más ricos. El gobierno y la industria privada han invertido grandes cantidades para hacer que las lutilas bituminosas sean un recurso económico, pero los costes han sido siempre superiores al preciO def petróleo.

Sin emba rgo, a medida que aumenten los precios de los combustibles en competencia, estos enormes depósitos se volverán económicamente más atractivos.

(Tomado de D. C. Duncan y V. E. 5wanson, U. s . Ceological Survey Circular 523, 1965.)

es que la superficie de la Tierra se vea alterada sólo ligeramente y que se reduzca el impacto ambiental.

lutitas bituminosas Las lutitas bituminosas contienen e.nonnes cantidades de pttróleo sin explorar. En todo el mundo, el US Geological Sut-

vey l'-dlcuJa que hay más de 3 billones de barriles de petróleo contenidos en lutiras, que producirian más de 38 litros de petróleo po r tonelada de material. Pero esta cifra puede indacir a error porque se sabe que, con la tecnología actual, pueden recuperarse menos de 200.000 millones de barriles...

Aun así, los recursos calculados del petróleo convenciona!mente recuperable, y las cifras aumentarán, probablemen¡:. a medida que se recoja más infonnación geológica.

Aproximadamente la mitad del suministro murufi:al se encuentra en la forma ción Green River en Coloradr....

Utah y Wyoming (Figura 2 1.11). E n esta región, las lutitas bituminosas fonnan parte de estratos sedimentarios que se acumularon en el fondo de dos enonnes y someros lag'li durante el Eoceno (hace entre 57 y 36 millones de añO) Las lotitas biruminosas se han sugerido como una lución parcial al agotamiento de los combustibles fósi les. SiB. embargo, la energía calorífica de la lutita bituminosa es sóIu una octava. parte de la que contiene el petróleo crudo, debido a la gran proporción de materia mineral de las lutitas.

Esta materia m ineral añade costo a la producci6a m inera, el procesamien to y la eliminación de residuos. U

.'

Wyoming

[

Fuentes de energra allernativas

producció n de petróleo a partir de las lucitas bituminosas tiene los mismos problemas que la producció n de petróleo a partir de las arenas asfálticas. La minería de superficie produce trastornos generalizados del terreno y plantea problemas significativos de eliminación de residuos.

Además, el procesamiento requiere grandes cantidades de agua, un elemento que es escaso en la región semiárida donde se encuentra la fonnación Grecn Rivcr.

En la actualidad, el petróleo es abundante y relati-

vamente barato en los mercados mundiales. Por consiguiente, con las tCalologías actuales, no merece la pena obtenerlo de las lutitas binllninosas. La industria ha abando nado casi del todo la investigación yel desarrollo en el ámbito de las lutitas bituminosas. No obstante, el US Geological Survey sugiere que la gran cantidad de petróleo que pod ría extraerse, en potencia, de las lutitas bituminosas en Estados Unidos asegura probablemente su inclusión final en la mezcla energética nacional.

Fuentes de energía alternativas Un examen de la Figura 2 1.3 muestra claramente que vivimos en la era de los combustibles fósiles. M ás del 85 por ciento de las necesidades energéticas mundiales procede de esos recursos no renov:.1bles. Los cálculos actuales indican que la cantidad de combustibles fósiles recuperables puede alcanzar los 10 billo nes de barriles de petróleo, suficientes para 170 años al nono de consumo actual. Por supuesto, a medida que la población mundial aumente, la velocidad de consumo se disparará. Por tanto, las reservas acabarán por escasear. Mientras tanto, el impacto ambiental de la combustión de enonnes cantidades de combustibles fósiles tendrá, sin lugar a d udas, un efecto adverso. ¿Cómo puede satisfacerse una demanda creciente de energía sin afectar de manera radical al planeta que habitamos? Aunque no se ha fonnulado todavía una respuesta clara. debe considerarse la necesidad de depender cada vez más de fuentes de energía alternativas. En esta sección examinaremos las diversas fuentes ~ibl es, entre ellas la energía nuclear, solar, eólica, hidroeléctrica, geoténnica y marea!.

Energía nuclear Aproximada mente el 8 por ciento de la demanda de energía de Estados Unidos está siendo satisfecha por las centrales d e energía nuclear. El combustible para esas centrales proced e de materiales radiactivos que liberan energía por el proceso de fisió n nuclear. La fisión se consigue bombardeando los núcleos de los átomos pesados, nonnalmente el uramo-235, con neutrones. Esto hace que los núcleos de uranio se escindan en núrIeos menores y em itan neutrOnes y energía calorífica. Los neutrones

603

expulsados, a su vez, bombardean los núcleos de átomos de uranio adyacentes, produciendo una reocción en rodmo.

Si el swninistro de material fisionable es suficiente y se pennite que la reacción transcurra de una mancra no controlada, se liberaría una enonne cantidad de energía en fonna de una explosión atómica.

En una central d e energía nuclear, la reacción de fisión se controla moviendo varillas absorbentes de neutrones al interior y al exterior del reactor nuclear. El rcsultado es una reacción nuclear en cadena controlada que libera grandes cantidades de calor. La energía producida es transportada desde el reactor y utilizada para impulsar turbinas de vapor que mueven los generadores eléctri cos, de una manera similar a lo q ue ocurre en las centrales productoras de energía más convencionales.

Uranio E l uramo-235 es el único isótopo que aparece en estado natural y que es fácilmente fisionable y, por consiguiente, es el combustible principal utilizado en las centrales de energía nuclear-. Aunque se han descubierto grandes cantidades de mena de uranio, la mayoría contiene menos del 0,05 por ciento de uranio. De esta pequeña can tidad, el 99,3 por ciento está constituido por el isótopo no fis ionable uraruo-238 y sólo el 0,7 por ciento restante contiene el isótopo fisionable uranio-235. Dado que la mayoña de los reactores nucleares funciona con combustibles que contienen al menos un 3 por ciento de UTa nio-235, deben separarse los dos isótopos para concentrar el uranio-235 fi sionable. El proceso de separació n de los isótopos de uranio es difícil e incrementa de manera sustancial el coste de la energía nuclear.

Aunque el uranio es u n elemento raro en la corteza terrestre, aparece en depósitos de enriquecimiento. AJgunos de los depósitos más importantes están asociados con lo que se consideran antiguos depósitos de placeres en lechos de corrientes de agua ..... Por ejemplo, en Witwatersmnd, Sudárnca, los granos de mena de uranio (así como importantes depósitos de oro) se concentraron como resultado de su elevada densidad en rocas compuestas fundamentalmente de granos d e cuarLO. En Estados Umdos, los depósitos de uranio más ricos se encuentran asociados a areniscas jurásicas y triásicas en la platafonna d€'l Colorado y en rocas más jóvenes en VVyoming. La mayor parte de esos depósitos se ha fonnado a través de la precipitación de compuestos de uranio procedentes del agua subtemnea. La prcc.:ipit"dció n dd u14n10 se produce aquí como consecuencia de una reacción quím ica con la materia o rgánica, como se pone de manifiesto por la concentración

• El torio, aWKjue no es capaz de mantener por sí mismo una reacción en cadena, puede utiliursc oon el ~13 5 como un combustible nuclC1ir. ... Los depósitos de pLl<:eres de Ullt:m en una sección posterior de este ClI pítulo.

604

e A p f TUL o

2 1 Energía Y recursos minerales

de uranio en los troncos fósiles y lutitas negras ricas en materia orgánica.

Obstáculos al desarrollo Hubo una época en la que se proclamaba que la energía nuclear era la fuente de energía barala y limpia que sustiruiría a los combustibles fósiles. Sin embargo, han surgido varios obstáculos que impiden el desarrollo nuclear como una importante fuente de energía. No es el menor de enos el coste de consttucción de las centrales nucleares, que contienen numerosos dispositivos de seguridad. Quizá más importante, sin embargo, es la preocupación ante la posibilidad de un accidente grave en cualquiera de las casi 200 centrales nucleares que existen en el mundo. El accidente ocurrido en Three M.ile Island, cerca de Hamsburg, Pensilvania, en 1979, contribuyó a crear inquierud. En esa ocasi6n, una función defecruosa indujo a los operadores de la central a creer que babía demasiada agua en el sistema primario, cuando era todo lo contrario. Esta confusión pcnnitió que el núcleo del reactor estuviera descubierto durante varias boras. Aunque bubo poco peligro para el público, se produjo un daño sustancial en el reactor.

Por desgracia, el accidente ocurrido en 1986 en Chernobyl, en la antigua Unión Soviética, fue mucho más grave. En este incidente, el reactor estuvo fuera de oonerol, y dos pequeñas explosiones levantaron el techo de la estructura, pennitiendo que trozos de uranio fueran lanzados a las áreas inmediatas. Durante los 10 días consecutivos que se lardó en extinguir el fuego, niveles elevados de material radiactivo fueron transportados por la aonósfera y depositados en zonas tan alejadas como Noruega. Además de las 18 personas que murieron en las 6 semanas posteriores al accidente, muchos miles más se enfrentan a un mayo r riesgo de fallecimiento como consecuencia de cánceres asociados con la lluvia radiactiva.

Debe destacarse que las concentraciones d e uramo235 fisionable y el diseño de los reactores son tales que las centrales de energía nuclear no pueden explotar como una bomba atómica. El riesgo surge de la posibilidad de escape de residuos radiactivos durante una fusión del núcleo O cualquier otro fa llo. Además, riesgos como la eliminación de los residuos nudeares y la relación que existe entre los programas de energía nuclear y la proliferación de bombas nucleares deben considerarse cuando evaluemos los pros y los contras sobre el empleo de la energía nuclear.

Energía solar La expresión energín solar se refiere generalmente a la utilización directa de los rayos del sol para el abastecimiento de la energía necesaria para cubrir las necesidades de la población. Los colectores solnres pasivos más sencillos, y quizá más generalmente utilizados, son ventanas que miran

al sur. Confonne la luz solar atraviesa el vidrio, su eoer· gía es absorbida por los objetos de la habitación. Esos otjetos, a su vez, irradian calor que calienta el aire. En &tados Unidos se utilizan a menudo ventanas que miran sur, junto con construcciones mejor aisladas y más be-méticas, para reducir de manera sustancial los costes de c:¡.. lefacción.

Los sistemas más elaborados utili7..ados para caleutar los hogares precisan un colector solor activo. Esos positivos montados en los lejados suelen ser cajas grand=. ennegrecidas y cubiertas con vidrio. El calor que aCUIDDlan puede ser transferido donde sea necesario meruame: circu1ación de aire o líquidos a través de ruberías. Los (1lectores solares se utilizan también de manera satisfacro-ria para calentar el agua necesaria en los hogares y los a:Jomercios. Por ejemplo, los colectores solares proporci~ agua caliente a más del 80 por ciento de los hogares ' raeHes. Aunque la energía so lar es gratis, el equipo nC<'-e::52-rio y su instalación no lo son. Los costes injciales de in.talación de un sistema, entre ellos una unidad calorifia complementaria para los mamemos en que disminuya energía solar (días nublados e invierno) o no la haya (DA> ches), puede ser sustanciaL No obstante, a largo plazo. lt energía solar es económica en muchas partes y será incluso más rentable a medida que aumenten los precios de los otros combustibles.

En la actuaHdad, la investigación está en vías de mejorar las tecnologías que permitan concentrar la luz sola:.

Un método que cst'Á siendo examinado es la utilización de espejos que recogen el sol y mantienen sus rayos enfocrdos sobre una torre receptora . Cerca de Barsmw, California, se ha construido una central con 2.000 espejos (Figura 21.12A). La energía solar enfocada a la torre calieoa el agua en paneles presurizados hasta más de 500 oc. El agua supcrcalentada es transferida luego a las rurbinas, qtlt" impulsan generadores eléctricos.

Otro tipo de colector utiliza células fotovoltai~ (solares) que convierten la energía solar directamente en electricidad. Cerca de Sacramento, California, hay uru. central experimental en la que se utilizan células fotovoltaieas (Figura 21.128).

Recientemente han empezado a aparecer pequeños sistemas fotovoltaicos para colocar encima de las azote:li en Las casas rurales de algunos paíse<i del tercer mundo, entre ellos la República Dominicana, Sri Lanka y Zimbabwe.

Estas unidades son de un tamaño aproximado al de una maleta abierta y utilizan una batería para almacenar la electricidad que se genero durante la." horas de luz diuma. En los trópicos, estos pequeños sistemas fotovoltaicos pueden pennitir el funcionamiento de una televisión o de una radio, además de unas pocas bombillas, durante eres o cuatro horas. Aunque mucho más baratas que la construcción

Fuentes de energía alternativas

605

.. Figura 21.12 Solar One, instalación solar utilizada para generar electricidad en el desierto de Mojave cerca de Barstow, California. (Foto de Thomas Braiseflhe Stock Market.)

de generadores eléctricos convencionales, estas unidades siguen siendo demasiado caras para las familias pobres.

Por consiguiente, se calcula que unos 2.000 millones de personas todavía carecen de electricidad en los países en vías de desarrollo.

El viento se ha utilizado durante siglos como una fuente de energía casi gratuita y no contaminante. Los barcos de vela y los molinos de viento representan dos de las primeras formas en que se aprovechó este recurso renovable. Además, en un primer momento, hubo

una gran dependencia de la energía eólica para bombear agua y, después, para generar pequeñas cantidades de

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN

electricidad.

Después de la «crisis energética» incrementada por

el embargo de petróleo de los años 70, el interés por la

¿Son los vehículos eléctricos mejores para el medio

energía eólica, así como por otras formas alternativas de

ambiente?

energía aumentó de manera notable. En 1980, Estados

Sí, pero probablemente no tanto como podríamos creer. Eso

se debe a que gran parte de la electricidad que los coches eléctricos utilizan procede de las plantas productoras de energía que emplean combustibles fósiles no renovables. Por tanto, los contaminantes no proceden directamente del coche; sino que proceden de la planta energética que generó la electricidad para el vehículo. Sin embargo, los vehículos eléctricos modernos están diseñados para utilizar el combustible de una manera más eficaz que los vehículos tradicionales de gasolina, de modo que generan menos contaminantes por kilómetro.

Energía eólica Aproximadamente, el 0,25 por ciento de la energía solar que alcanza las capas inferiores de la atmósfera se transforma en viento. Aunque se trata de un porcentaje mi-

núsculo, la cantidad absoluta de energía es enorme. Según se ha calculado, si se pudieran aprovechar los vientos

de Dakota del Norte y del Sur, proporcionarían el 80 por ciento de la energía eléctrica utilizada en Estados Unidos.

Unidos inició un programa para desarrollar sistemas de

energía eólica. Los proyectos subvencionados por el Departamento de Energía de Estados Unidos implicaban el establecimiento de granjas eólicas experimentales en puertos en los que se sabía que había fuertes vientos persistentes. Una de estas instalaciones, situada en el puerto Altamont, cerca de San Francisco, hace funcionar más de

7.000 turbinas eólicas en la actualidad. En 2000, el viento proporcionó algo menos del 1 por ciento de la electricidad de California.

A medida que la tecnología ha mejorado, la eficacia ha aumentado y los costes de la electricidad generada por el viento se han vuelto más competitivos. Entre 1983 y 2003, los avances tecnológicos recortaron los gastos de la energía eólica en más del 85 por ciento. Como consecuencia, el crecimiento de la capacidad instalada en Esta-

dos Unidos (yen otros lugares) ha crecido de manera espectacular (Figura 21.13). Algunos expertos calculan que en los próximos 50 o 60 años la energía eólica podría satisfacer entre el 5 y el 10 por ciento de la demanda de energía eléctrica de Estados Unidos. Una zona de expansión de la energía eólica serán probablemente las islas y

e A p f TU L o

606

2 1 Energra y recursos minerales

Energía hidroeléctrica

5000

4000

~ 3000

~

•

12000 1000

La caída del agua ha sido una fuente de energía dluno_ siglos. A lo largo de la mayor parte de la historia, la b"ía mecánica producida por las ruedas hidráulicas se lizó para alimentar los molinos y otras maquinarias. Ea actualidad, la energía generada por las caíd:.l.5 de agm utiliza para impulsar las turbinas que producen elea",," dad; de ahí el témUno energía hidroeléctrica. En dos Unidos, las centrales de energía hid roeléctrica tan aproximadamente el 5 por ciento de las ne(""es;"da. .' del país. La mayor parte de esa energía se produce grandes presas que penniten un control del flujo de .

E l agua estancada represada en un embalse es una . de energía almacenada que puede liberarse en cualo;... momento para producir electricidad.

Aunque la energía hidráulica se considera un m=--I 50 renovable, las presas construidas para propocá... electricidad tienen un tiempo de vida Limitado. ríos transportan sedimento en suspensión que em . depositarse detrás de la presa nada más construirse- .

Finabnente, el sedimento cobnatará por completo d balseo Esto tardará de 50 a 300 años, dependiendo cantidad de materia en suspensión transportada por d Un ejemplo es la enonne presa de Asuán, en Egipto. tenninó en los años 60. Se estima que la mitad dd .... balse estará lleno de sedimenros del río Nilo en 20~: La disponibilidad de lugares apropiados es u,¡¡ _ _ tor im portante que limita el desarrollo de centrales droeléctricas a gran escala. Un buen sitio debe cionar una altura significativa para la caída del agt;.!caudal elevado. Existen presas hidroeléctricas en m partes de Estados Unidos; la mayor concentración ,,¡: . . rúa en el sureste y no roeste del Pacífico. Casi tod ~ • gares idó neos de Estados U nidos ya han sido exploca_" lünitando la expansió n futura de la energía hidrodb..-... ca. Podría aumentarse la energía to tal producida po¡; centrales hidroeléctricas, pero la porción relatiya p"",. cionada por esa fuente puede disminuir, porque fu entes de energía alternativa pueden increment:Jne a _ ritmo mayor.

En los últimos años ha empezado a Utili7..aI"5e ~ tipo d iferente de producción de energía hidroeléa::xa.

Denom.inado sistema de ahnocenomiemo de aguo ¡",.""'... e.<; en realidad un cipo de control de la energía. 1); las épocas en las que la demanda de electricidad es ~ energía producida por fuentes no hidroeléctricas. qa: es necesaria, utiliza para bombear el agua de inferior a Wl área de almacenamiento situada a una [ elevación. Luego, cuando la demanda de c1ectricidal. grande, se dispone del agua almacenada en el embal5c: ~_ tuado encima para impulsar las turbinas y producir ~ tricidad que complemente el suministro de energja.

-t

O

15 ~

~ ~ ~

~

~

o

8l

~

8l ~

o o o

~

~

o o

~

... Figura 21 . 13 Capacidad de energfa eólica instalada en Estados Unidos (en megavatios). El crecimiento durante los últimos años ha sido espectawlar. De acuerdo con la Ame rican Wind Energy Association, la capacidad instalada en enero de 2003 era de 4.700 megavatios. Un afio después, en enero de 2004, se esperaba q ue esa cifra se elevara a unos 6.000 megavatios (suficientes para suministrar electricidad a 1,5 millones de hoga res). (Datos del Departamento de Energía de Estados Unidos y la Ame rican Wind Energy Association.)

otras regiones alejadas de las redes eléctricas que deben importar combustible para generar energía.

Aunque el futuro de la energía eólica parece prometedor, no está exento de dificultades. Además de los avances técnicos que deben continuar realizándose, la contaminación acústica y el coste de las grandes extensiones de terreno en áreas muy pobladas representan obstáculos significativos para su desarrollo. En los Países Bajos, donde los molinos tienen una larga historia, las propuestas para colocar turbinas eólicas encima del sistema de diques del país han copado con una fuerte oposición. Una parte dcl problema es que los Países Bajos, como gran parte de Europa, esrnn muy densamente poblados y, por tanto, tienen pocos lUbrares remotos.

Otra limitación significativa de la energía eólica es que es intenllitente. Si el viento constituyera una gra n proporción del suministro energético total, cualquier déficit provocarla grandes daños económicos. M ejores medios de almacenami ento penlliti rían al viento satisfa("cr un porcentaje signi ficativa mente mayor de nuestras necesidades energéticas. Según una pro puesta, se utilizaría energía eólica para producir hidrógeno a través de la electró lisis del agua. Luego, este gas combustible se d istribuirla y almacenaría de una man era parecida al gas natural.

Too..

..¡

se

P"'!"'''' ?-

se

un e"n:::=

607

Fuentes de energía alternativas

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN

......

¿Cuál es el mayor proyecto hidroeléctrico del mundo?

La distinción la merece el proyecto Three Gorges en el río Yaugtze de China. La construcción empezó en 1994. Cuando se complete en 2009, se espera que genere 85.000 millones de kilovatios hora de electricidad cada año, 10 que equivale a aproximadamente cl6,5 por ciento de las necesidades e1&:tricas de China en 200 l. Supuestamente el principal motivo para construir el polémico dique era el control de las inundaciones. Su embalse inundará 632 kilómetros cuadrados de tierra que se extienden MOS 660 kilómetros a lo largo dd río.

•

ISlANDIA

•

• •• •

••

.""""•

•

• •

- Hengil

•

o

100 km

!-¡--~50 ~ ' -'",

Leyenda

_ Sistema hidrotermal superior a 150 "e Zona de fractura y volcanismo

O Ene rgía geotérmica Se aprovecha la e nergía geoténnica explotando los depósitos subterráneos naturales de vapor yagua caliente.

Estos últimos aparecen en lugares donde las temperaturas bajo la superficie son elevadas debido a la actividad volcánica relativamente reciente. Se utiliza la energía geoténnica de dos maneras: el vapor y el agua caliente se emplean para ca lentar y para generar electricidad.

Islandia es un a gran isla volcánica que tiene actividad magmática e n la actualidad (Figura 2 L 14). En la capital islandesa , Reykjavik, el vapor y el agua caliente son bombeados a los edificios de la ciudad para calentar los interiores. También calientan los invernaderos, donde crecen todo el aíio fru t:ls y verduras. En Estados Unidos, diversos estados occidentales utilizan el agua caliente de origen geoténnico para calefacción.

En lo que se refiere a la producción geoténnica de electricidad, los italianos fueron los primeros en hacerlo en 1904, de manera que la idea no es nueva. A finales del siglo XX y principios del XXI, más de 250 plantas de energía geoténnit.:a en 22 países producían más de 8.000 megavatios (m illones de vatios). Estas plantas proporcionan energía a más de 60 millones de personas. En la Tabla 21.2 se enumeran los principales productores de energía geotén nica.

La primera central de energía geoténnica comercial de Estados Unidos se construyó en 1960, en The Geysers, a l norte de San Francisco (Figura 2 1.15). The G eysers es todavía la mayor planta de energía geoténnica del mundo y genera unos 1.700 mega vatios o casi el 60 por ciento de la energía geotérntica de Estados Unidos. Además de T he Geysers, se está produciendo desarroUo geotérmico en algunos otros lugares del oeste de Estados Unidos, entre ellos Nevada, Utah y el valle lmperial en el sur de California. La capacidad generadora de energía geotérmica de Estados Unidos, de más de 2.800 megavatios,

... Figura 21 .14 Islandia está a caballo de la dorsal

Centroatlántica. Este borde de placa divergente es el centro de numerosos sistemas geotérmicos y volcánicos activos. Dado que todo el país está compuesto por rocas volcánicas geológicamente jóvenes, puede encontrarse agua caliente en casi cualquier agujero que se taladre en cualquier parte. Más del 45 por ciento de la energía islandesa procede de las fuentes geotérmicas.

'billa 21.2 Producd6n mundÑII de energía geotérmka. 2000 Pars productor

Megavatios

-:"~I-",7o-,~u7n7;do ';-,----------;;2.850 Filipinas Italia México Indonesia Japón Nueva Zelanda Islandia Costa Rica El Salvador Otros Total

'.848 7.68,5 743 589.5 530 345 140 120 105

178 8.217

608

CAP f TUL O 2 1 Energía y re<:ursos minerales

... Agur. 21 .1 S Thc Geysen;, cerca de la ciudad de Santa Rosa en el norte de Califo rnia, es el mayor lugar del mundo en desarro llo geoténnico productor de electriciddd. La mayor parte de los pozos de vapor se encuentra a unos 3.000 metros de profundidad. (Foto cortesía de la Pacific Gas and Electrk: Company.)

es suficiente para suministrar electricidad a unos 3,5 m illones de hogares. Ésta es una cantidad de electricidad comparable a la combustión de unos 60 millones de barriles de petróleo cada año. ¿Qué factores geológicos favorecen un depósito geoténnico de valor comercial ?

1. UrJa fllenu potente de caWr, como una gran cámara magmática lo suficientemente profunda como para asegurar una presión adecuada y un enfriamiento lemo, pero no tan profunda que no pueda establecerse una circulación natural de agua.

Esas cámaras magmáticas se encuentran con más probabilidad en regiones de actividad volcánica reciente.

2. Depósitos grandes y porosos C01l canales C01lectados a la fuente de calor, cerca de los cuales el agua puede circular y luego ser almacenada en el depósito.

3. Una tapa COl1 rocas de p«a permeabilidad que impida el fluj o d e agua y calor a la superficie. Un depósito profundo y bien aislado contiene almacenada mucha más energía que un depósito similar, pero no aislado.

Debemos reconocer que la energía geoténnica no es inagotable. Cuando los fluidos calientes son bombeados desde los depósitos que se han calentado gracias a la actividad volcánica, el agua no puede ser sustituida y luego calen tada lo suficiente para recargar el depósito. La experiencia demuestra que el vapor y el agua caliente de cada pozo no duran nonnalmente más de lOa 15 años, de manera que deben perforarse más pozos para mantener la producción de energía. Finalmente, el campo se agota.

Como ocurre con OtrOS métodos alternativos dr producción d e energía, no cabe esperar que las fuen tes ~ otérmicas cubran un elevado porcentaje de las necesidades energéticas crecientes del mundo. No obstante. m regiones donde pueda desarrollarse su potenciaJ, no C3be duda de que su uso seguirá en aumento.

Energía mareal Se han pro puesto varios métodos de producción de eneogía eléctrica a partir de los océanos, pero el potencial energético del océano sigue en gran medida sin explotar. E l desarroUo de la energía mareal es el principal ejemplo &producción de energía a partir del océano.

L as mareas se han utilizado como una fuente dtenergía durante siglos. Empezando en el siglo XD, las turbinas h.idráulicas impulsadas por las mareas se utiliZ3I'C4 para hacer funcionar los molinos harineros y los aserrsderos. Durante los siglos }.'VTl y xvm, mucha de la harinl: de Boston se producía en un molino marea!. En la actuJlidad, deben satisfacerse demandas de energía mucho mayores y deben emplearse fonnas más sofi sticadas para utilizar la fuera! creada por la subida y la bajada pcrperua dd océano.

La energía mareal se aprovecha constn¡yendo UQ.1: presa a través de la boca de una bahía o un estuario ea. un área costera que tenb>'3 un gran intervalo mareal (Figura 21. 16). La estrecha apertura entre la babia y el océano abierto aumenta las va ri aciones del nivel del agua que se p roducen cuando suben y bajan las mareas.

E l fuerte flujo d e entrada y salida que se produce en ese luga r se utiliza luego para impulsar turbinas y generadores e léctricos.

ReculWs minerales

609

No es posible aprovechar la energía mareal en la mayor parte de las costas del mundo. Si el intervalo mareal es menor de 8 metros o si no hay bahías estrechas y encerradas, el d esarrollo de la energía mareal es antieconó mico. Por esta razón, las mareas nlUlC3 satisfará n una porción muy elevada de nuestros requisitos en energía eléctrica, que son cada vez mayores. No obstante, puede merecer la pena intentar el desarrollo de energía mareal en sitios factibles, porque la electricidad producida por las mareas no consume combustibles agotables y no crea desechos nocivos.

Recursos minerales

.&. FIg... 21 .16 Diagrama simplificado que muestra el

principio

de la presa marea!. La e4ectricidad se genera sólo cuando hay una diferencia de altura de agua sufICiente entre la bahfa y e4 océano).

La central d e energía mareal siruada en la boca del no Rance, en Francia, es un ejemplo de la utilización de energía marea!. Con mucho, la mayor consuuida hasta ahora, esta central empezó a funcionar en 1966 y produce energía suficiente para satisfacer las necesidades de la Bretaña, además de contribuir también a las demandas d e otras regiones. C erca de Munnansk, en Rusia, y cerca de Taliang, en C hina, así como en la bahía de F lUldy, en la provincia canadiense de Nova Scotia, se han construido centrales experimentales mucho más pequeñas.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿Es la energía procedente de las olas oceánicas una fuente de energía altemativa práctica?

Se escl explorando seriamente esta posibilidad. En noviembre de 2000, se puso en funci onamiento la primera csrnción comercial del mundo de obtención de la procedente de las olas en la isla escocesa de Islay, que suministraba energía a la red eléctrica del Reino Unido. La estación energética de 500 kilov:atios utiliza una tecnología denominada columna de agua oscilante, en la que las olas que llegan empujan el aire hacia arriba y hacia abajo dentro de un tubo de cemento parcialmente sumergido en el océano. El aire que entra y sale del extremo superior del tubo se utiliza para hacer funcionar una turbina y producir electricidad. Si se demuestra que esta tecnología funci ona, puede abrir la puem a la energía de las olas para ser un contribuyente significativo de energía renovable en lugares adecuados de la costa.

La corteza de la Tierra es fu ente de una amplia variedad de sustancias útiles y esenciales. D e hecho, prácticamente todos los productos manufaCt1Jrados contienen sustancias derivadas de los minerales. En la Tabla 21.3 se enumeran algunos ejemplos importantes.

Los recu rsos minerajes son el conjunto de minerales útiles disponibles come rci almente. Entre estos recursos se cuentan yacimientos ya identificados de los que pueden extraerse provechosamente minerales, que se denominan reservas, así co mo depósitos co nocidos que ya no son recuperables ni desde el punto de vista económ ico ni desde el tecno ló gico. Yacimientos que se supone que existen, pero todavia no se han d escubierto, se consideran también recursos minerales. Además, se utiliza el té nnino men a para indicar los minerales metálicos úti les que pued en extraerse, co mo beneficio, de las m inas.

En el uso habitual, el térm ino mena se aplica tam bi én a algunos minerajes no metálicos, co mo la fluorita y el azufre. Sin embargo, los materiales utilizados para propósitos como la piedra de construcción, agregados para las carreteras, abrasivos, cerámica y fertilizantes no suelen denominarse menas; en cambio, se dasifican como rocas y minerales industriales.

Recordemos que más del 98 por ciento de la corteza está compuesta sólo por 8 elementos. Excepto por lo que se refi ere al oxi"geno y al silicio, todos los demás elementos constituyen una fracció n relativamente pequeña de las rocas habiruales de la corteza terresrre (véau Figura 3. 18). D e hecho, las concentraciones naturales de muchos elementos son extraordinariamente pequeñas. Un depósito que contenga el porcentaje medio de un elemento valioso tiene menos valor si el coste de extraerlo es mayor que el valor del material recuperado.

Para que se le considere valioso, un elemento debe encontrarse en una concentración superior al nivel de su abundancia media en la corteza. En general, cuanto menos abundante sea en la corteza, mayor debe ser su concentración.

610

CAP fTULO 2 1 Energfayrecursosminerales

T _ 21.:1 Aparición de minerales metálicos Metal

Contexto geológico

Menas principales

Producto residual de la meteorización Yacimientos hid rotermales

Alumi nio

Bawcita

Cinc

Esfdlerita

Cobre

Cakopirita Bornita Calcosina

Yacimientos hidrotennales; metamorfismo de contacto; enriquecimiento por procesos de meteorización

Cromo

Cromita Casiterita

Segregación magmática Yacimientos hidrotermales; depósi tos de placeres

Hematites Magnetita Umonita

formaciones bandeadas sedimentarias; segregación magmátlca

Magnesio

Magnesita Dolomita

Yacimientos hidrotcrmales

Manganeso

Pirolusita

Producto residual de meteorización

Mercurio Molibdeno

Yacimientos hidrotermales Segregación magmátka

Estaño Hierro

Yacimientos hid rotermales

Níquel

Cinabrio Molibdenita Pentlandita

Oro

Oro na ti vo

Plata

Plata nativa Argentita

Platino Plomo

Platino nativo Galena

Segregación magmática. depósitos de placeres Yacimientos hidrotermales

Titanio

IImenita Rutilo Uraninita (Petchblenda)

Segregación magmática; depósitos de placeres

Wolframita Scheelita

Pegmatitas; yacimientos de metamorfismo de contacto; depósitos de placeles

Uranio Wolframio

Yacimientos hidrotermales; depósitos de placeres Yacimientos hidrotermales; enriquecimiento por procesos de meteorización

Pegmatitas; depósitos sedimentarios

Por ejemplo, el cobre constiruye alrededor del 0,0 135 por ciento de la coneza. Sin embargo, para que un m:ncrial sea considerado una mena de cobre, su concentración en ese elemento debe ser unas 50 veces esa cantidad. El aluminio, por el contrario, representa el 8, 13 por ciento de la corteza y debe presentarse a una concentración de sólo unas 4 veces su porcentaje medio en la corteza para que su extracción resulte rentable.

Es importante darse cuenta de que la extracción de un yaci miento puede resultar lucrativa o perder su rentabilidad debido a cambios económicos. Si aumenta la demanda de un metal y le)!; precios se elevan, el estado de un depósito previamente no lucrativo cambia, y se convierte en una mena. El estado de los depósitos no lucrativos puede cambiar también si un avance tecnológico pem1ite la extracción del elemento útil a un coste menor que antes.

Esto ocurrió en la mina de cobre localizada en Bingham Canyon, Utah, la mayor mina abierta que hay sobre la ~fierra (Recuadro 21.3). La minería se interrumpió aqui en 1985, porque el equipo obsoleto había elevado el coste de

extracción del cobre por encima del precio de venta. I..(b propietarios respondieron sustituyendo un fe rrocarril anticuado de 1.000 coches por cintas transportadof"ds y tUberías para rransponar la mena y los productos de desecho. Esos dispositivos pcnnitieron una reducción del coste de casi un 30 por ciento y consiguieron que el funcionamiento de la mina volviera a ser provechoso.

A lo largo de los años, los geólogos han imentado saber cómo los procesos naturales producen concentraciones localizadas de minerales metálicos necesarios. Un he· cho bien establecido es que la aparición de recurso-< mineraJes valiosos está estrechamente relacionada con el ciclo de las rocas. Es decir, los mecanismos que generan rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas, entre e U~ los procesos de meteorización y erosión, desempeñan un papel importante en la concentración de elementos útiles.

Además, con el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, los geólogos añadieron aún otra herrnmienta para entender los procesos por medio de los cuales una roca se transfonna en otra.

RecUDOS

minerales y procesos í9nEOS

611

Bingham Canyon, Utah: la mayor mina de fosa abierta En Bingham Canyon, una montaña st: elevaba donde ahora hay una enorme fOsa. Se trata de la mina a cielo abierto más grande del mundo, la mina de cobre de Bingbam Canyon, a unos 40 L::ilómetros al suroeste de Salt Lake City, Utah.

El borde mide casi 4 kilómetrOS de diámetro y cubre casi 8 kilómetrOS cuadrados. Su profundidad es de 900 metros. Si se construyera una torre de acero en el fondo, itendría que ser cinco veces más alta que la torre Eiffel para alcanzar el borde superior de la fOsa! Empezó a fma les del siglo XIX como una mina subterránea para filon es de plata y plomo. Más tarde se descubrió cobre. Se encuentran depósitos similares en varios puntos del suroeste norteamericano y en un cin turón que se extiende desde el sur de AJaska hasta el norte de Chile.

Como en otros puntos de este cinturón, la mena de Canyon Bingham está di-

seminada por las rocas ígneas pMftriticas; de ahí que se denominen tkpósitos tk robre porfufico. El depósito se fonnó después de la intrusión del magma a profundidades someras. La posterior rotura creó fracruras extensas en las que penetraron soluciones hidrote.rmales a partir de las cuales las menas precipita.ron.

Aunque el porcentaje de cobre en la roca es pequeño, el volumen total de cobre es enorme. Desde que empezaron las operaciones de mina abien'a en 1906, se han retirado unos 4.000 millones de taneladas de material, que representan más de 12 millones de toneladas de cobre.

También se han extraído cantidades significativas de oro, plata y moLibdeno.

En la actualidad, la mena está lejos de agotarse. Durante los próximos 25

Recursos minerales y procesos ígneos AJgunas de las acumulaciones más importantes de metales, como el oro , la pla[a, el cobre, el mercurio , el plomo , el p latino y el n íquel, son origin adas por procesos ígneos (véase Tabla 2 1.3). Estos recursos minerales, como la mayoría, son consecuencia de procesos que concen tran los elementos deseables en cantidades que hacen econ ómicam ente factible su extracció n.

Segregación magmática L os p rocesos ígneos qu e generan algun os d e esos depósitos de metales son bastanl e evid entes. P or ejemplo, a medida q ue un gran cuerpo rnagmático se enfr ía, los minerales densos, que cris[alizan primero, tienden a depositarse en la parte in ferio r d e la cámara m agmática.

Este ti po de segregación magmática es particu larmen te activa en los grandes m agmas b asáltico s en los cuales a veces se generan cromita (me na de cro mo), magnetita y platino. Capas de cromita, intercalad a con o tros m inerales d ensos, se ob tienen en depósitos de este tipo en el co mplejo Stillwater de M o ntana. O tro ejem plo es el complejo Busbveld, de Su dáfrica, que contiene más

años, los planes prevén la extracción y el procesamiento de 3.000 millones de taneladas adicionales de material. Esta excavación anificial, la mayor, ha generado la mayoría de la producción mineral de Utah durante más de 80 años y se ha denominado el «<agujero más rico de la 'Tierra,..

Como muchas minas antiguas, la mina Bingham no estu,·o regulada durante la mayor parte de su historia. El desarrollo tuVO lugar antes de que se tu\riel"ll la conciencia actual de los impactos ambientales de la actividad minera y antes de la eficaz legislación ambiental. En la aCtualidad, los problemas de contaminación de las aguas subterráneas y superficiales, la contaminación del aire, los residuos sólidos y peligrosos, Y la mejora del suelo están recibiendo en Bingham Canyon la atención que merecía hace mucho tiempo.

del 70 po r ciento de las reservas d e plat in o conocidas del mundo.

L a segregació n magm ática es también importante en las ú ltimas etapas del proceso magmárico. Esto es particulannente cierto p an! los magmas gtaníticos, en los cuales el fun dido residual puede enriquecerse en elemen tOS raros y m etales pesados. M ás tarde, dado que el agua y arras sustancias volátiles no cristalizan junto con la m asa del cuerpo magmático, esos fluidos constituyen un elevado porcentaje del fundido durante la fase final de so lidifi cación. La cristalización en un am biente rico en fluidos, donde se intensifica la m igración iónica, produce la formación de cristales de varios centím etros o incluso de unos pocos metros de lo ngirud . L as rocas resul tantes, deno minadas pegmatitas, están compuestas por estos cris[ales inusualmen te grandes (vinst Recuadro 4. 1).

L a mayoría d e las pegmatitas son de composició n granítica y consisten en cristales grandes de cuarzo, feldespato y moscovita. El feldespato se utili7..a en la producción de cerámica y la moscovita para el aislamiento eléctrico. Además, las pegmatitaS con tienen, a menudo, algunos de los elementos m enos abundantes. P or tanto, además de los silicatos comunes, algunas pegm atitas con tienen gemas sem ip reciosas, como el berilo, el topacio y la tu nnalina . Ad em ás, a men udo se encuentran minerales que contien en los e leme ntos litio, cesio, uranio y las

612

CAPiTU LO 21

minerales

tierras raras·. La mayoría de las pegmatitas está localizada dentro de grandes masas ígneas o en fonna de diques o venas que cortan la roca de caja que rodea la cámara magmática (Figura 21.17).

Los magmas no producen pegmatitas en todas las etapas de evolución; ni tampoco todos los magmas tienen una composición granítica. Antes bien, algunos magmas se enriquecen en hierro o, a veces, en cobre. Po r ejemplo, en Kirava, Suecia, el magma compuesto por más del 60 por ciento de magnetita solidificó para producir uno de los depósitos de hierro más grandes del mundo.

casi 200 kiló metros, donde la presión confinante es mnte grande como para generar esta fonna de alta p",,;¡¡of del carbono. Una vez cristalizados, son transportados arriba a través de conductos denominados metro aumenta hacia la superficie. En las feTas, casi rodas eUas contienen tán diseminados en una roca ultramáfica kimberNw. Las pipas de kimbedita más productivas se cuentran en Sudáfrica. La única fuente equivalente de mantes de Estados Unidos está localizada cerca de

freesboro,

pero

Arkansas; este depósito eesta:',~:~::r¡~~ actualidad se utiliza únicamente como al rurísticL

Diamantes Duo mineral importante desde el punto de vista económico y con origen ígneo es el diamante. Aunque mejor conocidos como gemas, los diamantes se utilizan mucho como abrasivos. Los diamantes se originan a profimdidades de

• Las cierTaS raras son un grupo de 15 elementos (números afÓmicos comprendidos cntre el 57 )' el 7 1) que poseen propiedades semejantes.

Son catllliz.adorcs útiles para el refilUldo del petróleo y se utilizan para mejorar la retención del color en los tubos de imagen de la televisión.

.. Flgun 21 .17 Ilustración que representa la relación entre un cuerpo ígneo y los yacimientos hidroterrna les y de pegmatita

asociados.

-

Soluciones hidrotermales Entre los yacimientos de menas mejor conocidos importantes se encuentran los generara,~d~~o~S i~: ::~ :~;:t ne .. hidrotcrmales (agua caliente). 11 en este po se encuentran los depósitos de oro de la mina":,~~~:j take I en Dakob del Sur; las menas de plomo, c cerca de Coelll" d'Alene, Idaho; los depósitos de Comstock Lode, en Nevada, y las menas de cobre de península de Kewccnaw, en Michigan (Figura 2 1. 18).

Recursos minerales y procesos metamórficos

... Figura 21.18 El cobre nativo de la penfnsula Keweenaw, al norte de M¡chigan, es un ejemplo el(celente de yacimiento hidrotennal. Hu bo una época en que esta área constituyó una importante fuente de cobre, pero en la actualidad está muy agotada. (Foto de E. J. Tarbuck.)

La mayoría de los depósitos hidrotermales se origina a partir de fluidos calientes ricos en metales que son restos de procesos magmáticos en estadios tardíos. Durante la solidificación, se acumulan Iiquidos, más diversos iones metálicos, cerca de la parte superior de la cámara magmática. Debido a su movilidad, estas soluciones ricas en iones pueden migrar grandes distancias a través de las rocas circundantes antes de ser fina lmente depositados, generahnente como sulfuros de varios metales (Figura 21 .17).

A1b'llnOS de estos fluidos se mueven a lo largo de aberruras, como fracturas o planos de estratificación, donde se enfrían y precipitan las menas metálicas para producir de. pósitos filonianos. La mayoría de los depósitos rentables de oro, plata y mercurio se producen como depósitos filonianos hidrotermales.

Otro tipo importante de acumulación generada por la actividad hidrotennal se denomina depósitos diseminados. En vez de concentrarse en venas estrechas y diques, estaS menas se dism buyen en forma de pequeñas acumulaciones dispersas en la masa rocosa. La mayor parte del cobre mundial se extrae a partir de depósitos diseminados, entre eUos los situados en Chuquicamata. Chile, y la enon ne mina de cobre Bingham Canyon. en Utah (v/ase Recuadro 21.2). Dado que esas acumulaciones contienen sólo del 0,4 al 0,8 por ciento de cobre, deben extraerse entre 125 y 250 kilogramos para conseguir un kilogramo de metal recuperado. El impacto ambiental de esas grandes excavaciones, incluido el problema de la eliminación de los residuos, es significativo.

AJgunos depósiws hidrotermales se han generado por la circulación de aguas subterráneas en regiones donde el magma esmba emplazado cerca de la superficie. El

613

área del Parque Nacional Yellowstone es un ejemplo moderno de una situación de este ti po. Cuando el agua subterránea invade una zona de actividad ígnea reciente, su temperatura aunlenta, intensificando en gran medida su capacidad para disolver minerales. Esas aguas calientes migratorias extraen los iones metálicos de las rocas ígneas intrusivas y los transportan hacia arriba donde pueden depositarse como un cuerpo de mena. D ependiendo de las condiciones, las acumulaciones resultantes pueden aparecer como depósitos fi lonianos, depósitos diseminados o, en los lugares donde las soluciones hidroterma les alcanzan la superficie en forma de géiseres o manantiales caliem es, como depósitos superficiales.

Con el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas resulta claro que algunos depósitos hidrotermales se originaron a lo largo de antiguas dorsales oceánicas. Un ejemplo bien conocido se encuentra en la isla de Chipre, donde se ha estado extrayendo cobre en minas durante más de 4.000 años. Aparentemente esos depósitos representan menas que se fonnaron en un centro de expansión de un antiguo fondo oceá nico.

Desde mediados de los años setenta, se han detectado depósitos de sulfuros ricos en metales y fu entes termales en diversos lugares, incluidas áreas de estudio situadas a lo largo de la dorsal del Pacífico oeste y la dorsal de Juan de Fuca. Los depósitos se están formando allí donde el agua marina caliente, rica en metales y azufre disueltos, brota del fondo del océano en fonna de nubes llenas de partículas denominadas ju1ll01'Otns hidrotermoles. Como se muestra en la Figura 21.19, el agua del mar se infiltra en la corteza oceánica caliente a lo largo de los flancos de la dorsal. Conforme el agua atraviesa el material recién formado, se calienta y reacciona químicamente con el basalto, extrayendo y transportando azufre, hierro, cobre y otros metales. Cerca del eje de la dorsal, el fluido caliente rico en metales se eleva a lo largo de las fallas. Tras alcanzar el suelo del océano, el liquido arrojado se mezcla con el agua fría del mar y los sulfu ros precipitan para fo rmar depósitos de sulfuros masivos.

Recw'sos minerales y procesos metamórficos El papel del metamorfismo en la fonnación de yacimientos minerales suele ligarse a los procesos ígneos. Por ejemplo, muchos de los depósitos de menas metamórficas más importantes se producen mediante metamorfismo de contacto. La roca de caja C'i recristalizada y alterada químicamente por el calor, la presión y las soluciones hidrotermales que emanan de un cuerpo ígneo en intrusión. El grado de alteración de la roca de caja depende de su naturaleza así como de la masa ígnea que haga intrusión ,

614

CA P fT U LO 2 1 Energía y recursos minerales

.. Figura 21.19 Pueden producirse

depósitos de sulfuros masivos como consecuencia de la circulación del agua de mar a través de la corteza oceánica a lo largo de centros de expansión acti vos. A medida que el agua del mar se infiltra en la corteza basáltica caliente, lixivia azufre, hierro, cobre y otros metales. El fluido enriquecido y caliente vuelve al fondo del ma r cerca del eje de la dorsal a lo largo de las fallas y las fracturas. Algunos sulfuros metálicos pueden precipitar en esos canales a medida que el fl uido ascendente empieza a enfriarse. Cuando el líquido caliente emerge del fondo del océano y se mezcla con el ag ua fria del mar, los sulfuros precipitan para formar depósitos masivos.

~.

Algunos materiales resistentes, como las areniscas rit·as en cuarzo, pueden mostrar muy poca alte....Jción, mientras que otros, entre cUos las calizas, pueden exhi bir los efectos del metamorfismo durante varios kilómetros desde el plutón ígneo. A medida que los fl uidos cali entes ricos en iones atraviesan la caliza, tienen lugar reacciones quimicas que producen minerales útiles, como el granate y el corindón. Además, esas reacciones liberan dióxido de carbono, que facilita en gran medida la migración ascenden te de los iones metálicos. Por tanto, extensas aureolas de depósitos ricos en metales, frecuentemente, rodean Jos plurones ígneos que han invadido los estratos de cal iza.

Los minerales metálicos más comunes asociados con el metamorfismo de contacto son la esfalerita (cinc), la galena (plomo), la calcopirita (cobre), la magnetita (hierro) y la bomita (cobre). Los depósitos de menas hidrotennales pueden estar diseminados a lo largo de la mna alterada o existir como masas concentradas localizadas cerca del cuerpo intrusivo o en la periferia de la mna met.1mórfica.

El metamorfismo regional puede generar también depósitos minerales útiles. Recordemos que, en los bordes de placa convergentes, la corteza oceánica, junto con

los sedimentos que se han acumulado en los márgeOt'S continentales, son transportados a grandes profundidade-._ En estos ambientes de alta temperatura y presión se alteTan la mineralogía y la textura de los materiales subducidos, originando depósitos de minerales no metálicos como el talco y el grafito.

Meteorización y yacinúentos de menas La meteorización crea muchos depósitos minerales importantes concentrando cantidades pequeñas de mel"ales. que están di~-persos a través de la roca no meteorizada, en cantidades económicamente valiosas. Dicha tra nsformación se denom ina a menudo enriquecimiento secun dario y tiene lugar de dos fo rmas. En una situación, la meteorización química asociada con las aguas de percalación descendente, elimina los materiales indeseables de la roca en descomposición, dejando los elementos deseables en riquecidos en la zona superior del suelo. La otra fonna es básicamente la opuesta de la primera. Es decir,

Depósitos de placeres

los elementos deseables que se encuentran en bajo contenido cerca de la superficie son extraídos y transportados a ronas inferiores, donde se concentran .

Bauxita La fonnación de bauxitn, la mena principal de aluminio, es un ejemplo importante de una mena creada como consecuencia de enriquecimi ento mediante procesos de meteorización (Figura 21.20). Aunque el aluminio es el tercer elemento más abundante sobre la con eza terrestre, no es común encontrar concentraciones económicamente valiosas de este importante metal, porque la mayor parte del aluminio aparece en los siliC'3 tos de los que es extremadamente difici l extraer.

La bau.xita se fonna en los climas tropicales lluviosos, en asociación con las lateritas. (De hecho, a veces se hace referencia a la bauxita como la laterita de aluminio.)

Cuando la roca madre rica en aluminio se ve sometida a la meteorización quím ica intensa y prolongada de los trópicos, la mayor parte de Jos elementos comunes, enn:e ellos el calcio, el sodio y el silicio, son eliminados por lixiviación. Dado que el aluminio es extremadamente insoluble, se concentra en el suelo como bauxita, un óxido de alwninio hidratado. Por tanto, la formación de bauxita depende tanto de las condiciones climáticas, en las que la meteorización química y la lixiviación son intensas, como de la presencia de una roca madre rica en aluminio. También en suelos lateríticos se encuentran depósitos importantes de ruquel y cobalto que se desarrollan a partir de rocas ígneas ricas en silicatos ferromagnesianos.

615

Otros depósitos Muchos depósitos de cohre y plata se originan cuando los procesos de meteorización concentran ~os I~ eta les ~ue están depositados a través de una mena pnmana de baJO grado. Normalmente, dicho enriquecim iento se produce en depósitos que contienen pirita (FeS 2), el suJfuro más común y generali7.ado. La pirila es imponant~ ~rque, ~u.an­ do es meteorizada quím.icamente, fonna aCldo sulrun<:o, que pennite la disolución de los metales de la Illena por las aguas de pcrcolación. Una vez disueltos, los 111etal ~s migran gradualmente hacia abajo a través. de la mena pr~­ maria hasta que preci pitan. El depósito n ene lugar debido a los cambios químicos que se producen en la solución cuando alcanza la rona de aguas subterráneas (zona debajo de la superficie donde todos los espacios porosos están ocupados por agua). De esta manera, el pequeño porcentaje de metal disperso puede eliminarse de un gran volumen de roca y volver a depositarse en fo rma de una mena de grado más alto en un volumen de roca menor.

Este proceso de enriquecim.iento es responsable del éxito económico de muchos dep'lsitos de cubre, entre ellos uno 1000dlizado en Miami, Arizona. Aquí la mena aumentó su va lor desde menos de un 1 por ciento de <;ontenido en cobre, en el depósito primario, hasta un 5 por ciento en algunas zonas localizadas de enriquecimiento.

Cuando la pirita experim enta meteorización (se oxida) cerca de la superficie, quedan restos de óxido de hierr? .La presencia de esas masas hernnnbrosas en la superficie 111dica la posibi lidad de que haya una mena enriquecida debajo, y esto representa una evidencia visual para los prospectores.

Depósitos de placeres

... Figura 21.20 la bauxila es la mena de aluminio y se forma como consecuencia de procesos de meteorización bajo condiciones tropicales. Su color oscila entre el rojo o el marrón y el casi blanco. (Foto de E. J. Tarbuck.)

La selección origi na nonnalmente que granos de tamaño similar se depositen juntos. Sin embargo, también se produce selección en función del peso específico de las partículas. Este último tipo de selección es el responsable de la creación de los depósitos de placer es, que son depósitos fonnados cuando los mineraj es pesados son concentrados mecánica mente por las corrientes. Los depósitos de placert.'S asociados con corrientes de agua se cuentan entre los más comunes y mejor conocidos, pero la acción selectiva de las olas también puede crear depósitos de placeres a lo lar go de la costa. Estos yaci mjenros contiencn nonnalmente minerales que no son sólo pesados, sino que también son duraderos (para resistir la destrucción física dura nte el transporte) y resistentes desde el punto de vista químico (para soportar los procesos de meteorj¡·.ación). Los depósitos de placeres se fonnan porque muchos minerales pesados se depositan rápidamente desde una corriente, mientras que las partículas mcnos

616

e A p f T UL o

21

Energía

y recursos minerales

densas pennanecen en suspensió n y son transportadas.

Entre los lugares habituales de acumulación se cuentan las barras de meandro, en los interiores de los meandros, así como las grietas, las depresiones y otras irregularidades en los lechos de los ríos.

Existen muchos depósitos de placeres económicamente importantes; los más conocidos son las acumulaciones de oro. D e hecho, fu eron los depósitos de placeres descubiertos en 1848 los que indujero n la fumosa fi ebre del o ro californiana. Años después, depósitos similares crearon otra fiebre en Alaska. La búsqueda de oro lavando la arena y la grava en una cazuela plana para concentrar el fino «pOlvo» en el fondo fue el método habitual utilizado por los primeros prospectores para recuperar el metal precioso, siendo un proceso similar al que creó los depósitos de placeres.

Además del oro, otros minerales pesados y resistentes fonnan depósitos de placeres. Entre ellos se cuentan el platino, los diamantes y el esrnño. Los Urales contienen depósitos de placeres ricos en platino, y son fuentes importantes de diamantes en Sudámca. Porciones importantes del suministro mundial de casiterirn, la mena principal de estaño, se han obtenido a partir de depósitos de placeres en Malasia e Indonesia. La casiterita suele estar diseminada en rocas ígneas graníticas. En este estado, el m ineral no está lo bastante concentrado como para ser extraído con provecho. Sin embargo, a medida que se disuelve y se desintegra la roca que la encierra, quedan libres los granos de casiterita, pesados y resistentes. Por último, las partículas liberadas alcanzan una corriente de agua donde crean depósitos de placeres estando significativamente más concentrados que en el depósito original.

Circunstancias y acontecimientos similares son comunes para muchos minerajes que se obtienen de depósitos de placeres.

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿Qué tamaño tenía la mayor pepita de oro jamás descubierta?

La mayor pepita de oro jamás descubierta fue la pepita We1come Stranger, encontrada en 1869 como un depósito de placer en la región minera de extracción de oro de Victoria, Australia. Pesaba 95 kilogramos y, a los precios actuales del oro, valía más de 700.000 dólares. La mayor pepita de oro que se sabe que todavía existe en la actualidad es la pepita Hand of Faith, que se encontró en 1975 cerca de Wedderbum, Victoria, Australia. Se encontró con un detector de metales y pesa 33 kilogramos. Vendida en 1982, se exhibe ahora en el casino Golden Nugget de Las Vegas, Nevada.

En algunos casos, si puede localizarse la roca madre de un depósito de tipo placer, también puede convertirse en una mena importante. Siguiendo los depósitos de placeres corriente arriba, a veces pueden localizarse los depósitos originales. Así fue como se encontraron los filones de o ro del Mother Lode en el batolito de la Sierra N evada de California, así com o las famosas minas de diamantes Kimberly de Sudáfrica. Los depósitos de placeres se descubrieron primero; su fu ente algo más tarde.

Recursos minerales no metálicos Los materiales de la Tierra que no se utilizan como combustibles ni se procesan debido a los metales que contienen se suelen denominar recursos minerales no metálicos.

Nótese que el uso de la palabra «mineral» es muy amplio en este contexto económico, y es bastante diferente de b definición geológica estricta de mineral estudiada en el Capítulo 3. Los recursos minerales no metálicos se extraen y se procesan por los elementos no metálicos que contienen o por las propiedades químicas y físicas que poseen.

A menudo, no nos damos cuenta de la importancia M los minerales no metálicos, porque se consideran sólo lOte productos que resultaron de su utilización y no los minerales en sí mismos. Es decir, muchos minerales no metálicos se utilizan en el proceso de creación de otros productos...

Son ejemplos la fluorita y la caliza, que fonnan parte dd proceso de fabricación del acero, los abrasivos necesarios para fubricar una pieza de maquinaria y los fertilizantes necesarios para el crecim.iento de Wla cosecha (fabla 2 1.-+).

Las cantidades de minerales no metálicos utilizados cada año son enonnes. Un vistazo a la Figura 2 1.1 nos recuerda que el consumo per copita de recursos no combU$tibies en Estados Unidos constituye un total de cerca de 10 toneladas métricas, de las cuales alrededor del 94 por ciento son no metálicos. Los recursos minerales no mctál.icm se dividen nonnalmente en dos amplios grupos: 1nllteriMrs de anlStrllccián y minerales indurtriales. D ado que algu,D! sustancias tienen muchos USOS diferentes, se encuentran ~ las dos categorias. La caliza, quizá la roca más versátil y utilizada de todas, es el mejor ejemplo. Como material dt consrrucción, se utiliza no só lo como material aglomeracte y piedra de coDSm.¡cción, sino también para fabricar d cemento. Además, como mineral industrial, la caHza es a¡ ingrediente en la fubricación del acero y se utiliza en la agricultura para neutT3lizar los suelos.

Materiales de construcción Los áridos naturales consisten en roca uiturada, aren;¡ y grava. Desde el punto de vista de la cantidad y de su Qb,. los áridos son un material de construcción muy import:amt..

Recursos minerales no metálicos

617

T..... 21 A Lugares donde aparecen Y USOS de los minerales no metálicos Mineral Apatito Asbestos Azufre Caicita

Co rindón Cuarzo Diamante Fluorita Grafito Granate Halita Minerales de la arcilla Moscovita Silvina

Talco

y""

u" "

lugares de aparición

Fertilizantes fosfatados Fibras incombustibles Productos químicos; fabricación de fertilizantes Agregados; fabricación del acero; acondicionamiento del sucio; productos químicos; cemento; piedra de construcción Gemas; abrasivos Ingrediente principal del vidrio Gemas; abrasivos Fabricación de acero; purificación del aluminio; vidrio; productos químicos Mi na de los lápices; lubricantes; refractarios

Abrasivos; gemas Sal de mesa; productos químicos; conIJol del hielo Cerámica; porcelana Aislante en aplicaciones eléclriciu Fertilizantes de potasio Polvo utilizado en las pinturas, los cosméticos, etc.

Yeso blanco

Estados Unidos produce casi 2.000 millones de toneladas de áridos por año, lo que representa alrededor de la mitad del volumen minero no energético tocal del país. Se produce comercialmente en todos los estados y se utiliza casi en todo tipo de construcción de edificios y en la mayoría de los proyectos de obras públicas.

Además de los áridos, Otros importantes materiales de construcción son el yeso para argamasa y recubrimiento de paredes, la arcilla para los ladrillos y las tejas, y el cemento, que está hecho de caliza y arcilla. El cemento y los áridos se reúnen en el honnigón, un material que E'S esencial prácticamente para todo tipo de conscrucciones. Los áridos proporcionan al hormigón su fuerza y su volumen, y el cemento une la mezcla dando una sustancia similar a una roca dura. Tan sólo 2 kilómetros de autopista precisan más de 85 toneladas métricas de áridos. A una menor escala, se necesitan 90 toneladas de áridos simplemente para construir una casa media de 6 habitaciones.

Dado que la mayoría de los materiales de construcción están ampliamente distribuidos y presentes en cantidades casi ilimitadas, tienen poco valor intrínseco. Su valo r económico surge sólo después de que los materiales han sido extraírlos del terreno y procesados. Dado que su valor por tonelada, en comparació n con los metales y los minerales industriales, es bajo, las operaciones de minería y excavación se realizan normalmente para satisfacer las necesidades locales. Excepto para los tipos especiales de rocas ornamentales utilizadas para los edificios y los monumentos, los costes de transporte limitan en gran medida las distancias a que pueden moverse los materiales de construcción.

Oep6~os sedimentarios Alteración metamórfica Depósitos sedimentarios; yacimientos hidrotermales Depósitos sedimen tarios

Yacimientos metamórficos Intrusiones ígneas; dep6silDS sedimentarios Pipas de kimberlita; depósitos de placeres Yacimientos hidrotermales Yacimientos metamórficos Yacimientos metamó rficos Depósitos de evaporitas; domos de sal Producto residual de la meteorización Pegmatitas Depósitos de evaporitas Yacimientos metamórficos Depósitos de evaporitas

Minerales industriales Muchos recursos no metálicos se clasifican como minerales industriales. En algunos casos, estos materiales son importantes, porque son fuente de elementos químicos o compuestos específicos. Dichos minerales se utilizan en la fabricación de productos químicos y en la producció n de fertilizantes. En otros casos, su importancia está relacionada con las propiedades ffsicas que muestran . Son ejemplos minerales el corindó n y el granate, que se utilizan como abrasivos. Aunque los suministros son abundantes, la mayoría de los minerales industriales no son tan abundantes como los materiales de construcción. Además, la extensión y la distribución de los depósitos están mucho más restringidas. Como consecuencia, muchos de esos recursos no metálicos deben transportarse a distancias considerables, que, por supuesto, incrementan su coste. A diferencia de la mayoría de los materiales de construcció n, que necesitan un mínimo de tratamiento antes de estar listos para usarse, muchos minerales industriales precisan un considerable procesamiento para extraer la sustancia deseada en el grado de pureza adecuado necesario para su utilización final.

Fertilizantes El crecimiento de la población mundiaJ, que se dirige hacia los 7.000 millones, exige que la producción de cosechas alimentarias básicas siga aumentando. Por tanto, los fertili zantes, sobre todo Jos compuestos de nitratO, fosfato y potasio, son extremadamente importantes para la agricultura. La industria de nitratos sintéticos, que deriva del nitr6geno atlnosférico, es la fuente de prácticamente todos Jos fertilizantes nitrogenados del mundo. La

618

e A p fT U LO

2 1 Energía

y recursos minerales

fuente principal de fósforo y de potasio, sin embargo, sigue siendo la corteza terrestre. El mineral apatito es la fuente primaria de fosfatos. En Estados Unidos, la mayor

azufre extraído del carbón, el petróleo y el gas natural para conseguir que esos combustibles sean menos contaminantes.

producción procede de los depósitos sedimentarios mari-

Sal La sal común, conocida por el mineral denominado balita es otro recurso versátil e importante. Se cuenta en-

nos de Florida y Carolina del Norte (Figura 21.21). Aunque el potasio es un elemento abundante en muchos minerales, las principales fuentes comerciales son los depósitos de evaporitas que contienen el mineral silvina. En Estados

tre los minerales no metálicos más destacados utilizados corno materia prima en la industria quimica. Además, se

Unidos, los depósitos que hay cerca de Carlsbad, Nuevo México , han sido especialmente importantes.

utilizan grandes cantidades para «ablandar» el agua y p= eliminar el hielo de las calles y las carreteras. Por supues-

Azufre D ebido a sus diversos usos, el azufre es un iln-

básico y parte de muchos productos alimenticios.

portante recurso no metálico. De hecho, la cantidad de

La sal es una roca evaporítica común que se expl~ ta en potentes depósitos utiU zando técnicas de rnineria

to, todos nosotros sabemos que es también un nutriente

azufre utilizada se considera un indice del nivel de industrialización de un país. Más del 80 por ciento se utiliza para la producción de ácido sulfúrico. Aunque su uso principal es la fabricación de fosfatos para fertilizantes, el áci-

subterránea. Los depósitos subsuperficiales se explotar. también utilizando pozos de salmuera en los cuales se in-

traduce una tubería en un depósito de sal y se inyea:. agua hacia el interior. La sal disuelta por el agua es enraída a la superficie a través de una segunda tubería. Además.

do sulfúrico tiene además un sinfín de otras aplicaciones.

Entre sus fuentes se cuentan los depósitos de azufre nativo asociados con domos de sal y áreas volcánicas, así como

el agua de mar sigue sinriendo como fuente de sal, igtta!.

los sulfuros de hierro común, como la pirita. En los últi -

que ha ocurrido durante siglos. La sal se recoge después de que el sol evapora el agua.

mos años una fu ente cada vez más importante ha sido el ... Figura 21.21 Gran mina de fosfatos a cielo abierto en Florida. El mineral apatito, portador de fósfo ro, es un fosfato de calcio asociado con los huesos y los dientes. Los peces y otros organismos marinos extraen fosfato del agua marina y forman apatito.

Estos depósitos sedimenta rios están asociados con el fondo de un mar somero.

(Foto de C. Da vidson/ Comstock.)

- - - - - - --

- --

-

-

Resumen -

-

-

- --

-

-

-

-

-

- - -- -- -

• Los recursos renovables pueden recuperarse en lapsos de

tales como el cobre y el oro. Una población mundial

tiempo relativamente cortos. Son ejemplos de ellos las fibra s naturales para la ropa, y los árboles para la obtención de madera. Los recursos no renovables se fonnan

en crecimiento rápido y el deseo de un mejor nivel de vida hace que los recursos no renovables se agoten 2i un ritmo creciente.

tan despacio que, desde un punto de vista humano, la Tierra contiene suministros fijos. Son ejemplos los

combustibles como el carbón y el petróleo, y los me-

• El carbón, el petróleo y el gas natural, los combustibks fósiles de nuestra economía moderna, están todos asociados

Resumen

con las rocas sedimentarias. El carbón se origina a partir de grandes cantidades de restos vegetales que se acmnulan en un ambiente empobrecido en oxígeno, como un pantano. Más del 70 por ciento del carbón que se utiliza en la actualidad es para la generación de electricidad . La contaminación atmosférica producida por los gases de óxido de azufre que se foonan por la combustión de la mayoría de los tipos de carbón constituye un problema ambiental destacable.

619

• Alrededor del 85 por ciento de nuestra energía se deriva de los combustibles fósiles. En Estados Unidos, las fuentes de energía alternativa más importantes son la energía 71udem· y la energía hidnxdictrictl. Otras fuentes de energía alternativas son locall1lt!nte importanl es, pero en conjunto proporcionan aproximadamente el 1 por ci ento de la demanda energética de Estados Unidos. Entre eUas se cuentan la energíll solar, la energía geotéJ."tüa, la C1lc'''gía eólica y la energía 'll/orcaJ.

• El petróleo y el gas narural, que aparecen nonualmente juntos en los poros de algunas rucas sedimentarias, consisten en mezclas de diversos hidrocnrlnlros (compuestos de hidrógeno y d e carbono). La fonnación del petróleo está asociada con la acumulación de sedimentos en áreas oceánicas ricas en restos animales y vegetales que son enterrados y aislados en un entorno deficitario en oxígeno. A medida que el petróleo y el gas natural se foOllan , migran y se acumulan en capas pemleables adyacentes, como las areniscas. Si un estrato de roca impermeable, a la que se denomina roca de lapa, interrumpe la migración ascendente se desarrolla un ambiente geológico que pennite la acumulación de cantidades económicamente significativas de petróleo y gas bajo tierra, denominada trompa peNrJlífera. Las dos condiciones básicas comunes para todas las trampas petrolíferas son: (1 ) una roen almacén porosa y penncabl e que suministrará petró leo, gas natural, o las dos cosas, en cantidades suficientes, y (2) una roca de lapa impenneable.

• En tre los problemas am bientales asociados con la combustión de los combustibles fósiles se cuentan la contaminación annosférica y el calentamiento global.

Los cm1tami1/fl11tes primarios emitidos por fu entes como los vehículos de motor pueden reaccionar en la atmósfera para producir los CQ1/lIl'11li7umtes secundarios que constituyen el S1Jwg urbano. La com bustión de los combustibles fósiles es una de las maneras mediante las cuales los seres humanos están incrementando el contenido de dióxido de carbono en la atmósfera. Mayores cantidades de este gas absorbente de calor inducirían un calentamiento global.

• Cuando los recursos petrolíferos convencionales ya no sean adecuados, las arrnos oifó/ticas y las lutitas bituminosas pueden sustituirlos. En la actualidad, las arenas asfálticas de la provincia de A1berta originan alrededor del 15 por ciento de la producción petrolífera de Canadá.

La producción de petróleo a partir de las lutitas bituminosas en la actualidad es antieconómica. La producción de petróleo de las arenas asfálticas y lutitas bituminosas tiene importantes inconvenientes ambientales.

• Los H!CUnOS 'II/;,lerolcs son el conjunto de minerales útiles disponibl es comercialmente. Estos recursos abarcan los depósitos ya identificados a partir de los cuales pueden extraerse lucraovamente minerales, denominándose n:servas, así como los depósitos conocidos que no son todavfa econó mica ni tecnológicamente recuperables. Los depósitos que se supone que existen, pero todavía no se han descubierto, se consideran también re<'\lTSOS minerales. E l ténnino'll/NlII se utiliza para indicar esos minerales metálicos útiles que pueden ser explotados para obtener benefici o, así como algunos minerales no metálicos, como la fluorita y el azufre, que contienen sustancias útiles.

• Algunas de las acumulacio nes más importantes de metales, como el oro, la plata, el plomo y el cobre, son gcnen!.das por procesos ígneos. Los depósitos de mena más importantes y mejor conocidos son genen!.dos a partir de soluáo'llCs bid'lJ/(.'rmnles (agua caliente). Los depósitos hidrOtemlales se o riginan a partir de flu idos calientes ricos e n metales que son restos de procesos magmáticos en etapas tardías. Esas soluciones ricas en iones se mueven a lo largo de fracturas o de planos de estratificació n, se enfrían y precipitan los iones metálicos para originar depósitos filulliol1OS. En un depósito disemmndo (por ejemplo, muchos de los depósitos de cobre del mundo) las menas de l3S soluciones hidrotenllales se djstribuyen en forma de pequeilas masas por toda la mas.'l rocosa.

• Muchos de los depósitos de menas metamórficos más importanres se producen mediante metamorfismo de contacto. Extensas aureolas de depósitos ricos en metales rodean habitualmente los cuerpos ígneos donde los io nes han invadido estratos de calizas. Los m inerales metálicos más COIllWles asociados con el melamorfismo de contacto son la esCalerita (cinc), la ga lena (plomo), la CAlcopirita (cobre), la magneti ta (hicrro) y la bornita (cobre). D e importancia económica similar son las propias rocas metamó rficas. En muchas regiones, la pizarra , el mánnol y la cuarcita se exrmen para diversos tipos de construcción.

620

e A P ¡ TU L o 2 1 Energra y recursos minera les

• La meteorización crea yacimientos de menas mediante la concentración de metales en depósitos económicamente valiosos. El proceso, frecuentemente denominado enriquecimientost!C1nuJorio, se lleva a cabo: (1) por extracción de los materiales indeseables, dejando los elementos deseados enriquecidos en las zonas superiores del suelo, (2) por eliminación y transporte de los elementos deseables a zonas inferiores, donde se depositan y se concentran. La bouxilo, la mena principal de aluminio, se ha fonnado como resultado del enriquecimiento mediante procesos de meteorización. Además, muchos depósitos de cobre y

plata se producen cuando los procesos de meteorización concentran los metales que estuvieron inicialmente dispersos en una mena primaria de bajo grado.

• Los materiales de la Tierra que no se utilizan como combustibles ni se procesan por los metales que contienen se denominan recursos no metlÍ/icos. Muchos son sedimentos o rocas sedimentarias. Los dos grupos grandes de recursos no metálicos son los 71l/1tenales tk C01lStrUcción y los minera/es hulustrinles. La caliza, quizá la roca más versátil y utilizada de todas, se encuentra en ambos grupos.

Preguntas de repaso

- - - - - - - -----"-

- --

-

1. Compare los recursos renovables con los no renovables. Dé uno o más ejemplos de cada uno.

12. ¿Se considera la energía geotérmica una fuente de energía inagotable? Explíquelo.

2. ¿Qué población mundial se calcula para el año 2015? ¿Cómo se compara esto con las cifras de 1930 y de 1975? ¿Está creciendo la demanda de ret.l.ITSOS tan deprisa como la población?

13. ¿Qué ventajas ofrece la producción de energía mareal ? ¿Es probable que las mareas proporcionen siempre una parte significativa de los requerimientOS de energía eléctrica mundiales?

3. Más del 70 por dento de la utilización actual del

14. Compare reaMO con rrservo.

carbón se emplea ¿para qué propósito?

4. D escriba dos impactos de la combustión de los combustibles fósiles sobre el ambiente atmosfénco.

5. ¿Qué es una trampa petrolífera? Enumere dos condiciones comunes para [Odas las trampas petrolíferas.

6. Enumere dos desventajas asociadas con el procesamiento de las arenas asfálticas recuperadas mediante minería de superficie.

7. Estados Unidos tiene enonnes depósitos de lutitas bituminosas, pero no produce petróleo de ellos de manera comercial. Explíquelo.

8. ¿Cuál es el combustible principal para los rC3ctores de fisión nuclear?

9. Enumere dos obstáculos que han impedido el desarrollo de la energía nuclear como fuente de energía principaL 10. Describa brevemente dos métodos mediante los cuales la energía solar podría utilizarse para producir electricidad.

11. Explique por qué no duran indefinidamente las presas construidas para generar energía eléctrica.

15. ¿Qué podría hacer que un depósito mineral no considerado como mena fuera reclasificado como mena ?

16. Nombre dos tipos generales de yacimientos hidrotennales.

17. Los yacimientos de menas metamórficas están relacionados a menudo con procesos ígneos. Proporcione un ejemplo.

18. Nombre la mena principal de aluminio y describa su fonnación.

19. Una zona con color de herrumbre de óxido de hierro en la superficie puede indicar la presencia de un depósito de cobre en profundidad . Explíquelo brevemente.

20. Describa brevemente cómo los minerales se acumulan en depósitos de placeres. Enwnere cuatro minerales que se obtienen de estos depósitos.

21. ¿Cuál es mayor, el consumo per COpilo de recursos metáJicos o el de recursos no metálicos?

22. Los recursos no metálicos suelen dividirse en dos grandes grupos. Nombre los dos grupos y algunos ejemplos de materiales que pertenezcan a cada uno. ¿Qué grupo está más ampliamente distri buido?

Recursos d e la web

621

Términos fundamentales combustible fósil depósito de placeres depósito diseminado depósito filoniano energía geoténnica

energía hidroeléctrica enriquecimiento secundario fisión nuclear mena pegmatita

recurso mineral recurso mineral no metálico recurso no renovable recurso renovable

rescrv:!

roca almacén roca de tapa impermeable solución hidrotennaJ trampa petrolífera

Recursos de la web La página Web &rtb utiliza los recursos y la flexibilidad de Internet para ayudarle

en su estudio de los temas de este capírulo. Escrito y desarroUado por profesores de Geología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite h ttp://www.librosite.netltarbuek y haga c1ie sobre la cubierta de Cienaas de la Tierra, octava edición. Encontrará:

• Cuestionarios de repaso en línea.

• Reflexión crítica y ejercicios escritos basados en la web.

• Enlaces a recursos web específicos para el capírulo.

• Búsquedas de ténninos clave en toda la red. http://www.tibrosite.netltarbuck

CAPíTULO 22

Geología planetaria Los planetas: una visión de conjunto El interior de los planetas Las atmósferas de los planetas

La Luna La superficie lilllar Historia lunar

Los planetas: características generales Mercurio, el planeta más interno

Venus, el planeta velado Marte, el planeta rojo ] úpiter, el señor del cielo Saturno, el planeta elegante Urano y Neptuno, los gemelos P lutón, el planeta X

Cuerpos menores del Sistema Solar Asteroides: microplanetas Cometas Meteoritos

623

624

e A P rTUL o 2 2 Ceologla planetaria

uando el ser humano comprendió por prime ra vez que los planetas e filn moÍs pa recidos a la l ierra que a las estrellas, creció una gran ag itación. ¿Podría haber vid a inteligente en estos planetas o en cualquier otro Jugar d el universo? La explo ración espacial ha reavivado este in terés. Hasta la fecha no se han encontrado pruebas de vida extraterrestre en nuestro Sistema Solar. Sin em bargo, estudiamos los otros planetas para poder conocer cómo se fo rmó nuestro planeta y su histo ria inicial. Las recientes exploraciones espaciales se han o rganizado teniendo este objetivo e n la mente. Hasta la fecha, las sondas espaciales han e xplorado Mercurio, Venus, Marte, júpiter, Sat urno, Urano y Neptuno.

El Sol es e l centro d e un eno rme siste ma d e rotación que consta d e nueve planetas, sus satélites y numerosos asteroid es, cometas y meteoritos, pequeños pero interesantes. Se calcula q ue un 99,85 por ciento d e la masa d e nuestro Sistema Solar está representado por el Sol. El conjunto de los planetas constituye más d el 0,15 por ciento restan-

C

.... figura

te. Los planetas, en o rde n d esd e e l Sol, son: Me rcurio, Venus, la Tierra, Marte, júpiter, Satu rno, Urano, Neptuno y Plutó n (Figura 22.1).

Bajo el contro l de la fuerza g ravitatoria del Sol, cada planeta ma ntiene una órbita elíptica y todos ellos viajan en la misma d irección. El planeta más próximo al Sol, Mercurio, tiene e l movimiento orbital más rápido, 48 kilómetros por segundo, y el período de revolución alrededor d el Sol más corto, 88 d ías terrestres. Por e l contrario, el planeta más distante.

Plutón, tiene una velocidad orbital d e S kilómetros por seg undo y necesita 248 años terrestres para completar una revolución.

Imaginemos una órbita d ibujada en una hoja de papel El papel representa el piona orbital del planeta. los planos 01bitales de siete planetas se encuentran indinados en un intervalo de 3 g rados con respecto al plano de l ecuado r solar Los otros d os, el más próximo al Sol y el más distante, Mercurio y Plutón, están inclinad os 7 y 1 7 g rados, respectivamente .

22.1 Órbitas de los planetas. las posiciones de los planetas se muestran a escala en la parte inferior del diagrama.

625

los planetas: una visión de conjunto

dades medias de sólo 1,5 veces la del agua. U no de los planetas externos, Saturno, tiene una densidad de sólo 0,7 veces la del agua, lo que significa que Sarurno fl otaría en un depósito de agua lo bastante grande. Las variaciones de composición química de los planetas son responsables en gran medida de las diferencias de densidad.

Los planetas: una visión de conjunto U n examen cuidadoso de la Tabla 22 . 1 demuestra que los pl:metas se pued en agrupar en dos conjuntos: los planetas terrestres (parecidos a la T ierra) (Mercurio, Venus, la Tierra }' Marte) y los planetas jovianos (parecidos a Júpiter) Qúpiter, Saturno, U rano y Neptuno).

P lutón no se incluye en ninguna de las dos categorías (viase Recuadro 22. 2).

Las di ferencias más obvias entre los planetas terrestres y los jovianos radican en su tamaño (Figura 22.2). Los planetas terrestres más grandes (la Tierra y Venus) tienen un diámetro que es solamente una cuarta parte del diámetro del planeta joviano más pequeño (Neptuno). Además, sus masas son tan sólo tll 7 la de Neptuno. Por consiguiente, a los planetas jovianos se les denomin a gign1lfes.

Debido a sus localizaciones relativas, a los cuatro planetas jovianos se les suele denominar pl(l11etns e:>.:terim"fs, mientras que a los planetas terrestres se les denomina plo1letos ¡menores. Como veremos, parece existir una correlación entre las posiciones de esos planetas y sus tamaños.

Otras dimensiones en las cuales los dos grupos difieren son la densidad , la composición química y la velocidad de rotación. Las densidades de los planetas terrestres tienen un valor medio de unas cinco veces la densidad del agua, mientras que los planetas jovianos tienen den si-

El inte ri or de los planetas Las sustancias que constituyen los planetas se dividen en tres grupos composicionales: gases, rocns y hielos, en función de sus puntos de fusión.

1. Los gases, el hidrógeno yel helio, son los que tienen puntos de fus ión próximos al cero absoluro (-273 oC o O Ke lvin).

2, Las rocas son pri ncipalmente silicatos y hierro metálico, cuyos puntos de fus ifm superan los

700°C. 3. Dentro del grupo de hielos se incluyen el amoniaco (NH3)' el metano (CH .;), el dióxido de carbono (COl ) y el agua (HlO). Tienen puntos de fus ión in tennedios (por ejemplo, el H 1 0 tiene un punto de fusión de O oC).

Los planetas terrestres son densos, y están fonnados en su ma)'or parte por sustancias rocosas y metálicas, con

T..... 22.1 Datos planetarios Distancia media desde e l Sol Pla neta

Símbolo

Mercurio Venus Tierra Marte Júpiter

Saturno Urano Neptu no Plutón

Planeta Mercurio

Venus Tierra Marte

Júpiter Saturno Urano

Neptuno Plutón

Periodo d e rotación

59' 244' 23I'1S6"'04' 241'137"'23' 9h 5CY"

10h 14m 17h 14 m 16"03m 6,4d

U' "

Millo nes de kiló metros

Periodos de revolución

0,39 0,72 1,00 1,52 5,20 9,54 19,18 30,06 39,44

58 108 150 228 778 1427 2870 4497 5900

88 d '" 225 dJa. 365,25""" 68 7d...

Inclinación orbital

Ve locidad orbital km/ s

7"00'

47,S 35,0 29,8 24,1 13,1 9,6 6,8 5,3 4,7

3 ~ 24-

0°00" 1°5,.

1°18 1"29' 0°46' 1 46 17°12-

.12-

29,S-"

16SaIIo> 248a11o>

0

De nsidad media (g/ cm)

Aplanamiento pola r (% )

Excentricidad

0,06 0,82 1,00 0,11 317,8 7

5,4 5,2 5,5 3,9

9S,14

0,7 1,2 1,7 1,8

0,0 0,0 0,3 0,5 6,7 10,4 2,3 1,8 0,0

0,206 0,007 0,017 0,093 0,048 0,056 0,047 0,009 0,2S0

Diámetro kilómetros

Masa re lativa (T"telTa = 1)

4878 12.104 12.756 6 794 143.884 120.536 51.1 18 SO.S30 2300

14,56 17,21 0,002

1.3

Número de saté lites conocidos

o O 2

28 30 21

8 1

626

e A p f TU L o

Z 2 Ceologra planetaria

cantidades menores de gases y h ielos. Los pbnerns jovianos, por o tro lado, conti enen grandes cantidades de gases (hid rógeno y helio) }' hielos (fundamentalmente agua, amoniaco y metano) . Esto explica sus bajas densidades. Los planetas exter io res también co ntienen cantidades sustanc iales de materia les rocosos}' met.1 Iicos, q ue se concentran e n sus n úcleos.

Las atmósferas de los planetas Los planetas jovia nos tienen atmósferas muy gmesas que consisten en cantidades variable.<i de hidrógeno, he lio, m etano y amoniaco. Por el contrar io , los planetas terrestres tienen atmósferas a lo sumo ligeras. E l motivo es que la capacidad de un planeta para conservar una atmósfe ra depende de su masa }' de su te mperatura.

En términos sim ples, una molécu la de gas puede evaporarse de un planeta si alc:mza Ulla velocidad conocida como la velocidad de escape. P ara la Tierra, esta \'elocidad es de 11 kilómetros por segundo (unos 40.000 kilómetros por hora). C ualq uie r mater ial, in cluido un cohete, debe alcanza r esta velocid ad antes de poder escapar de la gravedad ter restre y e ntr ar en el esp.1cio.

Los pl:m etas jovianos, debido a sus mayores gnt\'edades superfi ciales, tien en velocidades de escape más altas de 2 1 a 60 IciJómetros por segundo, mucho más elevadas

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Por qué /os planetas ¡ovianos son mucho más grandes que fos planetas terrestres?

De al'\lCrnO con la hipótesis de la nebulosa, los planetas se fon naron a partirde un disco d~ pol\'o y gases en rotación que rodeaba el Sol. El crecimiento de los planetas empezó t.'\lando fragmcmos sól idos de materia empe-L3ron a colisionar y a agruparse. En el sistema solar interior, las tempcrnruras eran tan elevadas que sólo los metales y los silicatos pudieron formar granos sólidos. Hacía demllsiado calor como para que se fonnara hielo a partir del agua, el dióxido de carbono y el metano, Por [limo, los planetas interiores (terrestres) se fonnaron principalmente a partir de sustancias con un elevado punlO de fusión (]ue se encontraban en la nebulosa solar. Por el contr'drio, en las zonas externas fría s del Sistema Solar, hacía el frio suficiente como para que se formara hielo de agua y otras sustancias. Por consiguiente, los planetas exterio res se formaron no sólo a partir de acumulaciones de fragmentos sólidos de metales y silicatos, sino también a panir de grandes cantidades de hielo. Al final , los planeras exteriorc.<i crecieron lo suficiente como para caprurar gravitacionalmente incluso los gases más ligeros (hidrógeno y helio) y convenirse en planctlls ...gigantes.... ... Flgur¡:¡

22.2 Los planetas dibujados con la misma escala.

La Luna

que los planetas terrestres. Por consiguiente, es más difí-

cil que los gases se evaporen de ellos. Además, debido a que el movimiento molecular de un gas depende de la temperarura, a las bajas temperaruras de los planetas jovianos, es improbable que incluso los gases más ligeros adquieran la velocidad necesaria para escapar.

Por otra parte, un cuerpo comparativamente caliente y con poca gravedad superficial, como nuestra Luna, es incapaz de conservar incluso los gases pesados, como el dióxido de carbono y el radón, y, por tanto, carece de at-

mósfera. Los planetas terrestres ligeramente mayores como la T ierra, Venus y Marte retienen algunos gases pesados, como el dióxido de carbono, pero incluso así sus

atmósferas constituyen sólo una porción infinitesimalmente pequeña de sus masas totales.

En el resto de este capítulo consideraremos breve-

mente cada planeta, además de los miembros menores del Sistema Solar. Primero, sin embargo, visitaremos la compañera de la Tierra en el espacio: nuestra Luna.

La Luna La Tierra tiene ahora centenares de satélites, pero sólo uno natural, la Luna, nos acompaña en nuestro viaje anual

alrededor del Sol. Aunque otros planetas tienen lunas, nuestro sistema planeta-satélite es único en el Sistema Solar, porque la luna es inusualmente grande en compa-

627

ración con su planeta parental. El diámetro de la Luna es de 3.475 kilómetros, alrededor de una cuarta parte de los 12.756 kilómetros de la Tierra .

Teniendo en cuenta la masa lunar, su densidad es 3,3

veces la del agua. Esta densidad es comparable a la de las rocas del manto Rue hay sobre la Tierra, pero es considerablemente menor que la densidad media de la tierra, que es 5,5 veces la del agua . Los geólogos han sugerido que esta diferencia podría ex¡ilig¡rse si el núcleo de hierro de la Luna fuera pequeño. La atracción de la gravedad en la superficie lunar es una sexta parte la experimentada en la superficie de la Tierra (una persona que pese en la superficie de la Tierra 67,5 kilogramos, en la Luna pesará aproximadamente 10 kilogramos). Esta diferenóa permite a un astronauta llevar un sistema de soporte vital pesado con relativa facilidad. Si no llevara esta carga, saltaría seis veces más alto que en ]a Tierra.

la superficie lunar Cuando Galileo orientó por primera vez su telescopio hacia la Luna, vio dos tipos diferentes de terrenos: Uanuras oscuras y tierras altas brillantes y craterizadas. Dado que las regiones oscuras se parecían a los mares de la Tierra,

fueron denominados m aria (en singular, mare). Este nombre no es afortunado, porque la superficie de la Luna está totalmente desprovista de agua. En la Figura 22.3 se muestran los rasgos típicos de la superficie lunar.

Terra (tierras altas lunares) _ _ _ __

A Figu ra 22.3 Diagrama que il ustra las principales características topográficas de la superficie lunar.

628

e A p f TU L o

2 2 Geología planetaria

En la actualidad sabemos que la Luna no tiene a r~ mósfera tU agua. Por consiguiente, la meteorización y la erosión que modifican continuamente la superficie de la Tierra están prácticamente ausentes de la Luna. Además, no hay fuerzas tectónicas activas sobre la Luna, de ma n e~ ra que ya no se producen terremotos ni erupciones volcánicas. Sin embargo, dado que la Luna no está protegida por una atmósfera, se produce un tipo diferente de erosión: particulas diminutas procedentes del espacio (mi ~ crometeoritos) bombardean continuamcnte su superficie y alisan gradualmente el paisaje. Las roc"aS de la Luna se redondearán ligeramente en su parte superior si quedan expuestas durante largo tiempo en la superficie lunar. No obstante, es improbable que la Luna haya cambiado apreciablemente en los últimos 3.000 millones de años, ex~ cepto por la creación de unos pocos cráteres por grandes meteoritos.

Cráteres Los rasgos más o bvios de la superficie lunar son los cráteres. ¡Son tan abundantes que la regla es la exis~ tencia de cráteres dentro de cráteres! Los mayores tienen unos 250 kilómetros de diámetro, aproximadamente la anchura de Indiana. La mayoría de los cráteres se prod u ~ jo por el impacto de particulas en movimiento rápido (me~ teoritos), un fenómeno que era considerablemente más común al principio de la historia del Sistema Solar que en la actualidad.

Por el contrario, la ~nerra tiene tan sólo unos 12 cráteres de impacto fácilmente reconocibles. Esta diferencia puedc atribuirse a la atmósfera terrestre. La fricción por el aire quema y destruye las partículas pequeñas antes de que alca ncen la superficie. Además, las evidencias de la mayoría de los cráteres que se formaron en el comienzo de la historia de la TIerra han sido eliminadas por la erosión o por procesos tectón icos.

En la Figura 22.4 se ilustra la formación de un cráter de impacto. Tras el im pacto, el meteorito que lIe!,'1I a gran velocidad comprime el materia l sobre el que gol· pea; a continuación, casi instantáneamente, la roca com· primida rebota, expulsando material del cráter. Este proceso es análogo a la salpicadura que se produce cuando se lanza una roca al agua, y a menudo provoca la form ación de un pico central, como se obsen.·a en el crátet de la Figura 22.5. La mayor parte del material expulsado (rjrctll) aterriza cerca d el cráter, fo nnando un anillo a su alrededo r. El calor generado por los impactos es .. figura 22.4 Formación de un cráter de impacto. La energla del meteori to que llega con un movimtento muy rápido se transforma en calor y ondas compresivas. El rebole de la roca comprimida hace que los derrubios sean lanzados desde el cráter, y el calor funde algo del material, produciendo perlas de vid rio. El material arrojado desde el cráter de impacto genera pequei'ios cráteres secundarios. (Tomado de E. M. Shoemaker.)

La Luna

629

A Figura 22.5 El cráter lunar Euler de 20 kilómetros de anchura, situado en el suroeste del Mare Imbrium. Se ven con toda claridad los rayos

brillantes, el pico central, los cráteres secundarios y el gran cúmulo de fragmentos eyectados cerca del anillo del cráter. (Cortesía de la NASA.)

suficientemente alto para fundir algo de la roca impactada. Los astronautas han traído muestras de perlas de vidrio producidas de esta manera, así como de rocas for-

madas cuando fragmentos angulosos y polvo fueron soldados por el impacto.

Un meteorito de tan sólo 3 metros de diámetro pue-

de abrir un cráter de 150 metros de ancho. Unos pocos de los grandes cráteres, como los cráteres Kepler y Copérni-

ca, se formaron a partir del impacto de cuerpos de 1 kilómetro de diámetro o superiores. Estos dos grandes cráteres, se piensa, son relativamente jóvenes debido a los rayos

brillantes (marcas de salpicadura), que irradian hacia fuera de ellos centenares de kilómetros.

las tierras altas hay cordilleras. Los picos lunares más altos alcanzan elevaciones que se aproximan a los 8 kilómetros, sólo uno menos que el monte Everest.

Maria Los mares de lavas basálticas se originaron cuando los asteroides bombardearon la superficie lunar, permitiendo que el magma basáltico extruyera hacia el exterior (Figura 22.6). Aparentemente los cráteres se inundaron con una capa tras otra de lava basáltica muy fluida, de manera parecida a lo ocurrido en la ¡¡anura de

Columbia en el noroeste de Estados Unidos. Las coladas de lava tienen a menudo 30 metros de grosor, y el espesor total del material que rellena los maria debe aproximarse a varios centenares de metros.

Tierras altas Son áreas topográficamente elevadas con gran densidad de impactos que constituyen la mayor parte de la superficie lunar. De hecho, toda la cara oculta de la Luna se caracteriza por esa topografia. (Sólo los astronautas han visto la cara oculta, porque la Luna gira sobre su eje una vez con cada revolución alrededor de la Tierra, y mantiene siempre la misma cara mirando a la Tierra.) En

Regolito Todos los terrenos lunares están cubiertos con una capa de derrubios grises no consolidados proceden-

tes de unos cuantos miles de millones de años de bombardeo meteorítico (Figura 22.7). Esta capa, parecida al suelo, a la que se denomina con propiedad regalito lunar = c" apaj lithos = piedra), está compuesta por rocas

(rhegos

630

CAP í TU L O 2 2 Geología planetaria

A Figura 22.6 Formación de los maria. A. El impacto de una m asa del tamaño de un asteroide produjo un enorme cráter de centenares de kilómetros de diámetro y alteró la corteza lunar situada a gran dista ncia de ese cráter. B. Relleno del área del impacto con basaltos fluidos, quizá procedentes de la fusión parcial que se produjo en zonas profundas del manto lunar.

... Figura 22.7 El astronauta Harrison Schmitt recogiendo muestras de la superficie luna r. Obsérvense las huellas (detalle) en el «suelo» lunar. (Cortesía de la NASA.)

l os planetas: caraclerísticas genera les

ígneas, brechas, perlas de \~ dri o y f UlO polvo 1111101: En los maria que fueron C-Xlllorados por los astronautas del Apo110, el grosor del regalito lunar parece ser sólo un poco mayor de 3 metros.

Historia lunar Aunque la Luna es nuestro vecino planetario más próximo y los astronautas ha n obtenido muestras de su supe rfi cie, se desconoce todavía mucho sohre su origen. El modelo más ampliamente aceptado del origen de la L una es que durante el pellada de formación del Sistema Solar, un cuerpo del tamaño de M arte impactó e n la T ierra . El impacto habría licuado la superficie terrest re y expulsado grandes cantidades de rocas de la corteza y el manto desde una Tierra muy joven . Una parte de estos derrubios expulsados habría entrado en órbita al rededor de la Tierra, donde coalescieron y formaron la Luna.

La hipótesis del im pacto gigante es coherente con una serie de hechos conocidos sobre la L una. E l material expulsado estaría constituido en su mayor parte por rocas del mantO y la cor teza pobres en hierro, lo que explica ría la ausencia de un núcleo medible de hierro en la Luna.

Además, el material expulsado habría permanecido en ó rbita el tiempo su fi ciente como para haber perdido los voláti les (agua) de los q ue la Luna carece. A pesar de las evidencias que confirman esta teoría, algunas preguntas permanecen sin respuesta.

Sin embargo, los geólogos planetarios han logrado entender los detalles básicos de la historia más reciente de la LUlla. Uno de sus métodos consiste en observar las variaciones de densidad de los crát eres (número de crát eres por unidad de supe rficie). Cuanto mayor es la densidad de cráteres, más antiguo debe ser el rasgo topográfi co. A partir de esas evidencias, los científicos concluyeron que la L una evolucionó en tres fases: la corteza original (tierras altas), las cue ncas de los maria y los cráteres con rayos.

D urante su histo ria primi tiva, la Luna recibió impactos continuos a medida que barría hacia sí las partículas del Sistema Solar. Este conti nuo bombardeo, y quizá la desintegración radiactiva, gene raron suficiente calor para fundir la supe rficie externa de la Luna y, con bastante probabilidad, también el interior. Los restos de esa corteza original ocupan las tierras altas densamente crater izadas, cu}'a edad se ha calculado e n UllOS 4.500 millones de afias, aproximadamente la misma edad que la T ierra.

El segundo acontecimiento importante en la evolución de la Luna fue la fOnllación de las c ue ncas de los maria (véase F igura 22.6). L a datación radioménica de los basaltos de los maria les anibuye una edad comprendida entre 3.2 00 y 3.800 millones de años, aproximadamente

631

1.000 millones de ailos más jóvenes que la corteza inicial.

En algunos lugares, las coladas de lava se superponen a las tie rras altas, otro testimonio de la menor edad de los depósitos de los maria.

Los últimos rasgos destaca dos que se fonnaron fueron los cráteres con rayos, como el cráter C opérnico. El material expulsado de estas jóvenes depresiones se ve claramente re\~sti endo la superficie de los maria y muchos cráteres más antiguos, que carecen de rayos. Incluso un cráter relativamente joven, como el Copérnico, debe tener una antigüedad de millones d e años. Si se hubiera fo rmado sobre la tierra, las fuerzas erosivas lo habrían destruido hace ya mucho tiempo.

Si se dispusiera de fotos de la Luna tomadas hace varios centenares de millones de años, revelarían que la Luna ha cambiado poco desde entonces. Con tocios los datos parece que la Luna es un cuerpo tectónicamente m ue rto que va errante a través del espado y del tiem po.

Los planetas: características generales Mercurio, el planeta más interno M ercurio, el segundo planeta más pequeño, y el más interno, apenas es algo mayor que la Luna y es más pequeño que otrOS tres satélites del Sistema Solar. Como la Luna, absorbe la mayor parte de la luz solar que incide sobre él, reflejanrlo sólo el 6 por ciento al espacio (Figura 22.8). Esto es característico de los cuerpos terrestres que no tienen annÓsfera. (La lierra refl eja alrededor del 30 por ciento de la luz que incide sobre ella, la mayor parte desde las nubes.)

M ercurio tiene tierras altas con cráteres, muy parecidas a las de la Luna, y enorm es terrenos lisos que recuerdan a los maria. Sin embargo, a diferencia de la Luna, M ercurio es un planeta muy de nso, lo que signifi ca que contiene un núd eo de hie rro muy grande para su tamaño. Además, tiene largos escarpes que atraviesan las planicies y los cráteres por igual. Estos acantilados pueden haberse producido por acortami ento de la corteza a medida que el planeta se enfrió y se encogió.

M ercurio se m ueve rápidamente en su órbita, pero rota lentamente. Un ciclo día-noche completo en la Tierra tarda 24 horas, pero en M ercurio necesita 179 días terrestres. Por tanto, una noche e n Mercurio dura alrededor de 3 meses yva seguida de 3 meses de luz di urna. Las temperaturas nocturnas descienden hasta - 173 oC y las del mediod ía superan los 427 oC, lo suficientemente caIjentes como para fundir el plomo y el estaño. L as probabilidades de vida en M ercurio con estas características son nulas.

632

CAP í TU L O 2 2 Geología planetaria

terrestres. Es similar a la T ierra en tamaño, densidad, masa y localización en el Sistema Solar. P or tant o, se le ha denominado el «gemelo de la T ierra». Debido a sus semejanzas, se esperaba que un esrudio deta llado de Venus proporcionara a los geólogos una mejor comprensión de la historia evolutiva de la Tierra.

Ven us está envuelro en gruesas nubes impenetrables a la luz visible. No obstante, la cartogrnfía por radar realizada desde [a nave espacial Magcllnn e instrumentos terrestres ha revelado una topografía variada con rasgos que se encuentran a medio camino entre los en la Tierra y los de Marte (Figura 22.9). Dicho de manera sencilla, se envían a la superficie de Venus pulsos de radar en la longitud de onda de microondas y se miden las alroras de las llanuras y las montañas cronometrando la vuelta del eco del radar. Estos datos han confin nado que el vulcanismo basáltico y las defonnaciones tectónicas son Jos procesos dominan tes que actúan sobre Venus. Además, debido a la baja densidad en cráteres de impacto, el vulcanismo y la deformación tectónica deben haber sido muy activos durante el pasado geológico reciente.

Alrededor del 80 por ciento de la superficie de Venus son llanuras hundidas cubiertas por un manto de coladas volcánicas. AJgunos canales de lava se extienden centenares de kilómet ros; uno serpentea el planeta a lo largo

... figura 22.8 Fotomosaico de Mercurio. Esta visión de Mercurio es notablemente similar a la «cara oculta" de la Lu na. (Cortesía de la NASA.)

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿Tienen planetas algunas estrellas cercanas?

Sí. Aunque se sospechaba d esde hada tiempo, hasta hace poco no se verificó la existencia de planetas extrasolares. Los astrónomos han descubierto estos cuerpos midiendo las oscilaciones de las estrellas cercanas. El primer supuesto planeta fuera del Sistema Solar se descubrió en 1995, orbitando la estrella 51 Pegasi, a 42 años luz de la Tierra. Desde entonces, se han identificado más de dos docenas de cuerpos del tama110 de J úpiter, la mayoría de ellos sorprendentemente cerca de las estrcl1as que orbitan.

Venus, el planeta velado Venus, secundado en brillo sólo por la Luna en el cielo nocturno, es famoso ¡x>r la diosa del amor y la belleza. O rbita el Sol en un círculo casi perfecto una vez cada 255 días

... Figura 22.9 Esta vista global de la superficie de Venus se ha generado por computador a partir de la cartografía realizada durante dos anos por el radar del proyecto MageHan. Las est ructu ras brillantes y retorcidas que cruzan el planelil son montañas y cañones muy fracturados de las tierras altas orientales de la rE!9i6n de Afrodita. (Cortesía de la NASA/JPl.)

los planetas: características generales

de 6.800 kilómetros. Se han identificado miles de estructuras volcánicas, la mayoría de ellas pequeños volcanes en escudo, aunque se han cartografiado más de 1.500 volcanes mayores de 20 kilómetros. Uno es el Sapas Mons, de 400 kilómetros de diámetro y 1,5 kilómetros de altura.

Muchas co ladas de este volcán fueron emitidas desde sus flancos, más que desde su cima, de la misma manera que los volcanes en escudo hawaiianos.

Sólo el 8 por cie nto de la superficie venusiana son tierras altas que pueden recordar las áreas continentales de la Tierra. La actividad tectónica sobre Venus parece estar impulsada por el ascenso y el descenso de material hacia el interior del planeta. Aunque todavía opera en Ven us la co nvección del manto, los procesos de la tectón ica de placas, que reciclan la litosfera rígida, no parecen haber contribujdo a la topografía venusiana actual.

Antes de la llegada de los vehículos espaciales, Venus se consideró un lugar potencialmente hospitalario para los organismos vivos. Sin embargo, las pruebas procedentes de las sondas espaciales indican 10 contrario. La superficie de Venus alcanza temperaturas de 475 oC Ysu attnósfera contiene un 97 por ciento de dióxido de carbono. Sólo se han detectado cantidades ínfimas de vapor de agua y de nitrógeno. La annósfera venusiana contiene una cubierta de nubes opacas de unos 25 kilómetros de grosor, y tiene una presión atmosférica 90 veces la existente sobre la superficie de la TIerra. Este ambiente hostil hace improbable que la vida tal y como la conocemos exista en Venus.

Marte, el planeta rojo Marre ha despertado mayor interés que cualqujer otro planeta entre científicos y no científicos (véase Recuadro 22. 1). Cuando imaginamos vida inteligente en otros mundos, los marciarutos verdes aparecen en nuestra imagina-

633

ción. El interés por Marte se debe Fundamentalmente a la accesibilidad del planet.1 a la observación. Todos los demás planetas que están al alcance del telescopio tienen ocultas sus superficies por nubes, excepto Mercurio, cuya proximidad al Sol hace difícil su obsenración. A través del telescopio, Marte aparece como un balón rojo interrumpido por algunas regiones negras cuya intensidad cambia durante el año marciano. Las características telescópicas más notabl es de M arte son sus casquetes polares de color blanco brillante, que se parecen a los de la Tierra.

Atmósfera marcia1la La annósfera marciana tiene una densidad que es sólo un 1 por ciento la terrestre y está compuesta fundamenta lmente por dióxido de ca rbono con diminutas cantidades de \'apor de agua. Los datos procedentes de las sondas marcianas confinnan que los casquetes polares de Marte están compuestos de agua helada, cubiertos por una fi na ca pa de dióxido de carbono congelado. A medida que el invierno se aproxi ma a cada hemisferio, vemos el creci.miento del casquete polar de ese hemisferio en dirección al ecuador conforme las temperaturas descienden hasta - 125 oC y se deposita más dióxido de carbono.

Aunque la atmósfera de Marte es muy tenue, se producen grandes tormentas de polvo, que pueden ser responsables de los cambios de color observados desde los telescopios terresrres. Los vientos de Fuerza huracanada, de hasta 270 kilómetros por hora, pueden persistir durante semanas. Las imágenes tomadas por el Vikillg 1 yel Vikil1g 2 revelaron un paisaje marciano notablemente similar a un desierto rocoso de la Tierra (Figura 22.10), con abundantes dunas de arena y cráteres de impacto parcialmente reUellos de polvo.

Espectacular superficie mamona El Mllri7m· 9, el primer satélite artificial que giró en órbita alrededor de otro planeta, llegó a Marte en 1971 entre una tormenta de polvo.

.. Figura 22.10 Esta imagen del paisaje marciano tomada por el Viking 1, en su punto de aterrizaje, muestra un campo de dunas con características notablemente similares a las visibles en los desiertos de la Tierra. l as crestas de las dunas p.trecen indicar que recientes tormen tas de viento movieron la arena de las dunas desde abajo a la derecha hasta arriba a la izquierda. El gran bloque de la izquierda se encuentra a unos 10 metros de la nave espacial y mide 3 metros. (Cortesía de la NASA)

634

e A p í TU L o

2 2 Geología planetaria

Pathfi nder: el primer geólogo en Marte El 4 de julio de 1997, la sonda espacial Mars Pathfinder aterrizó en la superficie cubierta de rocas de Marte y desplegó el vehículo con medas, SojOU17leY. Durante los tres meses siguientes, la plataforma envió a la Tierra tres gigabits de datos, entre los cuales había 16.000 imágenes y 20 análisis químicos. El punto de aterrizaje era un vasto paisaje ondulado esculpido por antiguas inundaciones. Se escogió este lugar con depósitos de inundaciones con la esperanza de que hubiera una serie de tipos de roca que el vehículo Sojournerpudiera examinar.

El Sojourner transportó un espectrómetro de rayos X, partículas alfa y fotones (APXS) empleado para determinar la composición de las rocas y el .;.;suelo» marciano (regalito) en el lugar de aterrizaje (Figura 22 .A). Además, el vehículo era capaz de tomar imágenes de cerca de las rocas. A partir de estas imágenes, los investigadores concluyeron que las rocas eran ígneas. Sin embargo, primero se creyó que un objeto duro, blanco y plano llamado Scooby Doo era una roca sedimentaria, pero los datos del APXS sugieren que su composición química es como la del suelo de la zona. Por tanto, Scooby Doo es probablemente un suelo bien cementado.

Durante su primera semana en Marte, el APXS del Sojourner obruvo datos de una parcela de suelo eólico y una roca de tamaño medio, conocida afectuosamente como Barnacle Bill. Una evaluación preliminar de los datos que tenía el

... Figura 22.A El vehículo del Pathfinder, el Sojoumer (izquierda), obteniendo datos sobre la composición química de una roca marciana conocida como Yogi. (Foto cortesía de la NASA.)

APXS sobre el Barnacle Bill demuestra que contiene más del 60 por ciento de sílice. Si se confirman estos datos, eso podría indicar que Marte contiene la roca volcánica andesita. Los investigadores esperaban que la mayoría de las rocas volcánicas de Marte fuera basaltos, que tiene un contenido menor de sílice (menos del 50 por ciento). En la Tierra, las andesitas se asocian con regiones tectónicamente activas en las que la corteza oceánica subduce hacia el manto. Son ejemplos los volcanes de los Andes en

Suramérica y de la cordillera Cascade, en Norteamérica.

El SojoU171er analizó ocho rocas y siete suelos. Hasta ahora, los resultados son sólo preliminares. Dado que estas rocas están cubiertas por un polvo rojizo con un alto contenido de azufre, surgió alguna polémica sobre la composición exacta de estas rocas marcianas. AJgunos investigadores creen que todas tienen la misma composición. Las diferencias en las mediciones, afinnan, son consecuencia del grosor variable del polvo.

Cuando el polvo aclaró, las imágenes del hemisferio sep-

tas lunares (de 3.500 a 4.500 millones de años de anti-

tentrional marciano revelaron nUIJ1erosos grandes volca-

güedad). Incluso las características volcánicas de aspecto relativamente reciente del hemisferio norte pueden tener

nes. El mayor, el monte Olimpo, es del tamaño de Ohio y tiene 23 kilómetros de altura, más de 2,5 veces la alrora del monte Everest. Este y otros volcanes gigantes recuerdan a los volcanes de escudo hawaiianos que hay sobre la

Tierra (Figura 22 .11).

La mayor parte de las características superficiales marcianas son antiguas, si se miden en comparación con la Tierra. El hemisferio meridional marciano, muy craterizado, es probablemente similar en edad a las tierras al-

más de 1.000 millones de años. Este hecho y la ausencia de registros sísmicos por los sismógrafos del Viking indican un planeta tectórucamente muerto.

Otro hallazgo sorprendente realizado por el Mariner 9 fue la existencia de diversos cañones que dejan pe-

queño incluso al Gran Cañón del río Colorado de la Tierra. Uno de los mayores, el Valles Marineris, se piensa que se ha formado por hundimiento de la corteza a lo largo

los planetas: características generales

635

de inmensas fa Uas. A este respecto, sería comparable con los valles de rift africanos (Figura 22. 12).

.& Figura 22.11 Imagen del monte Olimpo, un voldi n en escudo

inactivo de Marte que abarca un área cuyo tamaflo es aproximadamente el del estado de Ohio. (Cortesía del U. S. Geological Survey.)

¿Agua en Marte? No todos los valles marcianos tienen un origen tectónico. Algunas zonas exhiben modelos de drenaje similares a los creados por las corri entes en la Tierra. Además, las imágenes del satélite o rbi tal ' íking han revelado islas antiguas inconfundibles en lo que ahora es un lecho de corrient e seco. Cuando se descu· brieron por primera \'ez estOS canales de co rrientes, al· gunos observadores especularo n con la posibilidad de que en alguna ocasión hubi era existido sobre M arte una gruesa atmósfera cargada de agua capaz de generar chaparrones torrenciales. Si fu era así, ¿qué ocurrió con esta agua? La atmósfera marciana actual conti ene sólo ves· tigios de ella.

Muchos geólogos planetarios no aceptan la premisa de que Marte ha}'a tenido en alguna ocasión un ciclo de agua activo similar al de la T ierra. Antes bien, creen que muchos de los grandes valles de corrient es se crearon por el hundimiento del material superficial causado por la fusión lenta del hielo superficial. Si esto hubiera sido así, esos grandes valles serian más parecidos a las estructuras terrestres fo nnadas por procesos gravitacionales. ... Figura 22.12 Esta imagen muestra el sistema completo de cañones del Valles Ma ri neris, de más de 5.000 kilómetros de longitud y hasta 8 kilómetros de profundidad. los puntos de color rojo oscuro del borde izquierdo de la imagen son enormes volcanes, que miden cada uno alrededor de 25 kilómetros.

(Cortesía del U. S. Geological Survcy.)

616

e A P 1T UL o

2 2 Geología planetaria

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Por qué los volcanes de la Tierra son mucho más pequeños que los de Marte?

Los mayores volcanes en escudo se fonnan donde las plumas de roca caliente ascienden desde la profundidad del interior

de un planeta. La Tierra es tectónicamente activa, con placas en mOlimienro que Illantienen la corteza en constante

movimiento. Por ejemplo. las islas Hawaii están compuestas por ulla cadena de volcanes en escudo que se formaron cuando la placa Pacífica se desplazó por encima de una pluma del manto relau"amente esracionaria. En Marte, los volcanes como el monte Olimpo han crecido hasta alcanzar un gran tamaño porque all í la corteza pennanece esracionaria. Las erupciones sucesivas ocurren en el mismo lugar y se añaden :1 la masa de un único volclll ~n lugar de producir varias estructuras más pequeñas, como sucede en la T ierra..

dos los demás planetas, satélites y asteroides. D e hecho. si h ubiera sido unas 10 veces mayor, j úpiter habría evolucionado hasta convertirse en una pequeña eserella . Pese a su gran tamaño, su masa es tan sólo 1/800 la del Sol. j úpiler gira también más deprisa que cualquier oero planeta, completando una rotación en algo menos de 10 horas terreseres. El efecto de este rápido giro es el ensanchamiento de la región ecuatoria l y el aplanamiento de la región polar (vénst la columna «Aplanamiento polaT>O> de la Tabla 22. 1).

Cuando se mira a través de un telescopio o un os binoculares, J úpiter parece estar cubien o por franjas alternas de nubes de múltiples colores alineadas en paralelo con su plano ecuatorial (Figura 22 .13). La característica más notable es la G1"Il7l Mtmcha Roja del hemisferio sur (Figura 22.13). Este puntO ha sido una característica destacada desde que se descubrió h l\CC más de eres siglos. Cuando el Vayag" 2 pasó por j úpiter en 1979, era del tamaño

Las imágenes del Man Globn/ SlI7'Vtyr»' indican que las aguas subterráneas h.m migrado rccientemente hacia la superficie. Las filtraciones en fonna de manantial han creado canales donde cmergen dc los muros de los valles y los cráLeres. Algo del agua que brotó podía estar congelada al principio debido a las temperaturas marcianas medias que oscilan entre -70 oC y - 100 oc. Sin embargo, acabó emcrgiendo en forma de una mezcla de sed imentos, hielo )' líquido que fonnó los canales. Puesto que el agua es un ingrediente esencial para la vida, los astrobiólogos están intri!:,>ados y entusiasmados por la posibilidad de comprender este fenómeno en el fu turo.

Snté/ites marcianos Los d iminutos Phobos y Dcimos, los dos satélites marcianos, no se descubrieron hasta 1977, porque tienen sólo 24 y J 5 ki lómetros de diámetro, respectivamentc. Phobos está más próximo a su planeta que cualquier otro satélite natural del Sistema Solar (sólo a 5.500 kilómetros) y necesita tan sólo 7 horas y 39 minutos para completar una revolución. El M m'hIn- 9 reveló que los dos satélites tienen fonnas irregulares y numerosos cráteres de impacto.

Es probable que esas lunas sean ast eroides caprurados por Marte. Una coincidencia de lo más interesanle entre astrononúa y literatura es la estrecha semejanza entre Phobos y Deimas y dos satélites marcianos de fi cción descritos por ] onathan Swift en los Vl.IJjes de Gu//iver, que se escribió aproximadamente I SO años antes de que se descubrieran esos satélites.

Júpiter, el señor del cielo J úpiter, un verdadero gigante entre los pla neras, tiene una masa 2,5 veces mayor que la masa combinada de to-

• figura 22. n Visión artística de Júpiter con la Gran Mancha Roja visible en su hemisferio sur. Imagen de la Tierra para escala.

l os planetas: características generales

de dos círculos como la Tierra colocados uno al lado del Otro. En ocasiones se ha hecho incluso mayor.

Las imágenes del Pitmer 11, cuando pasó a 42.000 kilómetroS de la capa superior de nubes de ]úpiter en 1974, indicaron que la Gran Mancha Roja es una tormenta que gira en el sentido contrario al de las agujas del reloj (ciclónica). Está atrapada entre dos corrientes atmosféricas del tipo de las corrientes en chorro que flu yen en direcciones opuestas. Esta enorme tormenta huracanada gira una vez cada 12 días terrestres. Aunque se han observado diversas tonnentas más pequeñas en otras regiones de la aonósfera de ] úpiter, ninguna de ellas ha sobrevivido durante más de unos pocos días.

Estructura de Júpiter La annósfera de hidrógeno- helio de Júpiter tiene también metano, amoniaco, agua y compuestos de azufre como constituyentes menores. Los sistemas de vientos generan las bandas de color claro y oscuro que rodean a este plan eta gigante (Figura 22 .14). A diferencia de los vientos lerrestres, que son impulsados por la energía solar, el propio J úpiter desprende casi el doble de calor que el que recibe del Sol. Por tanto, es el calor interior de j úpiter el que produce enornles com entes de convección en la aonÓsfera.

La presión annosférica en la parte superior de las nubes es igual a la presión terrestre al nivel del mar. Dada la inmensa gravedad de júpiter, la presión aumenta rápidamente hacia su superficie. A 1.000 kilómetros por debajo de las nubes, la presión es lo suficientemente grande como para comprimir el hidrógeno en un líquido. Por consiguiente, se piensa que la superficie de J úpitcr es un océano gigante de hidrógeno líquido. A menos de la mi-

6 37

tad de camino hacia el interior de J úpiter, presiones extremas hacen que el hidrógeno líquido se convierta en hidrógeno'l1letáliro liquido. Se cree también que j úpiter contiene tanto material rocoso y metálico como se encuentra en los planetas terrestres, probablemente en un núcleo central.

L1I1uu de Júpiter El sistema de satélites de Júpiter, que consta de 28 lunas descubiertas hasta ahora, se parece a un sistema solar en miniatura. Los cuatro s:\télites mayores, descubiertos por Galileo, viaja n en órbitas casi circulares alrededor dcjúpi ter con períodos que oscilan entre 2 y 17 días terrestres. Los dos satélites galileanos mayores, Catist:O y Ganímedes, sobrepasan el tamaño de M ercurio, mientras que los dos más pequeños, Enropa e lo, tienen aproximadamente el tamaño de la Luna terrestre. Esas lunas galileanas pueden observarse con binoculares o con un telescopio pequeño }' son interesantes por sí solas.

Por el contrario, los cuatro satélites más externos de Júpiter son muy pequeños (.20 kilómetros de diámetro), giran en órbitas con direcciones opuestas (mflVim;e1lto 'l!tTÓgmdo) a las de las lunas más grandes y tienen órbitas muy indinadas COIl respecto :\1 ecuador jovia no. Esos satélites parecen ser asreroides que pasaron 10 suficientemente cerca como para ser capturados grnvitacionalmente por J úpiter.

Las imágenes de los Voynger.r 1 y 2 revelaro n en 1979, para la sorpresa de casi todos, que cada uno de los cuatro satélites galileanos es un mundo geológico único.

La más interna de las lunas galilea nas, lo, es uno de los tres cuerpos volcánicamente activQS descubiertos en nuestro Sistema Solar, junto con la Tierra y la luna de Neptuno,

... Flgur. 22.14 Estructura de la atmósfera de Júpiter. las áreas d e nubes claras (zonas) son regiones donde los gases están ascendiendo y enfriándose. El hundimiento domina el flu jo en las capas de rlIJbes más oscuras (cin t urones). Esta circulación convectiva, junto con la rotación rápida del planeta, genera los vien tos de gran velocidad o bservados entre los dnturones y las zonas.

638

e A p í T U L o 2 2 Geologra planetaria

Tritón. H asta la fecha, se han descubierto nume rosos centros volcánicos sulfurosos activos. Se han visto ele"arsc de la superficie de lo plumas en fonna de paraguas hasta alJu ras próximas a los 200 kilómetros (Figura 22. 15). Se cree que la fu ente de calo r que impulsa la activi dad volcániCOl. de l o es la energía mareal generada por un:! ineans:!hle ,",interacción ... entre J úpiter y los otros satélites g:tlileanos. D ado que l o está unido gravitacionalmente a Júpiter, siempre mira del mismo lado al planeta gigante, como la Luna ter restre. La fuerLa graviracional dc J úpiter y de los otros s:!télites cercanos tira y empuja del abombamiento marca l de lo a medida que su órbita, ligeramente eXl:é ntrica, lo :!ccrca y 10 alej:! alte rnativamente de J úpiter. Esta flexión gr.wil.3 ciona l de lo se transfonna en ca lor (similar 3 cuando se dobla hacia delante y hacia at rás un clip) y provoca las espectacul:! res erupciones volcánicas sulfurosas de lo.

Ono de los dcscubrinuelllos más inesperados realizado por eJ Voyngn' 1 es el fino sistema de anillos de J úpiter. Analizando cómo estos anillos dispersan la luz, los in-

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN Además de la Tierra, ¿hoy algún otro cuerpo del Sistema Solar que tengo aguo líquido?

Se considera que los planet-Js más cercanos al Sol que la Tierra son demasiado cálidos (:omo para l'Onrener agua líquida, y los quc se encuentran más lejos del Sol son, en gen eral, demasiado fríos como para tene r ligua cn estado líquido (aunque algunas esmlcrurds en Marte sugien:n que pudo haber agua líquid:1abundante en algún momemo de su histOria). No obstante, las mejores perspectivas de encontrar agua líquida en nuesrro Sistema Solar se encuentran debajo de las superficies de hielo de algunas lunas dcJ úpircr. Por ejemplo, se sospecha que Europa tiene un o(:éano de agua líquida CSI.;ondido debajo de su cubierta exterior de hielo. Las imágcnes detalladas cnviada~ a la TIerra desde la na" e espacial C"liJto han rC\'cb(lo que la superficie de hielo de Europa es bastante joven y exhibe:! b'TÍctas apan:ntememe llenas de líquido oscuro desde debajo. Esto sugiere quc bajo este caparazón de hielo, Europa debe de tener un interior mó\; 1y dlido,}' quizá un océano. Dado que la existencia de agua en C5tli1do líquido es net:esaria para la vida tal como la conocemos, ha habido mucho interés en enviar un satélite a Europa (y más tarde una pbtaforma capaz de lanzar un submarino robóti(0) pan detennina r si tiene t:lllIbién "icla marítima.

vestigadores concluyeron que los anillos están compuestos por pequeñas partículas oscuras, de un tamaflO similar a las partículas de humo. Además, la n:!turaleza débil de los anillos indica que estos fragme ntos microscópicos están mu}' dispersos. Se cree que las panículas son fragmentos eyectados por impactos de meteorito de las superficies de M etis y Adrastea, dos pequeñas lunas de J úpiter.

Saturno, el planeta elegante Sarurno, que necesita 29,46 años te rrestres para completar una re"olución, está a una distancia del Sol casi el doble que j úpiter; sin embargo, SU atmósfera, composición y est ructur:! interna parecen ser notablemente si milares a las de J úpi ter. La característiC:1más desraC:1da de Satu rno es su sistema de anillos (Figura 22. 16), descubiertos por Galileo e n 16 10. D ebido a la baja resolución de su telescopio primitivo, los anillos parecían dos cuerpos pequeños adyacentes al planeta. Su naruraleza anular la descubrió 50 años más tarde el astrónom o holandés Christian H uygens . ... Figura 22.15 Una erupción volcánica en too úta pluma de gases vok ánkos y fragmentos se eleva a 100 kilómetros por encima de la supeñlCie de too(Cortesía de la NASA.)

Aproximnci6" n SllturllO En 1980)' 198 1, las misiones de los vehículos espaciales impulsados por energía nuclear

l os planetas: caracteristicas generales

6J9

<11 Flgu,"" 22.16 Una visión del

extraordinario sistema de anillos de Saturno.

Voyagcr 1 Y 2 se acercaron a 100.000 kilómetros de Saturno. Se obtuvo más infonnación en unos pocos días de la que se había adquirido desde que G alileo miró por primera vez con el telescopio este elegante planeta.

1. La aonósfera de Saturno es muy dinámica, con vientos que alcanzan los 1.500 ki lómetros a la hora.

2. En la atmósfera de Saturno se producen grandes «to rmentaS» ciclónicas similares a la Gran Mancha Roja de ] úpiter, aunque más pequeñas.

3. Se descubrieron OlTaS once lunas.

4. Se observó que los anillos de Saturno son más complejos d e lo esperado.

Más recientemente las observaciones de los telescopios terrestres y el ttlesropio espaciol HlIbble han ampliado nuestros conocimien tos sobre el sistema anular de Saturno. En 1995 y 1996, cuando las posiciones de la Tierra }' de Saturno permitieron ver los anillos de perfil, reduciendo así el resplandor de los anillos principales, se hicieron \isibles los anillos más débiles}' los satélites de Saturno.

Sistemas anulares plolletoriQS H asta el descubrimiento reciente de que j úpiter, Urano y Neptuno tienen también sistemas de anillos, se pensaba que este fen óJneno era exclusivo de Saturno. Aunque los cuatro sistemas anulares conocidos difieren en los detall es. comparten muchos atributos. Todos están fonnados por múltiples anillos con-

céntricos separados por espacios vados de varias anchuras. Además, cada anillo está compuesto por partículas individuales (<<satélites pequeños» de hielo y roca) q ue giran en tom o al planeta ya la \'ez impactan con regularidad unos contra otros.

La mayoría de an illos se sitúa en una de dos ca tegorías en función de la densidad de las partícu las. Los principales an illos de Satu rno (denominados A y B en la Figura 12. l6) y los anillos bri llantes de Urano está n muy compactados y contienen «peq ueñas lunas» cuyo tama ño oscila entre unos pocos centímetros (tamaño de un guijarro) y varios metros (tamaño de una casa). Se cree que est'..as partículas chocan con frecuencia cuando orbitan su planeta. A pesar del hecho de que los ani llos densos de Saturno se extienden a lo largo de varios centenares de kilómetros, son mu}' delgados, }' quizá miden menos de lOO metros desde la parte superio r hasta la inferior.

En el otro extremo, los ani llos más débiles, como el sistema anular de j úpiter y los anillos externos de Sanlrno (designados como E en la Figura 22. 16), están compuestos por partículas muy fin as (tamaño del humo) muy dispersas. Además de tener densidades muy bajas de partículas, estos an illos tienden a ser más gruesos que los anillos brillantes de Sarurno.

En esrudios recientes se ha demostrado que las lunas que coexisten con los anillos representa n W 1 papel importante en la detemUnación d e su esmlctura. En especial,

640

e A p í TUL o

2 2 GeoIogra planetaria

la influencia gravitacion al de estas lunas tiende a guiar las partículas de los anillos alterando 1;'US órbitas. Los anillos CSLrcchos parecen obra de los satélites situados a ambos lados que limitan el anillo haciendo retroceder las partículas que inte ntan escapar.

Aún más im porta lll e, se cree que las partículas de los anillos son derrubios e>.-pulsados de estas lunas. D e acuerdo con esta opinió n, el material se recicla de manera continua entre los anillos y las lunas anulares. Las lunas barren partículas de manera gradual ; éstas últimas son expulsadas poste rio rme nte por colisiones con grandes fragmentos de mate ria l anular, o quizá por colisiones energéticas con otras lunas. Así, parece que los anillos pla neta rios no son las estructuras ate mporales que habíamos creído; antes bien, se reinventan de mane ra continua.

E l origen de los sistemas de anillos planetarios es tOda\'ía obje to de de bate. ( Se fonllaron los anillos a partir de una nube aplanada de polvo y gases que rodeaba el planeta? En este escenario, los ani lJos se fo rmaron simul tá-

ne-amente y del mismo material que los pl anetas y las lunas. ¿O bie n Jos anillos se fonnaron después, cuando una luna o un asteroide grande se rompió gravitacionalmente tras pasar demasiado cerca de un planeta? Aún otra hipótesis sugiere que un cuerpo extraño desintc&'Tó una de las lunas del planeta. Los fra gmentos procedentes de este impacto tende rían a empujarse unos a otros y formanan un anillo plano y delgado. Los invest igadores esperan que se haga más luz sobre el origen de los anillos planetarios a principios de julio de 2004, cuando la nave espacial Cassin; empiece una exploración de Saturno que durará cuatro años.

LUllas de Saturno El sistema de satélites de Saturno consta de 30 cuerpos (Figura 22. 17). (Si contamos las «pequeñas lunas» comprendidas en los anillos de Satumo. este planeta tiene millones de satélites.) E l mayor, Titán, es más grande que M ercurio y es el segundo satélite lIla)'or del Sistema Solar (después de Ganírnedes, deJ úpirer).

TItán y Tritón, de Neptuno, son Jos únicos satélites del

... figura 22.17 Foto mosaico del )istema de satélites de Saturno. la luna Dione apar«e por delante; Tetis y Mimas están en la parte inferior derecha; Enceladus y Rhea están a la izquierda; y Titán, arriba a la derecha. (Foto cOftesla de la NASA.)

l os planetas: caracterfsticas generales

641

Sistema Solar de los que se sabe que tienen una annósfera sustancia l. Debido a su densa cobertura gaseosa, la presión atmosférica en la superficie de Titán es de alrededor de 1,5 veces la existente en la superficit: terrestre. Otro satélite, Febe, exhibe movimiento retrógrado. Es muy probable que esta luna, como otras lunas con órbitas retrógradas, sea Wl asteroide caprurado o un fragmento grande de planeta que sobró de un gran episodio de formación planetaria.

Urano y Neptuno, los gemelos La Tierra y Venus tienen rasgos similares, pero Urano y Neptuno son casi idénticos. Con una diferencia de diámetro de tan sólo un 1 por ciento, ambos muestrnn un 00lor azulado, atribuible al metano de sus atmósferas (Figuras 22. 18 y 22. 19). Su escructura )' composici6n son similares. Nepruno, sin embargo, es más frío, porque, de nuevo, está una vez. y m edia más distante del calor del Sol que Urano.

Ura1JO Una carncterística exclusiva de Urano es que rota «sobre su ladolOo. Su eje de rotación, en vez de ser perpendicular al plano de su órbita, como el de otros planetas, se encuentra casi para lelo a su plano orbiL'I1. Su movimiento rotacional, por consiguiente, se parece más a rodar que a girar sobre un eje, movimiento que C3rncteri-

• Agur. 22.18 Esta imagen de Urano fue enviada a la TtemI por el Voyagef 2 cuando pasó por este planeta el 24 de enero de 1986.

Tomada desde una distancia de casi 1 millón de ki lómetros, pocos detalles de su atmósfera son visi bles. el<cepto unas pocas vetas (nubes) en el hemisferio septentrional (Cortesía de la NASA.)

.. Figura 22.19 Esta imagen de Neptuno muestra el Gran Punto Oscuro (centro izquierda). También son visibles nubes brillantes de tipo cirro que se mueven a gran velocidad alrededor del planeta.

Un SC9undo punto oval se encuentra a S4 grados de latitud sur en el el<tremo este del planeta. (Cortesía del Jet Propulsion laboratClt)'.)

za a los otros planetas. Dado que el eje de Urano está inclinado casi 90 grados, el Sol está simado casi encima de uno de sus polos en cada una de las revoluciones, y luego, media revolución más tarde, está siruado por encima del OtrO polo.

Un descubrimiento sorprendente reali7.ado en 1977 reveló que Urano tiene un sistema de anillos. Este hallazgo se produjo confonne Urano pasaba por delante de una estrella distante y bloqueó su visión, un proceso denominado ocultndÓ1l (oault = escondido). Los observadores vieron la estrella «parpadear» brevemente cinco veces (lo que significa cinco anillos) antes de la ocultación principa l )' luego otras cinco veces más. Estudios posteriores indicaron que Urano tiene al menos nueve cinrurones distintOS de particulas que orbitan alrededor de su región ecuatorial.

Vistas espectaculares desde el Voyagl.'T 2 de las cinco lunas mayores de Urano muestran paisajes mu}' variados.

Algunas tienen largos y profundos cañones y acantilados linea les, mientras que otras poseen grandes áreas lisas sobre superficies, por lo demás, acribilladas de cráteres. El J et Propulsion Laborntory describió Miranda, la más in terna de las cinco lunas más grandes, como el cuerpo del

642

e A p í TUL o

2 2 Geología planetaria

A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN ¿ Por qué Urano rota sobre su lado?

La explicación ¡mis probable p~ra la inusual rotación lateral de Urano es que éste empezó a rotar de la misma manera que los alTos planetas, pero luego su rotación fue alterada por un impacto gigante, que probablememe era muy comün al principio de la formación de los planetas. Sin embargo, un impacto gigante sería muy dificil de verificar, porque no habría dejado ningún cráter en Urano, euya superficie no es sólida.

Como muchos acontecim ientos que sucedieron al principio de la fonnación de nuestro Sistema Solar, el motivo de la rotación lateral de Urano nunca se sabrá con certeza.

Sistema So lar con la mayor variedad de formas superficiales.

NeptulIo Aun cuando se en foque hacia N eptuno el telescopio más potente, aparece como un disco azulado borroso. H asta que fue visitado por el Voyagf'1' 2 en 1989, los astrónomos sabían muy poco sobre este planeta. Sin embargo, el viaje de casi 3.000 millones de millas, que duró 12 años, proporcionó a los investigadores tanta in formación nueva sobre Neptun o y SllS satélites, que se necesitarán años para analizarla por completo.

Neptuno tiene una atmósfera dinámica, muy parecida a la de ]úpiter y Saturno (Fib'Ura 22 .1 9). Vientos que superan los 1.000 kilómetros por hora rodean al planeta convirtiéndolo en uno de los lugares más ventosos del Sistema Solar. Tiene t,lInbién una mancha del tamaño de la TIerra denominada el Grtm Ptmto OSClf1"O, que es una reminiscencia de la Gran Mancha Roja de J úpiter, y se supone que es una gran tOnllenta de rotación.

Q uizá más sorprendentes sean unas nubes blancas de tipo cirro que ocupan un estra.to situado a unos 50 kilómetros por encima del princi pal banco de nu bes, probablemente de metano helado. En las imágenes del Voyag" se descubrieron 6 nuevos satélites, con lo que se completaba una familia nepumia na de 8. Todas las lunas recién descubiertas giran en órbitas alrededor del planeta con una dirección opuesta a la de los dos satélites mayores. Las imágenes del Voyager revelaron t.1.mbién un sistema de anillos alrededor de N eptuno.

Tritón, la mayor luna de Neptuno, es un objeto de sumo interés. Su diámetro es ca"¡ el de la Luna terrestre.

Tritó n es la única gran luna del Sistema Solar que exhibe movimiento retrógrado. Esto indica que Tritón se fonnó independientemente de Nepnmo y fu e capturado gravitaciona lmente.

Tritón tiene también la menor tempe ratura superfici al nunca medida en cualquier cuerpo del Sistema 50-

lar: - 200 oc. Su atmósfera está compuesta fundamentalmente de nitrógeno con un poco de metano. A pesar de las temperaturas superficiales bajas, Tritón exhibe acti\;dad similar a la volcánica. E n 1989, el Voyager 2 detectó plumas acth'as que se extendían a una altitud de 8 kilómetros y se desplazaban a favor del viento a lo largo de 100 kilómetros. Las capas superficiales de hielo de metano. más oscuro, presuntamente absorben la energía solar con mayor facilidad. Ese calentamiento superfi cial vaporiza una parte del h ielo de nitrógeno subyacente. A media que aumentan las temperaturas subsupel'ficiales, se producen erupciones explosivas.

Plutón, el planeta X Plutón se encuentra en el borde del Sistema Solar, casi 4Q veces más alejado del Sol que la Tierra. Es 10.000 \'eces demasiado borroso para ser visible a simple vista. Debido a su gran distancia del Sol y su lenta velocidad orbital, Plutón tarda 248 años terrestres en completar su órbita alrededor del Sol. D esde que se descubrió en 1930, ha completado alrededor de una cuarta parte de una re\ToluciÓn. La órbita de Pl utón es n otablemente alargada (muy excéntrica), lo que hace que a veces viaje en el interior de la órbita de Neptuno, donde residió entre 1979 y febrero de 1999. No hay posibilidad de que Plutón r Neptuno colisionen, porque sus ó rbitas están indinadas una con respecto a la otra y en realidad no se cruzan (véase Figura 22.1 ).

En 1978, se descubrió la lun a Charon en órbita alrededor de Plutón. Dada su proximidad al planeta, las mejores imágenes de Charon obtenidas desde la Tierra la muestran sólo como un abombamiento de Plutón. En 1990, el telescopio e.rpacial Hubble obtuvo Wl:! imagen que resolvió claramente la separación entre estos dos mundos helados. Charon gira en órbita alrededor de Plutón una vez cada 6,4 días terrestres a una distancia 20 veces más cerca de Plu tón que la Luna de la Tierra.

El descubrimiento de Charon alteró en gran medida los cálcu los anterio res d el tamaño de P lutón. Los datos actuales indican que Plutón tiene un diámetro de unos 2.300 kilómetros, alrededo r de una quinta parte el tamaño de la Tierra, lo que le convierte en el planeta más pequeño del Sistema Solar (véase Recuadro 22.2). Charon ti ene un diámetro de unos 1.300 kilómetros, excepci onalmente grand e en proporción con su pl aneta.

La temperatura media de Plutón se calcula en - 210 <lC, lo suficientemente fría como para solidificar la mayoría de los gases que puedan estar presentes. Por tanto, Plutón puede describirse mejor como Wla bola sucia helada de gases congelados con cantidades menores de sustancias rocosas.

Cuerpos menores del Sistema Solar

643

¿Es Plutón realmente un planeta?

Desde que se dCSl:ubrió Plutón en 1930, ha constituido un misterio al borde del Sistema Solar. Primero se creyó que era aproximadamente igual que la TIerra, pero cuando se obnn.;eron mejores imágenes, se calculó que el diámetro de Plutón era un poco menos de la mitad del de la Tierra. Luego, en 1978, los astrónomos descubrieron que Plutón tiene una luna (Charon), cuyo brillo combinado con su planeta hacía que Plutón pareciera mucho mayor de lo que es en realidad (Figura 22.8). Las imágenes recientes oblenidas por el telm:opio tSpnrinl Huhblt establecieron el diámetro de Plutón en s610 2.300 kilómetros, que constiruye alrededor de una quinta pane del de la TIerra y menos de la mitad del de Mercurio, considerado durante mucho tiempo el enano dcl Sistema Solar. De hecho, siete lunas, incluida la de la Tierra, son más grandes que PhltÓn.

Se prestÓ incluso más atención al estatus de Plutón como planeta, cuando en 1992 los astrónomos descubrieron otro cuerpo de hielo en órbita más allá de Nepruno. Pronto se descubrieron l"COlenares de estos objetos que fonnaoon una banda similar al cinturón de asteroides siruado entre Marte y J úpiter. No obstante, estos cuerpos en órbita están compuestos de polvo y hielo, como los cometas, y no de sustancias metálicas y rocosas, como los

• figura 22.B Plutón y su luna Charon.

Se muestra la Tierra para CKala.

Cuerpos menores del Sistema Solar Aste ro ides: microplanetas Los asteroides son cuerpos pequeños que h an sido comparados con +cmonrañas volantes». E l mayor, Ceres, tiene unos 1.000 kilómetros de d iámetro, pero la mayoría d e los 50.000 que se han observado tienen aproximadamente I kilómetro de diámetro. Los asteroides más pequeños se supone (¡ue no son mayores q ue granos de arena. La mayoría se en cuentra entre las órbitas de M arte y Jlípiter, y tiene per íodos de 3 a 6 años (Figura 22.20). Algunos tienen ó rbi tas m uy excéntricas y pasan muy cerca del Sol, y unos pocos, más gra n des, se aproximan regularmente a la Tierra y a su luna. Muchos d e los cráteres de impacto más

asteroides. Algunos astrónomos creen que pueden existir objetos planetarios incluso mayores que Plutón en este cinturón de mundos de hido situados en las zonas más exteriores del Sistema Solar. Oc hccllo, ya se ha descubierto un cuerpo ¡mis grande que la luna de Plutón Charon.

Un número cada vez mayor de astrÓnomos afinna que el pequeño tamaño de P lutón y su locaJización en el interior de una multitud de objetos de hie.\u similares significa que debería reclasificarse CQmo un planeta menor, como los asteroides y los cometas. Oros insisten en que, con independencia del cambio de identidad de Plutón, degradar a Plutón al estatus de planeta meno r deshonraría la historia as~ tronórnica y confundiria a la gente.

De momento, parece que la Unión AstrOnómica lntemacional, un gnlpo que tiene el poder de votar si Plutón es un planern O no, está satisfecho con el st.arus qua. Si n embarf,'O, el estarus planetario de Plutón IlUllC3 será el mismo. Ahora está claro que Plutón es único entre los planetas y es mu)' diferenre de los cuatrO planetas interiores rocosos y distinto de los cuatrO gigantes gaseosos_ Quizá una mejor descripción de Pl utón sea la de uno de los miembros más grandes de un cinrurón de mil lones de pequeños mundos de hielo (cometas) que orbirnn en las ronas exteriores de nuestrO Si.srema Solar.

rccientes que hay sobre la Luna y la Tier", fueron causad os p robablemente por coljsion es con astc l'Oides. Inevitablemente se producirán futuras colisiones entre la Tierra y los asteroid es (viost Recuadro 22.3).

Debido a q ue m uchos ast eroides tienen fonnas irreguiares, los geólogos planetarios especuJaron primero con la posibi lidad de q ue fueran fragmentos de un p laneta roto quc una vez o rbitó entre Marte y J úpiter (Figura 22.2 1). Sin em bargo, se c..alcula que la masa Lot:al de los as· teroides es s610 de una milésima pan e la de la Tierra, que a su vez no es un planeta gr-..ande. ¿Qué le OCtlrrió al resto del planeta o riginal? Otros ha n p lanteado la h ipótesis de q ue pudieron existir va rios g rand es cuerpos m uy próximos y que sus colisiones p roduje ran n umerosos cuerpos más pequeilos. Se h a utilizado la existencia d e varias «familias»

644

e A P f TUL o

2 2 GeoIogra planetaria

.. Figura 22.20 las órbitas d e los princi pales asteroides se encuentran entre Marte y Júpiter. También se muestran las órbitai conocidas de unos pocos asteroides próximos a la Tierra. Quizá un millar o más de asteroides tienen órbitas próximas a la TH!fTa. Por fortuna, se piensa que sólo unas pocas docenas de ellos tienen un diámetro superior al kilómetro.

laba entre el polvo fino y bloques de hasta 8 metros de diá· metrO. Inesperadamente, los investigadores descubrieron que los derrubios finos se concentran en las ronas inferiores que forman depósitos planos parecidos a estanques.

Ah'cdedor de las áreas bajas, el paisaje está marcado por una abundancia de bloques gr3ndes.

U na de las diversas hipótesis consideradas como una explicación para la topogra fía llena de bloques es el tcm· blor sísmico, que desplazaría los bloques hacia arriba. De manera análoga a lo que ocurre cuando se agita una lata de frutos secos variados, los materiales más grandes suben a la pane superior, micntras que los materiales más pequeños se depositan en el fondo.

Cometas

... Figura 22.21 Imagen del asteroide 95 1 (Gaspra) obtenida por la nave espacial Galileo. Como otros asteroides, es probable q ue Gaspra sea un fragmen to de u n cuerpo mayor prod ucido por colisión. (Cortesía de la NASA. )

de astero ides como dato para apoyar esta explicación . Sin embargo, no se han encontrado pruebas concluyentes para cualquiera de las dos hipótesis.

En febrero de 200 1, una nave espacial estadounidense se convirtió en el primer visitante de Wl asteroide.

Aunque no había sido d iseñada para aterrizar, la nave NEAR Sbotmakl'T aterrizó satisfa ctoriamente y generó información que ha dejado a los geólogos planetarios intrig::tdos y perplejos. Las imágenes obtenidas mientras la nave espacial se movía a una velocidad de 6 kilómetros por hora hacia la superficie de Eros revelaron una superficie rocosa y árida compuesta de partículas cuyo tamaño osci-

Los cometas se cucntan entre los cuerpos más interesantes e impredecibles del Sistema So lar. Se han comparado con bolas de nieve sucias, porque están compuestos de gases congelados (agua, amoniaco, metano, dióxido de carbono)' monóxido de carbono) que mantienen juntos pe • queños fragmentos de materi ales rocosos y metálicos.

Muchos cometas viajan por órbitas muy excéntricas que los Uevan más allá de Plutón. Estos cometas tardan cen· tenares de miles de años cn completar una sola órbita alrededor del SoL Sin embargo, unos pocos [umetos de perí()(/Q corto (con períodos orbi tales d e menos de 200 años), como el comera HaUey, tienen encuentros regulares con el interior del Sistema Solar.

Cuando se observa por prime ra \fez, un cometa apa· rece como un cuerpo muy pequeño ; pero a medida que se aproxi ma al Sol, la energía solar empieza a vaporizar los gases congelados, produciendo una cabeza resplande· ciente, denominada cabeUera (Figura 22.22). El tamaño de las cabelleras varía mucho de un cometa a otro. Los ex· trcmadarnente raros superan el tamaño del Sol, pero la mayoría se aproxima al tamaño de J úpiter. Dentro de la cabellera, a veces, puede detectarse un pequeño núclco

Cuerpos menores del Sistema Solar

64S

¿Está la Tierra en una dirección de colisión?

El Sistema Solar está repleto de meteori-

tos. asteroides, cometas activos y cometas extintos. Estos fragmentos \'iajan a grandes velocidades y pueden golpear la Tierra con la fuerza explosiva de una potente bomba nuclear.

En las úl timas décldas, cada vC".t ha resultado má..¡ claro q ue los cometas y Jos asteroides han chocado contra la T ierra con mucha más frecuencia de lo que previamente se sabía, La prueba son estructuras de impacto gigantes. Se han identificado más de cien (Figura M uchosde ellos se atribuyeron erróneamente, al principio, al resultado de algún proceso volcánico.

Aunque algunas estructuras de impacto son tan antiguas que ya no parecen cráteres de im pacto, sigue habiendo evidencias de su origen (Figura 22.0 ). Una notable excepci6n es un cráter de aspecto muy reciente que se encuentra cerca de Winslow, Arizona, y se conoce como Meteor eraLCr. Cada vez ha), más pruebas de que hace 65 millones de años un gran asteroide de aproximadamente 10 kilómetros de d iámetro chocó contra la Tierra. Este impacto puede haber causado la extinción de los d inosaurios, así como casi el 50 por

n o.

ciento de todas las especies vegetales y animales (vitIH Recuad ro 9.5).

M ás recientemente, una explosión espectacular se ha atri buido a la colisión de nuestrO p1anct2 con Wl COIneta o asteroide.

En 1908, en una región remota de Siberia, explotó una .chola de fuego» que parecía más brillante que el Sol, con WJa fuera violenta. Las ondas del choque rompieron ventanas y pro\'ocaron rt!\'erberaciones que se escucharon a una distancia de hasta 1.000 kilómetros. El «acontecimiento T unguska .., como se le denomina, descon:hó, arra ncó ramas, y derribó árboles a 30 kiló metros de distancia del epicentrO. P ero las expediciones a la zona no enconrraron pruebas de un cráter de impacto, ni frab'l1lcoros metálicos de ningún cipo. Evidentemente la explosió n, cuya potencia fue por lo menos sim ilar a una bomba nuclear de JO mega to lles, se produjo a muy pocos ki lómc::trOS por encima de la superficie. Lo más probable es que fuera la muene de un cometa o quizá de un asteroide rocoso. No está claro por qué explotó antes dd impacto.

Los peligros de \'ivi r con estos obje tos pequeños, pero mort:l lcs, en el espacio

& figura n .e Mapa mundial de las principales estructuras de impacto. Cada af'lo se

& Agur. 22.D Manicouagan, Quebec, es una estructura de impacto erosionada de 200 millones de años de antigüedad. El lago perfila el resto del cráter, q ue tiene un d iámetro de 70 kilómetros. w fracturas relacionadas con este acontecimiento se extienden hacia fUCfa otros 30 kil6melros.

(Cortesla del U. S. Geological Survey.)

llegaron de n uevo a la opinión públ ica en 1989, cuando Wl asteroide de casi un kilómetro estuvo a ti ro de la T ierra. Estu\'0 a dos veces la d istancia de la Lu na.

Viajando a 70.000 kilómetros por hora, pudo haber producido un cr.íter de 10 kilómetros de d iámetro y qu izá 2 kilómetrOS de profundidad. Como indicó un obscrv:ldor, «tarde o temprano voh-erá ...

Atraves6 nuestra órbita justo 6 horas por delante de la TIerra. Las estad ísticas demuestra n que colisiones de esta {remenda magnitud deben tener lugar cada pocos centenares de millones de años y podrian tener consecuencias dram'ticas para la vida en la Tierra.

identifican más. (Datos de Griffith Observatory.)

resplandeciente con un diámetro de ta n sólo unos pocos kilómetros. Conforme el cometa se aproxima al Sol, algunos, pero no todos, desarrollan una coLa que se prolonga a 10 largo de ll1..i1lo nes de kilómetros. A pesar del ta-

maño enonne de sus colas y cabell eras, los cometas son miembros relativamente pequeños del Sistema Solar.

El hecho de que la cola de un cometa apunte en la dirección opuesta al Sol de Wla manera ligeramente curvada

646

e A P ¡T U L o

2 2 Geología planetaria

.. Figura 22.22 Orientación de la cola del cometa a medida q ue gira en su órbita alrededor del Sol.

(Figura 22.22) llevó a Jos pri meros astrónomos a proponer que el Sol tiene una fuerza repulsiva que hace retroceder [as partículas de [a cabellera, foonando así la cola. En la actuaüdad, se sabe que dos fu er LaS solares contribuyen a esta fon naciÓn. La primera, [a presifhl de radiaciún, aleja [as partícu[as de polvo de la cabeUern. La segunda, conocida como v;ento se/m; es responsable de[ desplazamiento de [os gases ionizados, en especial del dióxido de carbono. A veces, se produce una sola cola compuesta de polvo y gases ionizados, pero a menudo se observan dos colas (Figura 22 .23).

A medida que el cometa se aleja del Sol, [os gases que foonan la cabellera vuelven a condensarse, la cola desaparece y el cometa se vuelve a convertir en un depósito de frío. El material que se expulsó de la cabellera para fannar la cola se pierde para. siempre. Por consiguiente, se cree que la mayoría de los cometas no puede sobrevivir a más de unos pocos centenares de ó rbifas alrededor del So l. Una vez expulsados todos los gases, el material restante (un enjambre de partículas metálicas y rocosas no col1ett.ldas) continúa la ó rbita sin cabellera ni cola.

Los cometas se originan aparentemente en dos regiones del sistema solar externo. Se cree que los cometas de período más corto orbitan más allá de N eptuno, en una región denominada el cinturón de Kuipcr, en honor al astrónomo Gemid Kuiper, que había predicho su existen-

cia. (Durante la última década, se ha descubierto más de un centenar de estos cuerpos de hielo.) Como los asteroides del sistema solar interno, la mayoría de comeras del cinturón de Kuiper se mueven en órbitas casi circulares que se sitúan casi en el mismo planQ que los planetas. Una colisión casual entre dos cometas del cinturón de Kuiper, o la influencia gravitacional de uno de los planetas jovianos, puede alterar ocasionalmente la ó rbita de un cometa lo bastante como para enviarlo al sistema solar interno)' a nuestro campo de visión.

A diferencia de los cameras del cinrurón de Kuiper, los cometas de largo período tiene n órbitas 110 confi nadas al plano del Sistema Solar. Parece que estos cometas se distribuyen en todas direcciones desde el So l, fo rmando un escudo esférico alrededo r del S istema Solar, denominado nube de Oort. en homenaje al astrónomo holandés J an Oon. Se cree que millones de cometas orbitan el Sol a distancias mayores que 10.000 \'CCes la distancia entre la Tierra y el Sol. Se cree que el efecto gravitaciona l pasajero de una estrella distante p uede ocasionalmen te envia r un cometa de la nu be de Oort hacia una órbita muy excéntrica que lo transporta hacia el Sol. Sin embargo, sólo una pequeña pol'ción de los cometas de la n ube de Oort tienen órbitas que los lleven al sistema solar interior.

Cuerpos menores del Si stema Solar

647

.. Figura 22.23 Cometa Hale-Bopp. La s dos colas que se ven en la fotografía tienen una longitud entre 10 Y 15 millones de millas.

(Fotografía de la Peoria A5tronomial Society de Erie Clifton y Graig NeaveilL)

El cometa de periodo corto más famoso es el cometa H alley. Su periodo orbital tiene una media de 76 años y cada una de sus 29 apariciones desde el año 240 a.e. fue registrada por los astrónomos chinos. Este registro es un testimonio de su dedicación como observadores astronómicos y de la resistencia de su culrura. Cuando se vio en 1910, el cometa H alley había desarrollado U lla cola de casi 1,6 millones de kilómetros de largo y era visible durante las horas diurnas.

En 1986, la aparición nada espectacular del cometa H alley fu e una decepción para muchos habitantes del hemisferio norte. Sin cmb-argo, fue durante su visita más reciente al Sistema Solar ¡memo cuando se consiguió una gran cantidad de infonnación nueva sobre el más fa moso de los corneras. Los nuevos datos fueron recogidos por las sondas espaciales enviadas para encontrarse con el cometa. La sonda europea Giotto se aproximó a 600 kilómetros del núcleo del cometa Yobtuvo las primeras imágenes de esta esquiva estrucrura.

Sabemos ahora que el núcleo tiene forma de patata y un tamaño de 16 kilómetros por 8 kilómetros. Su superficie es irregular y está llena de hoyos en fonna de cráteres. Los gases y el polvo que se evaporan del núcleo para fonnar la cabellera y la cola parecen salir de Sil superficie como corrientes o chorros brillantes. Sólo alrededor del 10 por ciento de la superficie total del cometa emitía esos chorros en el momento del encuentro. El res-

to del área superficial del comenta parecía estar cubierta por una capa oscura que puede consistir en material orgánico.

En 1997, el cometa H ale-Bopp hizo un recorrido espect-dcular alrededor de nuestro planeta. El núcleo del H ale-Bopp era inh abitualmente grande, de unos 40 kilómetros de diámetro. Como se muestra en la Figura 22.23, se extendían desde este cometa dos colas de casi 24 miUones de kilómetros. La cola gaseosa azulada está compuesta por iones con carga positiva y apuntaba casi di rectamente en sentido contrario al Sol. La cola amarillenta está compuesta por polvo y otros restos rocosos. Dado que el materia l rocoso es más masivo que los gases ionizados, se ve menos afectado por el viento solar y sigue una trayectoria diferente con respecto al cometa .

Meteoritos Casi todos hemos visto un m eteoro, nonnalmente denominado «estrella fu gaz». Este rayo de luz dura entre un parpadeo y unos pocos segundos y se produce cuando una pequeña partícula sólida, un meteo rito, entra en la atmósfera terrestre desde el espacio interplanetario. La fricción entre el meteorito y el aire calienta ambos y produce la luz que vemos. La mayoría de meteoritos se origina a partir de una de las tres fuentes siguientes: (1) derrubios interplanetarios que no fueron atr-aídos gravitacionalmente

648

CAP f TUL O

2 2 Geología planetaria

por los planetas durante la fonnación del Sistema Solar, (2) mater ial que es desplazado de manera continua desde el cinturón de asteroides y (3) restos sólidos de cometas que se habían movido cerca de la órbita terrestre. Se cree que unos pocos meteoritos son fragmentos de la Luna, o posiblemente de Marte, que fue ron expulsados cuando un asteroide impactó contra estos cuerpos.

Aunque algún raro meteorito es tan grande como un asteroide, la mayoría tien e el tamaño de un grano de arena y pesa menos de 1/100 gramos. Por consiguiente, se evapora antes de alcanzar la superficie de la Tierra. Algunos, denominados mürometeoritos, son tan pequeños que su velocidad de caída se hace demasiado pequeña como para quemarlos, de mane ra que caen en fonna de polvo espacial. C ada día, el número de meteoritos que entran en la atmósfera te rrestre debe alcanzar el millar. Después de la puesta del Sol en una noche clara, media docena o más brillan lo suficiente como para ser vistos cada hora, a simple vista, desde cualquier parte de la Tierra.

Ocasionalmente la visión de los meteoros aumenta notablemente a 60 o más por hora. Estas exh ibiciones denomin adas Uuvias de m eteoros, se producen cuando la TIerra encuentra un enjambre de meteoritos que viajan en la misma dirección y a casi la velocidad que la Tierra. La estrecha asociación de esos enjam bres con las órbitas de algunos cometas sugiere que representan mate rial perdido por esos cometas (Tabla 22.2). Algunos enjambres no asociados con órbitas de cometas conocidos son probablemente los restos del núcleo de un cometa que desapareció hace ya tiempo. Se cree que la gran lluvia de meteoros de Perseida que se produce cada año en tomo al 12 de agosto son los restos del cometa 1862 III, que tiene un período de 110 años.

Los meteoritos que se cree que son los restos de cometas son pequeños y alcanzan el suelo sólo ocasionalmente. Se piensa que la mayoría de los meteoritos que son lo suficientemente grandes para sobrevivir al calor de la entrada se origina entre los asteroides, donde las comía-

nes aleatorias modifican sus órbitas y los envían hacia la La fuerza gravitacional de la Tierra hace el resto.

Unos pocos meteoritos grandes han producido cráteres en la superficie de la Tierra que se parecen mucho a los de la superficie lunar. E l más famoso es el Crater M eteor de Arizona. Esta enorme cavidad tiene un diámetro de apr oximadamente 1,2 kilómetros, 160 metros de profundidad y un anillo que sobresale hacia ar riba hasta SO metros por encima del paisaje circundante. En el área inmediata se han encontrado más de JO toneladas de fragmentos de hierro, pero los intentos para localá.ar un cuerpo principal no han tenido éxito. Teniendo en cuenta la erosión, el impacto se produjo probablemente en los últimos 20.000 años.

Antes de disponer de las rocas de la Luna traídas a la TIerra por los exploradores lunares, los meteoritos eran los únicos materiales extraterrestres que podían examinarse directamentc (Figura 22.24). Los mcteoritos se clasificaron por su composición; (1) férreos, fundam ental mente de hierro, con un 2 a un 20 por ciento de rúquel; (2) pétreos, silicatos con inclusiones de otros minerales, y (3) siderolitos, mezclas de los anteriores. Aunque los meteoritos pétreos son probablemente los meteoritos más ~nerra .

T..... Z2.2 Principales lluvias de meteoritos UoMa Quadrantida lyrida Ha Aquañda Delta Aquarida Per.;eida Draconida Orionida Taurida Andromed ida

!.ron'"

Germinida

Fechas aproximadas 4-6 de enero 20-23 de abril 3-S de mayo 30 de julio 12 de agosto 7-1 Ode octubre 20 de octubre 3-13 de noviembre 14 de noviembre 18 de noviembre 4-16 de d iciembre

Cometa asociado Cometa 1861 I Cometa Halley Cometa 1862 111 Cometa Giacobini-Zinner Cometa Halley Cometa Encite Cometa 8iela Cometa 1866 I

• AguR! 22.24 Meteorito de hien'o que surge de Ids arenas del desierto. (Cortesía de Arameo World MDg{Jzine.)

Resumen

comunes, nonnalmente se encontraban fundamentalmente meteoritos férreos. E sto es comprensible, porque los meteoritos férreos resisten mejor el impacto, experimentan meteorización con más lentitud y son mucho más fáciles de distinguir de las rocas terrtStres por una persona no especiaLizada. Los meteoritos férreos son probablemente fragmentos de núcleos de grandes asteroides o de planetas pequeños diferenciados.

Se observó que una clase poco abundante de meteorito, denominada amdrito cmvmláceo, contenía aminoácidos sencillos y otros compuestos orgánicos, que son los bloques de construcción básica de la vida. Este descubrimie nto confinna hallazgos similares de la astronomía ob-

649

servacional, que indican que existen numerosos compuestos orgánicos en el frío rei no del espacio exterior.

Si los meteoritos representan la composición de planetas parecidos a la Tierra, como sugieren los geólogos planetarios, la Tierra debe cont ener un porcentaje mucho mayor de h ierro del que sugieren las rocas superficiales. Ésta es una de las razones que esgrimen los geólogos para suge.rir que el núcleo de la Tierra puede ser fundamen talmente de hierro y níquel. Además, la datación de los met eoritos indica que la edad de nuestro Sistema Solar sobrepasa por supuesto los 4. 500 millones de años. Esta «edad antigua» ha sido confi rmada por datos procedentes de muestras lunares.

Resumen • Los planetas pueden reunirse en dos grupos: los p/anetos terrestres (parecidos a la TIerra) (Mercurio, Venus, la TIerra y Marte) y los planetas juvinnos (parecidos a Júpiter) aúpiter, Saturno, Urano y N eptuno).

Plutón no está incluido en ni nguno de los grupos.

CUI1ndo se C01Jtparfl.n «111 ros p/¡l1IefOS j01JitJ1l0S, los pln71etilS terrestres son más pequnlos, más demos, amtienen proporcümahnente 111/ís materia 1TJCOSa, tienen velocidades más

/el/tas de rotadón y menores velocidades de esmpe.

• La superficie lunar exhibe varios tipos de estructuras.

La mayoría de los cróteres se produjo por el impacto de restos de movimiento rápido (meteoritos). Las tierros altas brillantes y densamente cubiertas por cráteres constituyen gran parte de la superficie lunar. Las tierras bajas, bastante lisas y oscuras, se denominan maria (singular, mare). Las cuencas lunares (maria) son enormes cráteres de impacto que han sido inundados por capas de lavas basálticas muy fluidas. Todos los terrenos lunares están recubiertos con una capa parecida a un suelo de derrubios grises no consolidados, denominados regoJjt.IJ lunor, que se han generado como consecuencia de un bombardeo meteorítico de miles de millones de años. Se desconocen muchos aspectos del origen de la Luna. Una hipótesis sugiere que un asteroide gigante colisionó con la Tierra y produjo la Luna. Los cientificos concluyen que la superficie lunar l!Voluci071ó en tres fases: (1) la corteza original (tierrilS a~ tos); (2) cunuos lunares, y (3) redentes cráteres ron rayas.

• Mermno es un planeta pequeño, denso, carente de atmósfera y que exhibe los exttemos de temperatura mayores de cualquier planeta. Venus, el planeta más brillante del cielo, tiene una atmósfera densa y pesada compuesta en un 97 por ciento por dióxido de C3T-

bono, una superficie de llanuras relativamente hundidas y volcanes inactivos, una presión atmosférica superficial 9 veces la de la Tierra y una temperatura superficial de 475 oc. Marte, el Planeta Rojo, tiene una atmósfera de dióxido de carbono cuya densidad es de sólo un 1 por ciento la terrestte, tormentas de polvo intensas, numerosos volcanes inactivos, muchos grandes cañones y varios vaDes d e origen dudoso que exhiben patrones de drenaje similares a los valles fluviales que hay sobre la TIerra. J úpiter, el planeta más grande, gira rápidamente, tiene un aspecto bandeado causado por enormes corrientes de convección provocadas por el calor interno del planeta, una Gnm Mancha Rrja cuyo tamaño es variable, un sistema de anillos y al menos 16 lunas (una de las lunas, l o, es un cuerpo volcánicamente activo). Soturno es mejor conocido por su sistema de anillos. Tiene también una atmósfera dinámica con vientos de hasta 1.500 kilómetros por hora y tormentas similares a la Gran Mancha Roja de júpiter. Ur07UJ y Nepttmo suelen denominarse los gemelos debido a su composición y su estructura similares. Una característica exclusiva de Urano es que rota sobre su lado. N eptuno tiene nubes blancas como cirros por encima de su plataforma nubosa principal y un Gran Punto Negro del tamaño de la Tierra; se !;upone que es una gran tomlenta en rotación similar a la Gran Mancha Roja de Júpiter. Plutón es un pequeño mundo congeJado con una luna (Charon). La órbita notablemente alargada de Plutón hace que a veces viaje dentro de la órbita de Neptuno, pero sin posibilidades de colisionar con él.

• Los cuerpos menores del Sistema Solar son los ilSteroides, los C07JtetilS y los m eteoritos. La mayoría de

650

e A p fT U L o

22

Geología planetaria

asteroides se encuentr'd cntre las órbitas de Marte y j úpiter. N o se han encontrado pruebas concluye ntes que expliquen su origen. Los cometas están compuestos por gases congelados (agua. amoniaco, metano, dióxido de carbono y monóxido de carbono) con pequeños fragmentos de material rocoso )' metálico. Muchos viajan en órbitas mu)' alargadas que los llevan más allá de Pl utón y se conoce muy poco sobre su origen. Los meteoritos, pequeílas partículas sólidas que viajan a través del espacio interpla-

netario, se convierten en 1l1cte01'Y)S cuando entran en la atmósfera terrestre y se vaporizall emitiendo un rayo de luz. Las 1/1IV;oS de met eql"()S se producen cuando la Tierra encuentra un enjambre de meteoritos, probablemente material perdido por un cometa. Los tns tifJM de meteoritos (clasi fi cados según su composición) son: ( 1) férreos. (2) pitreos y (3) sidel"Olitos. Un tipo escaso de meteorito, denominado condrila cnrIxnufcea, contie ne aminoácidos y otros compuestos o rgámcos.

Preguntas de repaso -------

------

l. ¿Qué criterios se siguen para clasificar los planetas en el grupo terrestre o en el joviano?

14. ¿Cuál es la característica t:l isrinti\'3 del satélite lo de j úpiter?

2. ¿Cuáles son los tn:s tipos de materiales que constituyen los planetas? ¿En qué difi eren? ¿Cómo explica su distribución teniendo en cuenta las diferencias de densidad entre los grupos pLanetarios terrestres y jovianos?

15. ¿Por qué se piensa que los cuatro satélites exteriores de Júpiter han sido capturados?

3. ExpLique por qué los diferentes planetas tienen atmósferas diferentes.

17. ¿Qué dos papeles representan las lunas de los anil los en la naturaleza de los sistemas de anulares planetarios?

4. ¿Cómo se utiliza la densidad de craterización para la datación relativa de las estructuras de la superficie lunar?

18. ¿En qué se parecen el satél ite de Saturno Titán yel de Neptuno Tritón?

5. Comente brevemente la historia de la Luna.

19. ¿Q ué tres cuerpos del Sistema Solar exhiben actividad volcánica?

6 . ¿En qué se parecen los maria al altiplano Columbia?

7. ¿Por qué Marte ha sido el planeta más estudiado con telescopios?

8 . ¿Qué características superficiales tiene Marte que son también habituales en la Tierra?

9. ¿Qué pruebas respaldan un ciclo hídrico en Marte? ¿Qué pruebas recha7..an la posibilidad de un clima marciano húmedo?

10. ¿Por qué los astrobio lógos están intrigados ante las pruebas de que las aguas subterráneas han emergido a la superficie de Marte?

11. En alguna ocasión se sugirió que las dos «lunas,.. de Marte eran artificiales. ¿Qué características tienen para inducir dicha especulación?

12. ¿Cuál es la naturaleza de la Gran Mancha Roja de Júpiter?

13. ¿Por qué son tan famosos los satéli tes galiJeanos de j úpiter?

16. ¿En qué se parecen j úpiter y Saturno?

20. ¿D ónde se encuentra la mayor parte de asteroides?

21. ¿Q ué cree usted que ocurriría si la TIerra atravesara la cola de un cometa?

22. ¿Dónde se cree que reside la mayor parte de los cometas? ¿Q ué acaba ocurriendo con los cometas que orbilan cerca del Sol? 23. Compare meteoros)' meteoritos.

24. ¿Cuáles son las tres principales fuentes de meteoritos?

25. ¿Por qué los cráteres de meteoritos son más comunes en la Luna que en la TIerra, aun cuando la Luna sea un blanco mucho menor?

26. Se ha calculado que el cometa Halle)' tiene una masa de 100.000 millones de toneladas. Además, se calcula que este cometa pierde 100 millOlles de toneladas de material durante los pocos meses que su órbita se acerca al Sol. Con un período orbital de 76 rulos, ¿q ué vida máxima le queda al cometa I-Jalley?

Recursos de la wcb

651

Ténninos fundamentales meteorito I'OCOSO asteroide cabellera cinturó n de Kuiper cometa

lluvia de meteoros mana meteorito meteoro nube de Oort

planeta exterior planeta interior planeta ;uviano planeta terrestre

regoli to lunar meteorito ferroso siderolito velocidad de escape

Recursos de la web La página Web & rth utiliza los recursos y la fl exibilidad de lntemet para ayudarle en su es tudio de los temas de este capítulo. Escrito y desa rrollado por profesores de Geología, este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite http://www.librosite.netltarbuck y haga dic sobre la cubierta de Ciennas de In Tierro, octuvo ediciÓ71. Encontrará :

• Cuestionarios de repaso en línea .

• Reflexión crítica y ejercicios escritos basados en la ",eb.

• Enlaces a recursos weh específicos para el capítulo.

• Búsquedas de términos clave en toda la red. http://www.librosite.netltarbuck

CAPíTULO 23

Geología de la Península Ibérica y Canarias Manuel Pozo Rodríguez José Manuel González Casado

Introducción La Península Ibérica e n el contexto de la Tectónica de Placas

Las gra ndes Unidades Geológicas

El basamento varisco Características y zonación Evolución geológica

Las cordilleras alpinas Los Pirineos Las Cordilleras Béticas

La Cordillera Ibérica Otros relieves alpinos

Las grandes cuencas alpinas Cuenca del Tajo Cuenca del Duero

Cuenca del Ebro C uenca del G uadalquivir

Actividad volcánica cenozoica Península Ibérica Islas Canarias

6 53

654

CAP f T UL O 2 3 Geología de la Península Ibérica y Canarias

Introducción La Península Ibérica es un fragmento de corteza continental que está rodeado, casi por completo, por áreas oceánicas y que ha sufrido una larga y compleja historia evolutiva, que comprende varios ciclos de formación }' destrucción de montañas (orogénesis). El relieve actual de la Península Ibérica es consecuencia de los acontecimientos geológicos y movi mientos de placas que comienzan a principios del Mesozoico y que se engloban dentro del ciclo Alpino de fonll3ción de montañas.

Los materiales que constituyen la Península Ibérica se pueden agrupar en dos grandes conjuntos en función de su edad: A) Los premcsozoicos, mayoritariamente rocas metamórficas y plutónicas, que constituyen un zócalo o basamento antiguo. Estas rocas fonnaron parte de una antigua cadena de montañas caroonífera (Cordillera H ercínica o Varisca), cuyos reUeves habían ya desaparecido hacia finales del Paleozoico. B) Los materiales Mcsozoicos y Cenozoicos, predominantemente sedimentarios, que están asociados con grandes cadenas y cuencas alpinas. Fuera de la Península hay que considerar otra unidad geológica distinta de las anteriores y de poca extensión, las Islas Canarias, archipiélago de islas volcánicas de reciente fo rmación (la actividad volcá nica comenzó allí hace 30 lIIi1I0nes de años y aún perdura), que está siruado sobre la cortez.;l oceánica de la placa Africana.

La Península Ibérica en el contexto

de la Tectónica de Placas Como se vio en los capítulos precedentes (tectónica de placas) la mayor pan:e de las interacciones entre las placas litosféricas tienen lugar en sus bardes, de manera que estOS se caracterizan, entre OtraS cosas, por una alta sismicidad. Si se observa la locali zación de los epicentros recientes en el entorno de la Peninsula Ibérica (Figura 23. t ), se pueden definir dos zonas con alta actividad sísmica; la primera se localiza sobre los Pirineos. y la segunda sobre las Cordillel".ls Béticas y se prolonga hacia el Golfo de Cád iz y la dorsal Mesoadántica. También existe una pequeña actividad sísmica en el margen Atlántico de la Penínsu la.

La distribución de epicentros junto con la de cadenas de montañas recientes permite situar los límites del bloque cortical Ibérico en los Pirineos por el norte, y en la Cordillera Bética por el sur (Figura 23.2). Por consiguiente, el Bloque Ibérico queda loca lizado entre dos de las placas mayores en que se divide la litosfera terrestre, las placas Euroasiática y Africa na.

Esta situación, pequeñas placas en límite entre dos grandes placas, es habituaJ en al gunas regiones, como en el área Mediterránea. Como se puede ver en la Figllra 23.2

este es el caso del Bloque rbérico, que jWlto con otras microplacas como la de Albarán, la Apúlica, la del Adriá tico, etc. , se sitúan a lo largo del lími te entre las placas Euroasiática y Africana. Esc,os peq ueños fra gmentos de litosfera son zonas con movimientos y defonnaciones complejas, pues articulan los movimientos de las placas mayores y son fuertemente afectad os por los desplazamientos y por las fu erLas que se transmiten desde éstas.

las grandes Unidades Geológicas El relieve actual de la Península Ibérica es el resultado de los procesos de levanrnmiento, hundimiento y fonnación y destrucción de monrnñas que comenzaron a principios del Mcsozoico }' se extienden hasta la actualidad, debido a las interacciones que se producen entre la microplaca Ibérica y las placas tectónicas de su entorno.

En los lím ites del Bloque Ibérico donde se produjo recientemente o se produce tod avía con\'ergencia con Otras placas se han desa rrollado dos grandes cadenas de montañas alpinas (Figura 23.3), las Cordilleras Béticas, que se extienden desde las Islas Baleares hasta el Golfo de Cádiz, y los Pirineos, que comprenden todo el ma rgen septentrional de la Península Ibérica. Ambas pertenecen al cinturón de montañas Alpinas que se extiende de Este a Oeste desde el Estrecho de Gibraltar haSl'a el Himalaya.

Las fuerzas que se transmilen en distintos momentos del Cenozoico desde los bordes activos hacia el int erior de la Península Ibérica dan ol"igen a numerosos relieves montañosos en el in terior de la Península (Figura 23.3). Por ejemplo, a la Cord illera Ibérica, que es una cadena de intraplaca, caracterizada por una deformación moderada de las rocas que la fonnan, y a un conjunto de grandes sierras como el Sistema C entral , los Montes de Toledo, Sierra Morena, etc. Estructuras que se agrupan bajo el nombre de Relieves AJpinos del Macizo Ibérico, y que son el resultado dellevanramiento mediante fall as de grandes bloques del basamento metamórfico COIllO consecuencia de las fu eT7..as transmitidas hacia el interior desde los bordes activos.

Estos movimientos no sólo crearon relieves positivos, sino que también dieron lugar a zonas hWldidas o cuencas, que se rellenaron con sedimentos procedentes de la meteorización y erosión de las zonas elevadas contiguas.

Las cuencas reciben los nombres de los rios que las recorren en la actualidad (cuencas del Duero, Tajo, Ebro )' Guadalquivir), aunque en ningún caso se solapan com pletamente las cuencas hidrográfi cas con las sedimentan as.

En la mi t:ld occidental de la P enínsula Ibérica (Figura 23.3) aflora fund amentalmente el basamento metalllórfico premesowico, en gran parte por causa de los

Introducción

655

40'

Om .000 m m

.. ·· 3.1JOO m r - 4 .U<)(J m . - '5.O<lQ m • - " .U<)(J m

... figura 23.1 DistribuciÓn de la sismicidad entre la Penfnsula Ibérica y la dorsal Centroatlántica. los puntos representan las posiciones de los epicentros re<:ientes.

EURASIA

BLOQUE ~

IBÉRICO

ÁFRICA

. . C. Oceánica

.I.JJJJ.Wll

Estructuras disten sivas

... F'gura 23.2 Marw geotectónico de la Península Ibérica.

............... Borde compresivo

656

CAP rTUL O 2 3 Geología de la Península Ibérica y Ca narias

... Figura 23.3 Principales unidades geológicas de la Península Ibérica, Islas Baleares e Islas Canarias. Los números representan las zonas de la península donde existen materiales volcánicos Cenozoicos (1. Reg ión de Olot.

2. Campo de Calatrava . 3. Cabo de

CUENCA DE AQUITANIA

Gata).

¿i 51

,

ORLA

o,

c=J

'*

ISLAS BALEARES

ISLAS CANARIAS

~.

J

Basamento Varisco

_

Orlas Costeras Mesozoicas

Béticas (Paleozoico y Mesozoico)

_

Cuencas Terciarias

Pirineos y Cordillera Cantábrica

_

Vulcanismo reciente

Cordilleras Ibérica y Costero Catalana

movimientos verticales alpinos descritos en el párrafo anterior. Este basamento pertenece a la zona de raíces de una antigua cadena de montañas, la Cadena Varisca, que se extendía desde el sur de la actual Alemania hasta los Montes Ouachita situados en la parte meridional de la costa este de Norteamérica. En la Península Ibérica este antiguo fragmento de la Cadena Varisca recibe el nombre de Macizo Ibérico.

El basamento varisco En la mitad occidental de la Península Ibérica, al noroeste del valle del Guadalquivir , y en algunas zonas del interior de las cadenas de montañas alpinas, como la Cordillera Ibérica o los Pirineos (Figura 23.3), afloran un conjunto de rocas predominantemente metamórficas y plutónicas, que formaban parte, a finales del Carbonífero, de una gran cadena de montañas, la Cadena Varisca o Hercínica (Figura 23 .4). De esta cordillera que se extendía entre Norteamérica y Europa, cuando aún no existía el océano Atlántico, hoy sólo queda una cicatriz en la corteza que representa los niveles profundos de la cadena. Esta larga cicatriz de más de 3.000 km de longitud fue desmembrada

en pequeños fragmentos por los movimientos de placas durante el Mesozoico y el Cenozoico (por ejemplo, la apertura del océano Atlántico), por lo que sus fragmentos afloran, además de en España y Portugal, en el sur de Inglaterra, Francia, en el centro de Europa, en el norte de Atrica y en Norteamérica (Apalaches y Montes Ouacrutas). En la Península Ibérica es donde están localizados los mejores y más continuos afloramientos variscos. La mayor parte de las rocas que formaron parte de este cinturón montañoso son paleozoicas, pero en las zonas más internas y profundas de esta cadena se encuentran rocas más antiguas, difíciles de datar, y que se engloban bajo el término de rocas precámbricas, aunque la mayoría de ellas pertenecen al Proterozoico Superior. Estas rocas son a su vez un basamento previo al Orógeno Varisco, y algunas probablemente pertenecen al margen norte de Gondwana.

Características y zonación La orientación general de las estructuras variscas en la Península es NO-SE (véase F igura 23.5) aunque en la región cantábrica cambian de orientación y describen un arco cuyo núcleo se denomina Arco o Rodilla Astúrica. Sobre la base de las características tectónicas (vergencia de pliegues

El basamento vari§co

-

.---~ (

CORDILLERA CALEOONIANA

--8.- Pt""JoilOic:o

. b

D

•

Zona de GaIIcia - TI1IS-O$--MOnt81 8.- CompIejos.AJ6ctonos b,-~

IJ 8.- F. ~ """o,

lookm ,

,-

r-- --. CORDillERA ' - _.... VARISCA

651

... Figura 2:1.4 Esquema geotectónico de la Cordillera Varisca a finales del Paleozoico. Este cinturÓfl montat'toso unía dos grandes masas continentales, una meridional (Gondwana) y otra septentrional (Laurasia).

y fullas, etc_), estratigráficas (discordancias, tipos de sedimentos, edad de éstos, etc_), metamórficas y en el desarrollo de los procesos magmáticos, el M aciro Ibérico se ha subdividido en varias zonas o unidades geológicas (véase Figura 23.5)_ Actualmente se distinguen seis unidades, destacando una amplia 7..ona central (rona Celltroibérica) sobre la que cabalga una unidad compleja (zona de GaliciaTras-os-Montes). La zona central (zona Centroibérica), asimismo, está flanqueada por cuatro zonas más estreChas, las cuales se agrupan por parejas; al Norte se sitúan la zona Asturoccidemal· leoncsa y la zona Cancibrica, y al Sur se sitúan la zona de Ossa-Morena y la zona 5udportuguesa_ Las 7..onas Cantábrica y Sudportuguesa tienen las características LÍpicas de las zonas externas de las cadenas montañosas yen ellas se localizan los mayores espesores de rocas carborúferas. Además, la vergencia y la dirección de transporte tectónico en las zonas laterales es hada el NE en el nOrte y hacia el SO en el sur, par lo que el o rógeno Varisco se ha considerado una cadena de doble vergencia .

La unidad de mayor extensión y que se puede considerar como la zona axial de la cadena es la zona Centroibérica (véase Figura 23.5), que aflora fundam entalmente ... figura 2:1 . .5 Unidades gecl6gicas del Macizo Ibérico. La línea A-6 se corresponde con el corte geológico de la Figura 23.6 y la C· D corte con el corte geológico de la Figura 23.6.

,,

658

CAP f TUL O 2 3 Geología de la Península Ibérica y Canarias

en Portugal y en las comunidades de Galicia, C astilla y León, M adrid, Castilla-L a Mancha y Extremadura. Esta zona se C3t3cteriza por los depósitos transgresivos del Ordovícioo Lnferior constituidos por niveles de cuarcita blanca (Cuarcita Annoricana) bajo el que aparecen, genet3lmente en discordancia, rocas predmbricas. En la mitad septentrional (Dominio d el 0110 de Sapo) aparecen mctasedimentos, gneises glandulares y ortogneises debajo de las cuarcitas. Las rocas están siempre afectadas por metamorfismo, llegándose a alcanzar en algunos puntos (alrededores de los batolitos graníticos) condiciones de fusión parcial (anatexia), con desarrollo de migmatitas. Las abundantes intrusiones grarúticas forman desde pequeños plutones a extensos batolitos (Sierras de Gredos y G uadarrama). También se o bserva que en muchos casos existen zonas de cizalla dúctil extensionales (detadmumt ¡mllts), li mitando Jos núcleos de las rocas metamórficas de alto gra do (rort cO'mplex). Las rocas están afectadas por varias etapas de defonnación, por lo que existen foliaciones y pliegues superpuestos. En general, las estructuras resultantes son grandes pliegues de plano axial subvertica l, o con vergencia al NE. Por el contrario, en la mitad meridiona l, por debajo de las cuarcitas aparecen pi zarras y gram':lcas (Dominio Esquisto-Grauváquico) y el metamorfismo es de grado bajo. Los pliegues son erguidos y no muestran una vergencia d efinid a, observ;Í11dose nwnerosos cuerpos plutónicos anteriores al P énnioo (post-orogénicos).

Sobre la zona Centroibérica (Figura 23.6) se superponen un conjunto de dos láminas al6ctonas: Complejos A1óct:ollos (Ordenes, Cabo Ortegal, etc.) y D ominio Esquistoso (meta sedim entos), caracl'erizadas por contener materiales con distinta procedencia y distinto grado de aloctonía (véase el capítulo de terrenos alóctonos); entre

•

ZONA GAUCIA·TRAS-Os.MOtnES

.~

. .....J.-

---

1

ellas se incluyen fragm entos que proceden de la litosfera oceánica (ofiolitas), de arcos isla, etc., estas unidades definen la zona de Galicia-Tras-os-Momes (Figura 23 .6).

Las dos zonas situadas al Norte, Asturoccidental -Ieonesa y Cantábrica, muestran una \"ariación progresiva de sus cat3cterísticas geológicas desde el O este hacia el Este (vlnst Figut3 23.6). Así, por ejemplo, se observa una disminución en la intensidad del metamorfismo; en la zona Cantábrica éste es práctic-amente inexistente mientras que en el extremo occidenta l de la zona Asturoccidental- leonesa se alcanzan las facies de las anfibolitas. También el número y la extensión de las intrusiones plutónicas varían de O este a Este, pues éstas son m uy escasas en la zona Cantábrica y aumentan hacia el Oeste y lo mismo sucede con el desarrollo de las fol iaciones. En ambas zonas se observan pliegues y cabalgamientos (Figut3s 23.6 y 23 .7) que muestran en todos los casos vergencia hacia el ~TE y dirección de transporte del bloque d e techo hacia el Este.

Las defonnaciones, al igual que en la zona Centroibérica, son polifásicas y genet3lmente se d istinguen tres etapas; pliegues vergentes hacia el este, cabalgamientos y pliegues erguidos que interfieren y verticalizan las estrucruras anteriores (véllSt Figura 23.7). En la zona Asturoccidental- Ieo nesa se observan grandes pliegues recumbentes con dimensiones mayores de 50 kilómetros y con esquistosidad de plano axial asociada . Sin embargo, en la zona Cantábrica las esmJcturas se C3t3Cterizan por la abundancia de los cabalgamientos q ue trasladan las láminas de roca varios ki lómetros hacia el Este}' que producen la repetición de las series estratigráficas. La zona Asruroccidental-Ieonesa está constiruiJa mayoritariamente por una serie muy potente (entre 4 y 10 km de espesor) de rocas sedimentarias del Cámbrico y el Ordovícico, mayoritariamente detríticas en origen (pizarras, cuarcitas, etc.), aflorando las

ZONAASTUROCCIOENTALLEONESA

+

ZONACANTÁSRlCA -

-

Gneis·OIo de Sapo-

o1

,

,

,

,

SO Ikm

... Figura 23.6 Corte geológico simplificado ¡¡ través de la rama norte del Madzo Ibérico (véase localizaci6n en la Figu ra 23.5. Basado en Pérez Estaún y otros 1991 y Ma rtfnez Catalán y otros 2(04). Obsérvese la vergencia general hacia el este de las estructuras tectónicas y las láminas al6ctonas que constituyen el dominio de Galicia-Tras-os· Monles.

El bas.amento va risco

659

... Figura 23.7 CClbalgamienlos \lilriscos de la zona Cantáb rica del Macizo Ibérico.

Obsérvese la repetición de las unidades calcáreas mediante cabalgamief110s (dupIex) y el plC9amiento posterior de MtOS. (Foto: J. M. González Casado.)

rocas Precámbricas sólo en los dos ancifonncs que limitan esta zona: el antifonnc del Narcea y el antifonne del 0110 de Sapo (Figura 23.6). Po r el contrario, en la zona Cantábrica dominan los sedimentos sinorogénicos paleozoicos, y son muy frecuentes las rocas carbonáticas. En la parte cen tral de la zona Cantábrica hay una importante cuenca sedimen taria de carácter contin ental, con varios miles de metros de espesor, donde se ronnaron grandes depósitos de carbón .

Al Sur de la zona Centroibérica se encuentran las zonas de O ssa-Morena y Sudporruguesa, en ellas la vergencia de las estrucruras y la dirección de transporte tectónico es hacia el SO . En las proximidades del límite entre la zona de Ossa-Morena y Cent roibérica se localii'..a uno de los mayores batolitos grruúticos de esta cadena (el batolito de los Pedroches)}' un poco más hacia el surOCS1"e una larga y ancha banda de cizalL1 dúctil Oa Zona de C i7..al la Badajoz-Córdoba), considerada como el límite entre ambas zonas. Esta zona de defo rmación representa, probable-

o

DJ OfiOlitas O Aocas metamórficas atta-presión

o _

mente, una antigua zona de sutura, ya que en su interior se encuentran restOS de ofi olitas (Figura 23.8). La zona de Ossa-M orena se caracteriza por tener materiales con edades desde el Proterozoico Superior al Car bonífero Superior, los primeros aflo ran en dos grandes antifonnes alargados, dónde también aparecen las rocas con mayor grado metamórfico y numerosas intrusiones graníticas. En esta zona existe magmatismo Precámbrico, Cámbrico-O rdovícico y Carbonífero_ La zona de Ossa-Morena se superpone, a su vez, sobre la zona Sudportuguesa (Figura 23.8), como en la zona de superposición existen también rocas con afinidad oceánica, actuahnentc se considera a este límite como otra zona de sutura varisca. La zona Sudporruguesa se caracteriza por que en ella sólo afloran materiales relativamente jóvenes del P aleozoico (devónicos y carboníferos), que están en algunos casos afectadas por un metamorfismo muy débil, esmndo ausentes las intrusiones plutónicas tardías. Las rocas más abundantes son sedimentos terrígenos de tipo flysh que alternan con rocas

Aocas paleozoicas Aocas precámbOcas

_

Aocas intrusivas

Faja piritica •.____________________________ ••.______________ Zona Suclportuguesa

"'km

~==C__C~~~~~c===c.

Zona de Ossa-Morena

Zona Centroibérica

Figura 23.8 Corte geológico simplificado a través de la rama sur del Macizo Ibérico (véase localización en la Figura 23.5. Basado en Simancas y otros 2(04). Obsérvese la vergencia general hacia el suroeste de las I!Structuras tectórlicas y los contactos mediante cabalgamientos y grandes lOI1as de cizalla entre los distintos dom inios.

660

e A P (T U l o

2 3 GeoIogla de la Península Ibé rica y Canarias

volcánicas o volcano-sedimentarias, en general, de carácter félsico, ligadas a las cuales se encuentran importanteS depósitos de suJfuros polimetálicos (Faja Pirítica) que han sido explotados desde la antigüedad (Minas de RiotintO).

Evolución geológica El orógeno Varisco presenta características geológicas análogas a otras cadenas montañosas más jóvenes. Asimismo, su zonación es también equivalente a la que existe en otras cadenas, de manera que se pueden individualizar unas zonas externas y una zona axial. La primera t:Stá caracterizada, en sentido amplio, por una cobertera despegada de rocas sedimentarias afectadas por pliegues y cabalgamientos, con vergencias paralelas a las antiguas zonas de subducción. La segunda está simada en el interior, donde afloran rocas afectadas por procesos metamórficos de mayor grado que están atravesadas por numerosas rocas plutónicas.

Esta cadena se formó hace más de 365 millones de años cuando se produjo la colisión de dos antiguos continentes, Laurasia y Gondwana, en el evento generalizado de colisiones continentales que llevaron a la fonuación de un gran supercontinente a fina les del Paleozoico, denominado Pangea (Figura 23.9). La evolución en detalle de los eventos que condujeron a la fonuación de la cadena varisca son muy complejos, pues implican la exiStencia de varios terrenos alóctonos (probablemente, las ronas Sudportuguesa y Ossa-Morena), de un autóctono relativo relacionado con Gondwana (zonas Centroibérica, Asturoccidental-leonesa y Cantábrica) y de varias zonas de sutura (aquellas donde aparecen rocas de afinidad oceánica) asociadas con el cierre de pequeñas cuencas oceánicas, que existían entre los d istintos terrenos alóctonos; finalmente a lo largo del Silúrico y el Devónico, el emplazamiento de pequeñas unidades alóctonas. En general se acepta que la colisión principal, durante el Carbonífero, supone la superposición de la zona Centroibérica sobre la de Ossa-Morena, superponiéndose ésta a su vez sobre la zona Sud portuguesa. Lo que produciría una cadena de montañas con indentaciones, entre Laurasia y Gondwana (viase Figuras 23.4y 23 .9) Yde carácter no cilíndrico.

Es importante destacar que el esquema evolutivo comentado es uno de los muchos propuestos, que en detalle adquieren gran complejidad.

Las cordilleras alpinas A finales del Carbonífero y comienws del Pénnico comenzaron los procesos de erosión y desmantelamiento de la cadena varisca, de manera que los materiales resultan-

CARBONfFERO

(

OEVÓNICO

/ SILÚRICO

... Agur. Z).9 Explicación del Ofigen y evolución del Macizo l!)Éirico a lo largo del final del Paleozoico. En este modelo tect6nko esta cadena se forma mediante la interacción entre dos masas continentales, Gondwaoa y laurasia, y d os placas menores, Avalonia y Armorka. Por lo que eKisten varias zonas de M ura.

Obsérvense las dos zonas oceánicas situadas en los extremos de la cadena. (Este es sólo uno de los modelos propuestos para la evolución del Orogeno Varisco; existen o tros parecidos.)

tes de la erosión se acumularon en pequeñas y profundas cuencas de carácter continental, dando origen, por ejemplo, a las cuencas estefanicnscs del noroeste pcninsular.

Estos procesos erosivos condujeron a un rápido arrasamiento y nivelación de la primitiva cadena varisca, permitiendo el afloramiento de zonas profundas de la misma.

las cordmeras alpinas

A comienzos del M esozoico el Bloque Ibérico está peneplanizado en gran medida y comienza a ser afectado por un nuevo proceso tectónico. Éste consiste en la formación de largas y profundas fullas que actúan como fa llas direccionales que van a dividir la antigua cadena en varios bloques. Esta etapa de fracruraci ón tarruvarisca se produce como consecuencia de los movimientos laterales entre los bloques corticales que formaban el supercontinente Pangea, y que al cabo de unos pocos millones de años condun rán a su fragmentación definitiva .

Como se puede ver en la Figuras 23.4y 23.9 el Bloque Ibérico a fin ales del Carbonífero está cercano a una gran zona oceánica, el mar del Thetys, situado al Este del Bloque Ibérico. Así, a lo largo del M esozoico los movimientos en la vertical de las fa llas tardivariscas, provocaron, en algunos casos, el hundimiento de bloques que fueron inundados (transgresiones). El mar, genernlmente procedente del Este, dejará potentes depósitos de sedimentos marinos cuyo espesor suele aumentar genernlmente hacia el Este. No hay que olvidar que a finales del Triásico comienza la apertura del Océano Atlántico, lo que dará lugar a otra área oceánica situada al oeste del Bloque Ibérico, que influirá también en los procesos sedimen-

..... ....."

tarios. En algunos momentos del Mesow ico, por ejemplo durante el Jurásico, el Bloque Ibérico será una isla, quedando emergidas solamente algunas zonas del oeste peninsular actual.

A final es del M esozoico y comienzos del Cenozoico los bloques continentales de esta región tienen una configuración bastante parecida a la actual, y como consecuencia del acercamiento entre las placas Euroasiática y Africana comienzan a formarse las cordiUeras alpinas de la Península Ibérica (Figura 23. 10).

los Pirineos Los Pirineos son una cadena de doble veq,rcncia en cuya estructura se involucran el basámento Varisco, series sedimentarias mesozoicas y depósi tos terciarios sinorogénicos (Paleógenos). Su origen es el resultado del acortamiento cortical producto de la interacción entre las placas AfriC'ana y Euroasiatica y el Bloque Ibérico, considerándose un orogeno de colisión en el que el Bloque Ibérico subduce ligeramente debajo de la placa E uropea. Sincro.. nicamcnte a la subducción se produce el apilamiento y desplazamiento de mantos de corrimiento, que junto a la

... Figura 2).10 Esquema d e las principales cadenas al pinas en el entomo de 111 Península Ibroca. las flechas representan la vergenda de las estructuras.

' -.

,,

:

: ,.'

......

"

:

'.

.,,

, "

......

.,

.......

.'

~

~

OILLERAS BÉTICAS

... ' ..

, Al

661

Mar de'='-'-" ... .......... ~.. . .

Cuenca Argelina -élboran .....

,~

•..•..

~'~-'~'~"~'~'~-'~'~'"~. ~--~"~-~'~-'~-:-'~'-'-----~"!<ABILlAS ..... . . . . .

-,

ALTO ATlAS

ATlAS

SAHARIANO

662

CA P í TU L O 2 3 Geologla de la Península Ibérica y Canarias

evolución de sus bordes a lo largo del Mesozoico y Cenozoico configuran las características de las distintas ZOllas diferenciadas en los Pirineos. La extensión de esta cadena supera el ámbito gcográfico del Pirineo, extendiéndose hacia el oeste a lo largo del litoral Cantábrico hasta Calicia, (Figuras 23. 10 y 23. 11).

F n los Pirineos se han dife renciado cuatro grandes unidades estrucrurales: Zona Axial, Zona Surpirenaica, Zona N orpirenaica y An tepaís plegado (Figura B. IIA).

La Zona Axial constiru}'e el núcleo del orógeno y está constituida predominantemente por rocas metamórficas con edades precámbricas a paleozoicas y bn-anitoides paleozoicos, todas ellas pertenecielllcs al basamento Varisca del Bloque Ibérico. Estas rocas están afectadas por las defo nmdones variscas. Las Zonas Norpirenaica y Surpi renaic-d comprenden fun damentalmente rocas postvariscas, aunque en algunas un idades están implicados restos del basamento. Estas rocas están intensamente defomladas por cabalgamientos y despegues, presentando diversas litologías entre las que destacan por su abundancia los ca rbonatos mesozoicos. Especialmente en la zona SUfpi renaica es característico la presencia de depósitos marinos terciarios de carácter detrítil.:o, que se incorporan sinorogénicamente a los mantos de corrintiento. El antepaís plegado septentrional lo constituyen materiales del zócalo y

de la cobertera, ampliamente rccubien os por depósitos postorogénicos débilmente defonn ados. Por su pan e, el amepaís plegado meridional comprende materiales de borde de la cuenca del Ebro con evidencias de suaves pliegues.

A nivel cortical la cstrucrura de los Pirineos se caracteriza por lU1 sistema de cabalgamientos que se dis~ nen con morfología de abanico, donde se ven invo lucrados el zócalo )' la coben era en un gran apilamiento de mantos de corrimiento (Figura B .I I B). En la Zona Surpirenaica los cabalgamientos muestran vergencia hacia el sur afectando a materiales de cobertera de edad mesozoica y terciaria, incl uyendo en la proximidad de la Zona Axial basamento \'arisco. E.n la Zona N orpirenaica los cabalgami entos se orientan hacia el Norte afectando tantO a rocas del basamento como de la cobertera. Lo mencio-nado implica que la denominada Zona Axial diferenciada en los Pirineos, no es tal en el sentido d ásico de este término, es decir, zona rígida que se levanta con deslizamiento lateral de los materiales de cobertera. Realmente, la zona Axial corresponde a una culminación antiformal y fomla parte de los mantos de corrimiento con vergencia Sur. Esta culminación antifon na l queda Limitada al n Orte por una gran fulla denominada Norpirenaica, que pone en contacto los materiales del zócalo con los de la cobertera,

® ", .

Surpirenaico

® 1'::"-"1 """IUUI"

Zona Surpirenaica falla Norpnoaica

I

-

FfenIe de cabaIg8mienIo

I

\O

... Figura 21.11 l os Piri neros. A. Unidades estructurales, donde se observa la doble vergenda (flechas) de la cadena. B. Corte geológico

muy simplificado del se<.tor central pirenaico, según una se<.ciÓn Sur·Norte.

Las cordilleras alpinas

interpretándose como resultado de un proceso de rifting durante el Cretácico Inferior. L as evidencias de movimientos extensionales (rifting) y compresivos (orogénesis), justifican el establecimiento en el sector pirenaico de una etapa distensiva y otra compresiva. La etapa distensiva se produce durante el C retácico Inferior, sincrónicamente con la aperrura del Atlántico; esto produce el estiramien to y adelgazamiento de la litosfera , como resultado de la tendencia del Bloque Ibérico a separarse de la placa Europea. Este proceso da lugar a un proceso de rifung, con formación de corteza oceánica en el golfo de Vizcaya y el desarrollo de fosas tectónicas más al Este, donde se acumulan sedimentos simultáneamente a la fase de extensión. La etapa compresiva tiene lugar desde finales del Cretácico hasta el Mioceno inferior, y su causa es la rotación antihoraria del Bloque Ibérico y su convergencia con la placa Europea. Como resultado del acortamiento se reactivan fracturas previas y, progresivamente, se fonnan grandes mantos de corrimiento. Durante la mayor parte de la fase de convergencia el Bloque Ibérico permanece solidario con la placa Africana frente a la placa Europea.

Esto sucede hasta que la región pirenaica es incapaz de absorber una mayor deformación, como resultado de la convergencia entre las dos placas. Esto provoca que el límite activo entre Eurasia y África se traslade al Sur, a zonas más débiles, y comience la formación de las Cordilleras Béticas que acruan como nuevo borde entre las placas Africana y Euroasiática, esta última incluyendo la Península Ibérica.

las Cordilleras Béticas Las Cordilleras Béticas constituyen la rama norte del Ürógeno Bético-Rifeño. Esta cadena montafiosa se extiende, con fo rma de herradura, a am bos lados del mar de Alborán (Figura 23.10), desde el estrecho de Gi braltar hasta las Islas Baleares en el lado Español, y por todo el Norte de Marruecos, Argelia y Túnez en la costa norte de África. Esta cadena rodea una cuenca marina (mar de Albo rán) en la que llega a desarrollarse una corte za oceánica en su parte oriental (véase Figura 23.2 ). La distribución de unidades es simétrica en ambas orillas del Mediterráneo, encontrándose las mismas estructuras pero con diferentes vergencias.

Si consideramos únicamente el segmen to Español de la cadena encontramos sucesivamente las siguientes unidades (Figura 23 .1 2): Una orla de sedimentos Neógenos poco deformados que pertenecen a las cuencas de sedimentación que rodean a esta cadena (por ejemplo la cuenca del G uadalquivir).

Otra orla de sedimentos Mesozoicos y Cenozoicos, que se apoyan sobre un zócalo o basamento metamórfico perteneciente al Macizo Ibérico, pero que nunca llega a aflorar en esta región y que representa la zona externa de la cadena. Estas zonas se engloban en el dominio Suribérico que tradicionalmente ha sido subdividido en varias unidades, que se pueden agrupar en dos grandes conjuntos: el Prebético y el Subbético. E l

..

2"

... Figura 23 .12 Principales 39'

,."

.....:!:=..... Fallas

en dirección

........... Cabal~mlentos Fallas normales

37'

1 y sedinootos _ 1~ Aocas YOIcánicas

Q

O

MAR

663

Anlepals Ibérico

Dominio SuriOértco

·i ~ Surco del Flysch

~' _ Complejo Malaguide

~~ CompIojo_"",~-"~Paridotitas

§_

Complejo Nevado. Filabride

:J6"

zonas de las cordilleras Béticas. Se han separado las unidades pertenecientes al dom inio de Alborán de las correspondientes al bloque Ibéri co.

664

CAP f TUL O 2 3 Geología de la Península Ibérica y Canarias

Prebético se caracteriza por una cobertera de depósitos de platafonna continental somera, que están afectados por una tectónica de fallas y cabalgamientos que muestran un nivel de despegue generalizado a nivel de los materiales del Triásico superior. El Subbético agrupa depósitos marinos de origen más profundo, que están fuertemente deformados mediante cabalgamientos ypliegues. Los cabalgamientos producen generalmente un apilamiento de las estructuras desde el Sureste hacia el Noroeste.

En la zona más occidental de la cadena, en los alrededores del estrecho de Gibraltar, se encuentra otra zona donde predominan los depósitos turbidíticos de tipo

® IBERIA

f1ysh.

Por último, y en todas las provincias de Andalucía central y oriental, afloran en las zonas próximas a la costa un conjunto de rocas metamórficas, que corresponden a la zona interna de la cadena y que se agrupan bajo la denominación de dominio de Alborán. Al igual que en las zonas externas esta región ha sido tradicionalm ente dividida en varias unidades (Malaguide, Nevado-Filabride y Alpujarridc) con diferentes características, en líneas generales en todas ellas se encuentran rocas pre-mesozoicas y mesoroicas metamorfizadas, en algunos casos bajo condiciones de alta presión y baja tempentura (por ejemplo en el dominio Nevado-Fi labridc) o de alto grado (Dominio Alpujarride). En la zona más occidental del Dominio de Alborán aparece un extenso conjunto de rocas ultrabásicas (peridotitas de Ronda).

La estructura de las unidades mencionadas es muy compleja, distinguiéndose cla ramente dos etapas; una primera colisional (Cretádca Superior-Oligoceno), en la que la corteza aumenta fuertemente de espesor, se produce metamorfismo de alta presión y se generan mantos de cabalgamientos y pliegues rumbados. La segunda etapa, más reciente (Mioceno), se caracteriza por el predominio de las estructuras extensionales, inicialmente dúctiles con milonitas asociadas y posteriormente frábtiIes con desarrollo de rocas cataclásticas de f-alla. Durante esta etapa se produce mcumorfismo d e baja presión; los datos indican que la descompresión y por tanto la extensión se produce muy rápidamente.

El contacto entre el dominio Suribérico y el dominio de A1bonín (Figura 23.13) es una estructura de primer orden, ya que probablemente representa el punto de unión entre dos micro placas diferentes, la microplaca de Alborán Y el Bloque Ibérico. Por todo lo que antecede parece evidente que las Cordilleras Béticas son una cadena montañosa peculiar, pues realmente son el resultado de la intencción a finales deJ Terciario entre tres unidades

.. .

IBERIA

"

.

' .-

,." " ,

@

'

.. ~"" - -"\ :

.

.......... -.. . ÁFRICA

© ... flgur. 2).1 J Evolución reciente de las Cordilleras Béticas en función de los movimientos de los bloques de Alborán, Iberia y África. El movimiento del bloque de Albarán hacia el Oeste es complejo. hay etapas donde se producen estructuras compresionales en su zona frootal y estructuras exteruiona les más hocia su interior (basado en Martínez Martínez y Azaflón. 1997).

diferentes: el Bloque Ibérico al norte, la placa Africana al sur y un bloque con fonna de cuña denominado bloque o microplaca de A1borán situado entre los dos anteriores.

El desplazamiento hacia el Oeste del domi nio de A1borán va originar en última instancia esta cadena, ya que produce el apilamiento y desplazamiento de las unidades externas hacia el noroeste en España y h acia el suroeste en el norte de África. Durante el movimiento hada el Oeste del dominio de Alborán se produce, al mismo tiempo, una extensión dentro de esta unidad que acabará conduciendo a su segmentación. Asimismo, a la formación de varias cuencas que tenninaran por fonnar la depresión que hoy en día está oc-upada por el mar de Alborán y más hacia el este permitió, probablemente, la fonnación incipiente de con eza oceánica. Por último, y

Las cordille(as alpinas

ya muy recientemente, parece que vuelve a existir una etapa de compresiva Que genera pliegues y produce movimientos direccionales en fallas antiguas.

La Cordillera Ibérica La Cordillera Ibérica pertenece a un tipo de cadenas montañosas que no se sitúan sobre los bordes de las placas, sino que se fonnan en el interior de éstas como consecuencia de las fuerzas transrrutidas hacia el interior desde los bor-

" , _. •

_...

"7.' '.

.:

:-O.".

~~l91iSS'

"'---<,':: , -:~~

'o?-

des activos. Estas fuef7..as producen deformaciones del basamento, generalmente conducidas mediante faUas, que a su vez deforman a los materiales sedimentarios de la cobertera. Por tanto esta cadena se caracteri7..a por presentar un zócalo o basamento formado por rocas paleozoicas, metamorfizadas, pertenecientes al M acizo Ibérico, que afloran en a1gunos puntOS de la cordillera (véase Figura 23.14), sobre el que se superpone, a ttavés de una discordancia, una cobertera fonnada por rocas sedimentarias mesozoicas. Las rocas mesozoicas se formaro n en las

• •••••• _.•• _••.•.•.

,,', _, __ , OÑO,:>:' ::' '____ '

n , .

-<:'--::: :::-:,::'-'

Q~~ H~~

_. _ . . . _

:"'-::j \, '::_:-:'::

:W,

. '.' --o· ----...... ........ ............... . . .. - ... .........

Mar Mediterráneo

............ . - . - . . . -..- . . ....... . . . . . . .................. .. . .. . . . . . . ................ . . . . . ......... . . . . . . . .. ......... j:::::::iCenozoico D

Mesozoico _

t!:l CenozoIco O Cobertera MesozoIca

Paleozoico

• Basamento

.. Agur. 2),14 Cordillera lbética.

A. Principales unidades. 8. Corte geológico transversal A-By C-D, se observa la doble vergencia de las estructuras y la implkadÓfl del basamento en las mismas (basado en Guimerá y Alvaro, '990).

- .. --. --. -. .

. . . . . .. . ...... .........

665

100 km A

•

666

CAP f TUL O 2 3 Geología de la Península Ibérica )' Canarias

cuencas sedimentarias generadas por los mo\~mi entos en la \·ertical de las fallas tardivariscas (ver introducción a este capítulo). Estas cuencas fonnaban parte de un gran surco sedimentario que se e"'tendía en ocasiones desde el actual golfo de Vizcaya hasta el golfo de Valencia. Tradicionalmem e, se ha separado un tegumento (materiales del Triásico Inferior) y una cobertera fon nada por el resto de materiales M esozoicos y los de1 Cenozoico Infe rior. Entre el tegumento y la cobertera existe un n¡,·e1 de despegue formado por los materiales plásticos (yesos y margas) del T riásico M cdio y Superior. Además, esta cadena se C3racteriz.:l por la ausencia de procesos metamórficos (excepto en la Sierra de Cameros), el eScaso desarrollo de foliaciones y la ausencia de rocas pl utónicas, aunque sí existen pequeñas cantidades de rocas volclnic:as.

C uando a comienzos del Oligoceno empiezan a transmitirse hacia el interior del Bloque rbérico esfuerl.OS desde los bordes activos lo suficientemente intensos, las fallas que afectaban al zóca lo y que anterionneme habían controlado la sedimentación comenzaron a reactivarse, actuando como fallas direccionales, faUas inversas y cabalgamientos que llegan a superponer IocaLnente el zócalo sobre la cobertera (Figura 23. 14B). La cobertera se adapta a los movimientos del zócalo mediante pliegues y llega en algunos casos a fon nar cabalgamientos de una cierta impo rtancia (Figura 23 .14B). Como los esfueT7..os se transmiten, sucesivamente, desde los bordes Pirenaico }' Bético, aparecen pliegues y cabalgamientos con varias orientaciones.

Hay que indicar también que, al mismo tiempo que se suceden las etapas compresivas, comienza a producirse ulla sedimenración molásica en ulla serie de pequeñas cuencas continentales distribuidas por varios pumos de la cadena (Figura 23 .14A). En el tránsito Mioceno InferiorMioceno Superior los procesos extensionales comienzan a dominar sobre los compresionales, que serán responsables, por ejemplo, de la fonn ación del surco de Valencia (Figura 23.2). En la Cordillera Ibérica esta etapa distensiva, que se extiende hasta la actualidad, daT'J. lugar a un conjunto de depresiones rellenas de materiales terciarios «:uencas de AJmazán, Ateca, Teruel, etc.) que compartimentan la C ordillera Ibérica (Figura 23. 14A).

reactivación de faUas precenozoicas. como consecuencia de las fuerzas transmitidas desde los bordes acti\·os. EstaS fallas se reactivan, generalmenlc, como fallas inversas de gran ánguJo o corno f<l llas direcciona les, delimitando grandes bloques de corteza clevados y hundidos. La Figura 23.1 5 muestra un ejemplo de este tipo de relia "es, el correspondiente al Sistema Central Español, donde los desplazamiemos verticales totales superaron los 4.000 metros. Los bloques elc\'ados dejan entre ellos zonas deprimidas que se rellenaron por los materiaJes procedem es de la erosión dc las zonas elevadas, y que dieron origen a algunas cle las cuencas sedimentari as terciarias del centro pen insular, como por ejemplo, las cuencas del D uero y del Tajo.

Las grandes cuencas alpinas Como ya se ha comentado, durante el Terciario el Bloque Ibérico resultó intensamente defonnado debido a su desplazamiento hacia el Este, como consecuencia de la apertura del Atlántico, y a su posición entre las placas Euroasiática y Mricana (collycrgencia Norte-Sur). En este contexto tectónico, además de la fonnación de las cadenas alpinas descritas en el aparrado anterior, tiene lugar la fonnación de varias cuencas sedimentarias. Unas asociadas COIl la fonnación de los relieves alpin os intraplaca, otras con la fon nación de las caden as de montañas de los márgenes del Bloque Ibérico y algunas otras con la extensión asociada a la fonnación del surco de Valencia. Así en las ronas del interior de la penín!>1Jla se fonllan las cu encas interiores intraplaca del Duero y T ajo. Por su parte, las cuencas del Ebro (eru re los Pirineos y la Cordillera Ibérica) y Guada1quivir (al sur del M aciro Ibérico y norte de las Béticas) son por su contexto geológico cuencas de ante país.

Otros relieves alpinos Los esfuerLOS tectónicos que se transmi ten durante el Cenowico desde los bordes activos del Bloq ue Ibérico hacia su interior no sólo dieron origen a la Cordillera Ibérica, sino también a una serie de relieves montañosos desarrollados sobre el basamento varisco, que en algunas ocasiones alcanzan grandes alruras. Entre ellos están: Sierra Morena, los Montes de Toledo. el Sistema Centra l Español, la Cordillera C antábrica y varias sierras de Galicia. En todos los casos estOS relieves se fonnaron generalmente mediante la

... Figura 23.15 Afloramientos de rocas metamórficas del

basamento varisco en el entomo de la Presa del Atazar (Mad rid).

(Foto: M. Pozo Rodñguez.)

Las grandes ruencas alpinas

Desde el punto de vista sedimentológico y a lo largo del Terciario, las cuencas del Duero y Tajo se caracteri z.1 ron por un predominio de los depósilOs continentales, la cuenca del Ebro por el paso de sedimentación marina a continental}' la cuenca del Guadalquivir por el canícter marino de sus depósitos.

Las grandes cuencas mencionadas son las más importantes de la Penísula Ibérica, pero existen muchas otras (Figura 23. 16), que se diferencian en función de su extensión (grandes, pequeñas), ubicación (borde o interior del M acizo Ibérico o de las cadenas alpinas), grado de defo rmación (intenso o casi nulo) y tipo de sedimentación (marina, continental).

Cuenca del Tajo La cuenca del Tajo se sitúa en la parte Sur de la zona central de la Pelúnsula Jhérica (Figu ra 23.3), tiene una forma triangular y limita al Norte con el Sistema Central Espailol, al NE con la Cordillera Ibérica, al Este con la Sierra de Altornira }' al Sur con los M ontes de Toledo (Figura 23. 17A). La cuenca del Tajo se puede considerar una cuenca intraplaca, compleja desde el puntO de vista estructural, generada po r la defonnación alpina; su evolución morfotectónica está condicionada por el sistema de fracmración tardivarisco. Los movimientos tectónicos diferenciales entre el M acizo Ibérico, los Montes de Toledo y el Sistema Central generados por las fuert.as transmitidas desde los bordes activos del Bloque I bérico, durante el Cenozoico, son los responsa bles de la geometría t ri angular de la cuenca.

Durante el O ligoceno Superior-Mioceno Inferior se produce la fo rmación de la Sierra de Altomira, constitui-

667

da por una serie de cabalgamientos vergentes al Oeste que dan IU!,tar a una cadena con o rientación N-S, la cual subdivide la cuenca del Tajo en dos unidades, la de mayor extensión }' localizada al Oeste es la cuenca de Madrid, la otra ubicada al Este se denomin:\ cuenca de Loranca o Depresión lntennedia.

La cuenca de Lor.mca está limitada al este por la Cordillera Ibérica, presenta un relleno de sedimentos pre y sinorogénicos en ambiente continental, con área madre en la Cordi llera Ibérica, de la que se considera una cuenca de amepaís conteniendo un registro sedimentario localmente plegado junto a rocas mesozoicas.

La cuenca de M adrid contiene un relleno de sedimentos terciarios con variaciones de potencias que oscilan entre los 3.500 metros en el sector occidental próximo al Sistema Central Español y los 2.000 metros en su zona centr"dl y oriental. La base de la sucesión terciaria, de edad Palc6gena. está fonnada por depósitos evaporíticos en las zonas centra les y evaporitas, car bonatos y depósitos sil icielásticos en los márgenes. Estos materiales paleógenos sólo afloran en los bordes de la cuenca y están en el resto cubiertos por los depósiros neógenos, que son los que m :t}'Otitanamente afl oran en superficie en la cuenca de M adrid.

Dentro del Neógeno de la cuenca de Madrid se han diferenciado tres unidades sedimentarias en el Mioceno (Inferior, lntenned ia y Superior) que son conjuntos litológicos genéticamente interrelacionados (véase Figura 23. 17B). La Unidad Inferior está cons tituida fundamentalmente por evaporitas (yesos y sales sódicas) y arcillas. La Unidad lmennedia, más compleja litológicamente, presenta principalmente carbonatos, arenas, niveles silíceos }' arcillas, destaca entre las últimas la cant idad y variedad de arcillas magnésicas de interés económico. La Unidad

... Flgura 23.16 Afloramiento perteneciente a depóSitos lacustres ne6genos en la cuenca de Calatayud.

Destaca la disposición horizontal de los estratos y su acusada cklicidad. (Foto: M. Pozo Rodríguez.)

668

C AP f TU L O 2 3 Geología de la Península Ibérica y Canarias

... figura 23.17 la cuenca del Tajo. A. ln cuencas de Madrid Y de loranca como in tegran tes de la cuenca del Tajo; obsérvense las distinLl5 unidades estructurales que limitan los bordes de la cuenca.

B. Corte geológico (A-S) idealizado de la cuenca de Madrid. 1. Zócalo paleozoico indiferenciado.

2. Zócalo granítico. 3. Mesozoico indiferenciado. 4 . Paleógeno.

S, 6 . Un idad inferior del Mioceno.

7. Unidad intermedia del Mioceno.

8. Unidad superior del Mioceno.

9. Unidad ttrcósica. las líneas quebradas representan rupturas sedimentarias tt eKttla cuencal (basado en Megítts, Ordoñez y Calvo, 1983).

.::.

,..

',o

:(

GUAIlAlAJAAA

•

MADRID

CUENCA DE MADRID

TOlEoo

PAlEOZOICO

"km

O ,

A A

~

B

~

• ,,

,

\f , "

• Superior la componen depósitos detríticos y carbonatos.

En las tres unidades destaca en el borde occidental el paso lateral a facies constituidas por arenas de composición arcósica y granulometría variable. Sobre los anteriores se han reconocido en las partes centralcs de la cuenca dos ciclos pliocenos sobreimpucstos compuestos de carbonatos y depósitos detríticos.

La evolución tectónica de la cuenca de M adrid, a lo largo del Neogeno, viene detenninada por el movimiento de las fracturas que limitan los bordes de la cuenca. La gran diversidad litológica de las áreas fuentes de esta cuenca (granitoidcs y rocas metamórficas en el Sistema Central Español y los Montes de Toledo, rocas sedimentarias con predominio de los carbonatos mesozoicos e n la Sierra de Altomira y Cordillera Ibérica) justifica la gran variabilidad com posicional y texrural de los sedimentos aluviales, fluviales y lacustres, así como sus regímenes deposicionales y tipos de secuencias.

Cuenca del Duero La cuenca del Duero se locali za en la pme norte de la zona central de la Península Ibérica (Figura 23.3); es la cuenca cenozoica de mayor extensión (50.000 km 2 ), con una potencia de sedimentos que alcanza los 2.000 metros.

El borde norte y este de la cuenca lo componen rocas mesozoicas y paleozoicas pertenecientes a la Cordilleras Cantabro-Pirenaica e Ibér ica respectivamente. E l borde oeste y NO limita con rocas metamórficas e ígneas del Macizo Ibérico, y en el borde sur con rocas ígneas y metamórficas del Sistema Central Español.

La cuenca del Duero ha sido considerada tradicionalmente como una cuenca intraplaca, aunque recientes resultados ponen de manifiesto que al menos en su zona None, desde el Eoceno, se ha comportado como una ruenca de antepaís ligada a la evolución alpina de la Cordillera Cantábrica. La cuenca está rodeada de sistemas montañosos de varias unidadcs morfoestructurales que le confieren

Las grandes cuencas alpinas

una cierta independencia durante el terciario. Estos márgenes se fonnaron como consecuencia de la orogenia Alpina y jugaron un papel importante en la evolución de la cuenca. La geometría de la cuenca del Duero se vio también fuertemente condicionada por las estructuras postvariscas del Macizo Ibérico.

El relleno sedimentario de la cuenca del Duero, durante el terciario, lo constiruren tres ciclos sedimentarios mayores, que se denominan; ciclo Cretácico-Paleoceno, ciclo Eoceno-Mioceno Inferior y ciclo Mioceno Medio-Mioceno Superior. Los sedimentos pertenecientes a los dos primeros se presentan de fonna punrual ligados a los bordes de la cuenca. El ciclo sedimentario Mioceno Medio-Mioceno Superior presenta la mayor extensión de afloramientos en la cuenca. La mayor parte del reUeno de la cuenca es de carácter continental, predominando los materiales siliciclásticos de diversa granulometria desde el borde de la cuenca hasta el centro, así como carbonatos y ycsos depositados prefere ntemente en las zonas centrales. La distribución de las facies mencionadas reflejan un modelo deposicional con desarrollo de abanicos al uviales en los bordes de la cuenca y ambientes lacustres en su región central, interpretándose como cuenca endorreica hasta el Plioceno-Cuaternario.

La individualización de la cuenca del Duero se inició a finales del Cretácico y principios del Terciario coincidiendo con las primeras manifestaciones de elevación del Sistema Central Español. Durante el Paleoceno el borde sur actuó pasivamente constiruyendo el área fuente de sistemas fluvial es anastomosados. Mientras en el SO la sedimentación era de tipo continental, en el SE tuvo lugar Ligada a abanicos aluviales con participación de aguas marinas; en el Norte y NE la cuenca pudo mantener comunicación oon una línea de costa marina en retroceso.

En el Eoceno la compresión con dirección NO-SE enfatizó el relieve del Macizo Ibérico en la zona centro de la Peninsula; el resultado fue la fomlación del relieve del Sistema Central, que separó definitivamente las cuencas del Duero y Tajo.

En el Eoceno superior-Oligoceno se estableció definitivamente un relieve positivo en el borde Sur, levantándose rápidamente los bordes Non:e y Este, lo que propició un activo desmantelamiento de las áreas madres, aportando gran cantidad de sedimentos. En los bordes Sur y Oeste la actividad fue menos intensa.

Durante el Neógeno el reUeno de la cuenca del Duero se realií'..a en un régimen extensional con desarroUo de sistemas fluvial es, fluviolacustre5 y lacustres. La litologías de las áreas madre, la tectónica diferencial actuando en los bordes de la cuenca y la evolución climática condicionaron el tipo de sedimentación en la cuenca.

Todo el conjunto sedimentario se halla afectado por un sistema de fracturas que individualizan bloques, condicionando el tra7..ado y tipo de las redes fluviales actuales.

669

Cuenca del Ebro La cuenca del Ebro se ubica en el NE peninsular presentando morfología triangular; está limitada al Norte por los Pirineos y al Sur y Este por la Cordillera Ibérica y Catalanides, respectivamente (Figura 23.3). La evolución de esta cuenca aparece ligada al emplazamiento de las láminas cabalgantes surpirenaicas durante el Paleógeno, la propagación hacia el Sur de la defonnación compresional provocó el despla7..amiento en el antepaís de las zonas cuencales más profundas (depocentros) de Norte a Sur, desde el Paleoceno hasta el Mioceno Superior. La defonnación final de la cuenca del amepaís meridional ruvo lugar durante el O ligoceno Superior-Mioceno Inferior, dándose en el Mioceno la actual configuración de la cuenca del E bro. La fonnación de la Cordillera lbérica y las Catalanides tuvo una gran influencia en el registro sedimentario de la cuenca en sus respectivos márgenes.

Aunque e1 borde meridional de la cuenca del Ebro fue activo tectónicamente durante el Paleógeno, su actividad fue menor comparada con la del margen pirenaico en ese mismo periodo, por lo que se puede considerar a los primeros, márgenes pasivos de la cuenca. La base del terciario es muy somera en la zona sur de la cuenca pero puede alcanzar los 5.000 metros en la zona norte lindando oon los Pirineos.

En relación con el comienzo de la fonnación de la cordillera Pirenaica, la primera cuenca del Ebro, precursora de la que conocemos acrualmente, se rellenó con depósitos marinos y continentales durante el Cretácico Superior-Paleoceno. Posterionnente hasta el Eoceno Superior la depresión principal del ante país meridional conectó con el Océano Atlántico, esto originó una extensa sedimentación marina en el norte de la cuenca pero de carácter continental en la región Sur de la misma. En el Eoceno Superior una regresión generalizada dio lugar al depósito de potentes evaporitas marinas (destacan las saJes potásicas). Desde esta época hasta el Mioceno Superior se convirtió en una cuenca cerrada. donde la sedimentación fu e continental. En este contextO la sedimentación detrítica en medio aluvial-fluvial fue predominante en los bordes de la cuenca, mientras que en la 7..Ona central se originaron depósitos fluvio-lacustre5 con carbonatos y yesos.

Cuenca del Guadalquivir La cuenca del Guadalquivir es una depresión abierta al mar, alargada con orientación ENE-OSO y rellena con sedimentos neogenos marinos (Mioceno-Plioceno), y en su parte baja cuaternarios. Acrualmente la sedimentación continúa bajo el nivel del mar en el Golfo de Cádiz..

Se localiza en el sur de la Península Ibérica a lo largo del flanco septentrional de las Cordilleras Béticas (Figura 23.3). Esta cuenca separa un antepaís emergido

670

CAP f TUL O 2 3 Geología de la Penlnsula Ibérica y Canarias

constituido por materiales del Macizo Ibérico de las Cordilleras Béticas al Sur, desarroUándose simultáneamente con el orógeno Bético.

E l margen septenrrional se caracteriza por una pro~ fundización gradual del basamento hacia el Sur debido a la existencia de una flexura del substrato denominada err6neamente en el pasado «hila del Guadalquivir». Esta flexura se muestra como una línea casi recta que separa níti~ damente las rocas de basamento del antepaís de los materiales cenozoicos marinos. Por el Este la cuenca está bordeada por montañas elevadas constituidas por materiales mesozoit"OS del Prebético, mientras que en el margen meridional de la cuenca se presentan colinas de escasa tOpografía, Prebéticas en el Este y Subbéticas en el Oeste.

La cuenca del Guadalquivir presema una potencia de sedimentos que varia enrre 500 merros en la zona oriental a los 1.200 metros en posiciones más occidentales. El relleno sedimentario está constituido princi palmente por aportes detríticos procedentes del Macizo Ibérico situado al norte, pero también, y especialmente en los momentos de máxima actividad orogénica, procedentes del avance de los mantos de corrimiento béticos situados al sur. Los sedimentos son en genera l finos}' predominan las marg<lS y las arcillas. L a mitad septentrional de la cuenca presenta afl oramientos autóctonos, la mitad meridiona l, por su parte, está fonnada de importantes de pósitos de olistostromas procedentes de deslizamientos del dominio Subbético y caracterizados por presentar materiales de edades mesozoica y cenozoica en diS?Osición caótica.

La cuenca del Guadalquivir es la expresión de una larg<l de presión (La depresión Bética) que se extendió entre el Océano Atlántico y el M editerráneo en el sur de la Península. La depresión Bética se originó cntre el O rógeno Bético en el sur y el ante país Ibérico al norte. Como en otras cuencas del amepaís, el margen pasivo (septentrional) se caracteriza por la progresiva profundización del basamento hacia el sur. El margen sur es sin embargo escalonado debido a su posición frente al activo cinturón cabalg<lnte Subbético.

A través de la mayor parte del M ioceno tuvo lugar una migración hacia el norte de los depocentros del antepaís como consecuencia d el desplazamiento del cinturon cabalgante Subbético en la misma dirección. Esta migración culminaría a fina les del Mioceno cuando se produjo un levantamiento generalizado de la zona central yoriental de la depresión, causando erosión de la cubierta sedimentaria en esa región y definiendo la geografía actual de la cuenca del Guadalquivir.

La cuenca del Guadalquivir actuó durante la mayor parte del Ne6geno como la conexión marina entre el Atlán tico y el M editerráneo, cerrándose finalmente durante el Mioceno Superior probablemente como un refl ejo de la denominada «crisis M essinicnse».

Actividad volcánica cenozoica La acti\>\dad volcánica reciente (Cenozoica) en la península y archipiélago canario no se encuentra asociada a bordes de placa (el C abo de Gata parece ser una excepción), por lo q ue a este vulcanismo se le denomina intraplaca. Además de las Islas Canarias, en la Península Ibérica existen numerosos puntos con evidencias de actividad volcánica reciente; destacan de manera especial tres zonas: Región de O lot, Campo de Calatrava y Cabo de Gata (Fi-

guro 23.3).

Península Ibérica 1. Región de O lot Esta zona volcánica se localiza en la provin cia de Gero na. Presentan sus afloramientos morfología triangular con presencia de fallas de dirección NO-SE que encuadran el desarrollo de fosas y vulcanismo. El o rigen de estos afloramientos volcánicos se relaciona con la activi dad magmárica, que se desarrolla como consecuencia de la tectónica extensional (tipo rift) que desde el M ioceno afecta al M editerráneo O ccidental. El desarro llo de fosas resultado de eta pas de distensió n pennitió el ascenso y desarrollo de un vulcanismo directo poco evo lucionado, existiendo pues una relación entre las directrices tectónicas y las alineaciones volcánicas. Aunque existen evidencias de rocas volcánicas de edad terciaria, la máxima acti vidad en esta región (grandes masas basálticas) se produce en el Cuaternario donde se construyen los edificios volcánicos mixtos que se pueden reconocer en la actualidad. La actividad volcá nica fue principalmente de tipo efusivo con la práctica ausencia de episod.ios explosi\'os relevantes.

2. Campo de Calatrava El vulcanismo del Campo de Calatrava se produce sobre el basamento varisco del M aciw Ibérico. Esta región volcá nica, con cerca de 200 centros de emisión, está localizada en la provincia de Ciudad Real, en una pequeña región que limita al Norte y Oeste con los Montes de Toledo, la Llanura M anchega al Este y Sierra Morena al Sur. La actividad volcánica fue predominantemente explosiva con abundantes depósitos piroclásticos lig<ldos a la actividad hidromagmática, responsable de frecuentes calderas. También se han registrado e pisodios efusivos asociados a una actividad de tipo estromboliano con un magmatismo de tipo básico alcalino y muy variado composicionalmente.

Se han diferenciado períodos de actividad er uptiva en el Mioceno Superior (de escasa entidad) y especialmente en el P lio-Cuaternario. Las rocas fonnadas en el

Actividad volcánica cenozoica

Mioceno Superior son ricas en fcld espatoides (leucititas olivínicas), mientras que durante el segundo período eruptivo (plioceno-Cuaternario) se forman basaltos oljvínicos alcalinos y nefelinitas o livínicas.

L os fenómenos volcánicos se relacionan con eta pas de distensión desarrolladas en el Cuaternario y que son contin uaci ón de las que durante el Terciario superior originaron las fosas, que tras su relleno dieron lugar a las cuencas miocenas de la región. El origen de las c uencas está en relación con la actividad tectónica sufrida durante el O ligoceno-M.ioceno In ferior, contro lado por fallas va riscas reactivadas en el Mioceno Superior. También se ha sugerido la posibilidad de que el Campo de Calatrava se formara como resultado de la actividad de un punto caliente (Hot-spot).

3. Cabo de Gata El C abo de Gata es la rona más extensa y con diferencia la más compleja del vulcanismo peninsular. Los aAoramientos volcánicos que se reconocen en la región fonnan parte de una amplia zona localizada bajo el mar de Alborán. E l magmatismo es de la serie calcoalcalina con formación de rocas volcánicas que oscilan entre andesitas y riolitas, predominando los términos dacítico-andesíticosoAdemás de rocas ligadas a diques, domos y coladas lávicas se han reconocido abundantes depósitos pirodásticos de diversa tipolog ía. E l origen de esta actividad volcánica se asocia con la evolución tectónica del Mediterráneo occidental durante el N eógeno. D e las diversas hipótesis sugeridas sobre el origen de este magmatismo, parece existir acuerdo en su relación con una fase distensiva .M..io-Pliocena, sin embargo hay discrepancias en cuanto a su relación o no con fenómenos de subducción contemporáneos en un borde convergente (Mar de Alborán). La más aceptada propone una colisión continental previa a un proceso extensional que ocurriría en varios estadios según las distintas fases de magmatismo. Esta actividad mag.nática ha sido datada entre 15 y 7,5 M a (Mioceno).

La presencia de carbonatos marinos intercalados entre los episodios volcánicos así como la existencia de depósitos hidromagmáticos se interpreta como una actividad volcánica desarrollada principalmente en un medio submarino o costero.

Las Islas Canarias E l archipiélago canario se considera un área volcánica compleja con un registro de actividad er uptiva que abarca los últimos 30 millo nes de años. Se han diferenciado tres grandes conjuntos litológicos relacionados con diversos períodos de intensa actividad volcánica, estos son: El Complejo Basal, Las Series Basálticas Antiguas y las Series Volcánicas Modernas.

671

a) El Complejo Basal Incluye el primer período íg.1CO hace 20- 30 millo nes de años. Aflora en algunas de las islas del archipiélago, constituyendo su substrato profundo; esto es el soporte sobre el que se han edificado las islas actuales. Está constituido por sedimentos marinos (siliciclásticos y carbonatados), rocas volcánicas submarinas, rocas plutónicas y un denso entejado filoni aIlo.

b) Series Basálticas Antiguas Corresponden al segundo episodio eruptivo, que se produce tras la emersión que sufrió el archipiélago coincidiendo con las etapas fi nales d e inyección filoniana. La actividad volcánica fue predomi nantemente subaérea constituida por coladas de basaltos de la serie alcálina con intercalaciones piroclásticas. e) Senes Volcánicas Modernas Comprenden el tercer ciclo eruptivo que se inicia tras un período de calma en la actividad volcánica. D estaca la heteroge.neidad en el tipo de rocas volcánicas formadas en las distintas islas del archipiélago. Así en L anzarote, Fuerteventura, Hierro y Gomera, las emisiones cuaternarias son exclusivamente basálticas, mientras que en Gran Canaria y Tenerife las rocas muestran una mayor variedad composicional que incluye traquitas y fonoli tas.

Las primeras et:lpas del orjgen de las Islas C anarias se pueden situar en el Cretácico Inferior, donde en ellugar que ocupan actualmente, tuvo lugar sedimentación detrítica tras la separación de las grandes placas de África y América. A fi nales del C rctiÍcico o comienzos del Cenozoico se desarroUó un vulcanismo submarino que originó apilamientos l.ívicos y que posiblemente Uegó a emerger, su actividad ígnea sería responsable de la in trusión de pequeños plutones y enjambres de diques, originando el Complejo Basal.

A principios del M ioceno la actividad tectónica Alpina daría lugar al desa rrollo de bloques sobre los que después se va a edificar la parte emergida de las correspondientes islas. Posteriormente en el Mioceno Medio se desarroUa un nuevo periodo eruptivo (Series Basálticas Antiguas) predominantemente subaéreo que sería responsable de la formación de grandes edificios volcánicos.

Tras Wla pausa que dura algwlos millones de años en Lanzarote y Fuerteventura, algo menor en Tenerife y casi inexistente en Gran C anaria, se inicia un nuevo período eruptivo (Series Volcánicas Modemas) vigente en la acrual idad. Los productos generados en este período son de naturaleza basáltica en las is las periféricas del archipiélago mientras que en las islas centrales (Gran Canaria, Tenerife y Gomera) además de rocas volcánicas básicas son abundantes los tipos sálicos (traquitas, fonoli tas) (Figura 23.18).

CAP f TUL O 2 3 Geología de la Península Ibérica y Canarias

672

lO"

r;;:=',:'===='"===-" Proporelón de emisiorl9s sálicas m <2'11.

~ >20'11.

~

_

2.5'11.

i

~besales

I

-!

I

I . ~ ~~ .

ISLAS PERiFÉRICAS

LA /

I ~ERA '-'::' \0.0.;1"" -'-!.c..

. ·f~

1"

..,

w--+'...''- ~

~

"

ISLAS

HIERRO \

".

I \,

F i

, ¡ \'\ '

TENER IFE

GRAN CANAR!A :

¡-;4

j:::~;¡

ENTRALES

1 )} ;4'

FUERTEVENTURA

1\

I~ I

,.1.

1'

Id

h$'

,

miCA

,..

".

50

100 ....

... Figura 23.18 Distribución de materiales sálicos (traquitas y fonolitas) en el vulcanismo cana rio.

Las diversas hipótesis sobre el origen de las Islas Canarias incluyen modelos térmicos (punto caliente) y tectónicos (fractura propagante y ascenso de bloques por acortamiento cortical), todos ellos justifican algnoos aspectos geológicos pero no son del todo satisfactorios. Recientemente se ha propuesto W1 modelo «unificador» que integra el modelo del punto caliente (reconocimiento de una anomalía térmica) y los relacionados con la actividad tectónica, que permiten explicar el drenaje de magmas mediante distensión y el ascenso de los bloques en un régimen compresivo y transcurrente (Figura 23.19). Así, según este modelo una antigua pluma residual sería responsable de la anomalía térmica que comenzaría en el Triásico, durante la apertura del Atlántico, actualmente en fase de agotamiento. Asimismo, la actividad tectónica,

Astenosfera A

e Pluma mantélica relicta .

... Figura 23.19 Formación de las Islas Canarias. A) Modelo térmico (punto caliente). B) Modelo tectónico. C) Modelo «unificador» contemplando aspectos tectónicos y de anomalia térmi ca residual (basado en Angu ita y Hernán, 2000).

Resumen

con alternancias de fases de distensión y compresión li gadas al magmatismo justificaría la elevación de las islas mediante una tectónica transpresiva, posiblemente del mismo tipo que originó la cordillera del Atlas en el con-

67J

tinente africano. Este levantamiento seria la respuesta a la dinámica compresiva durante la orogenia alpina de la Jjrosfera entre el continente africano y la litosfera oceánica en expansión.

Resumen

-----

• La Península Ibérica constimye en la acmalidad una pequeña placa tectónica (Bloque Ibérico) simada entre dos placas mayores, la placa Africana y la placa Euroasi:í.tica. En el Sur de la Península se puede separar Otra pequeña unidad independiente, el bloque de Alborán. Los límites de estas placas quedan defini dos por la actividad sísmica existente en ellos.

• Dentro de la Península Jbérica se distinguen varias unidades geológicas. PJ Macizo lbirico, una antigua cadena de montañas paleozoicas que en la actualidad está totalmente erosionada y que constituye el basamento del resto de las unidades geológicas de la península. Además se pueden individualizar cres cinrurones montañosos alpinos. Dos de ellos están siruados en límites de placas, son los PirintoS y las Cord;Ileras Béticas, y otro en el interior del bloque Ibérico, la Cordillera IbériCll. Asociados con estas cadenas existen dos cuencas sedimentarias, las cuencas del Ebro y del Guadalguivir.

• El Macizo Ibérico es1 á fonnado fundamentalmente por un conjunto de rocas sedimentarias paleozoicas }' precámbricas, metamomzaclas en mayor O menor grado, juntO con cantidades menores de rocas plutónil:as. Se pueden separar 6 zonas, una zona axial, una gran unidad alóctona y cuatro zonas laterales; estas últimas muestran \'ergencias opuestas y exhiben menar grado metamórfico y menor ...-olumen de intrusiones plutónicas hacia los extremos de la cadena. La cadena Varisca y por tantO el Macizo Ibérico se formaron durante los movimientos de placas que culminaron con la fonnación de Pangea a fina les del Paleozoico; es su evolución en detalle muy compleja, al intervenir varios terrenos :l1óctonos y existir varias zonas de sutura .

• Los procesos erosivos que conducen a la peneplani7..ación de la cadena varisca tiene lugar a fin ales del Carbonífero y principios del Pénnico. La etapa de fra cturnción tardivarisca y la aperturu del Atlántico, pennitió el desarrollo de grandes cuencas donde se depositllron poLentes series marinas. A finales del Mesozoico e incicios del Cenozoico la aproximación en-

tre las grandes placas Eurasiática y Africana da lugar en el Bloque Ibérico a la fonnación de las principales cordilleras alpinas: los Pirineos, las cordilleras Béticas y la Cordillera Ibérica. Los Pirineos son el resultado de una etapa distensiva seguida de otra compresiva a lo largo del Crctácico Inferior-Mioceno Inferior. ÚI apertura del Atlántico y la convergencia entre el Bloque Ibérico (solidario con la placa africana) y la Euroasiática, condujo a la fonn ación de la cadena alpina.

Las Cordilleras Béticas se fonnaron fundamental mente por el desplazamiento del bloque de Alborán hacia el O este, y más recientemente por los movimientos de convergencia encre África y Eurasia.

La Cord ilJera Ibérica, una antigua zona de rift mesozoiea, se originó por las fu enas transmitidas hacia el interior del Bloque Ibérico, primeramente desde los Pirineos y posterionnente desde las Cordilleras Béticas.

• Las fuerza s transmitidas hacia el interior del Bloque rbérico desde sus bordes durante el ciclo alpino provocaron la reactivación de antiguas fa llas tardivarsicas del basamento. El movimiento de estas fa llas pnxl ujo la fo rmación de una serie de bloques elevados que dan lugar a los relieves alpillos del Macizo Ibérico, por ejemplo, el Sistema Central Español , los Montes de Toledo, la Cordillera Cantábrica, y de bloques hundidos que originan cuencas de sedimentación intraplaca, como las cuencas del Duero y Tajo.

• Las cuencas del Duero y Tajo se asocian a los relieves alpinos i,ntraplaca. Las cuencas del Ebro y Guadalquivir están ligadas a la fonnación de cadenas montañosas en los bordes del Bloque Ibérico, denominándose de antepaís. Las cuencas del Duero y Tajo se independizan como resultado del desarrollo del Sistema Central Español durante el Eoceno. El relleno sedimentario de estas cuencas está constiruido por sedimentos siliciclásticos, carbonatos y evaporitas, que se depositan en ambienles continentales (aluvial, flu vial y lacustre) en el Paleógeno y sobre todo en el Neógeno. La cuenca del Ebro muestra una evolución ligada a la de los Pirineos y a la de la Cordillera Ibérica, con lU1a sedimcntllción pale6gena marina y otra pre-

674

CAP f TUL O 2 3 Geología de la Península Ibérica y Canarias

dominantemente continental a partir del Mioceno.

L a cuenca del Guadalquivir es una típica cuenca de antepaís rellena con sedimentos finos (arcillas y margas) de positados en condiciones marinas a lo largo del Ncógeno, época en la que actúa como conexión entre el Atlántico y el Mediterráneo hasta el Mioceno Superior. e

L a actividad volcánica cen07.Qica en la Península Tbérica e Islas C anarias es, con la excepción de C abo de Gar-d, de tipo intraplaca. En la península destacan por su extens ión la región de O lot, Campo de C alatrava y Cabo de Gata. En O lot y Campo de C alatrava la princi pal actividad volcánica tiene lugar en el Plioceno-

Cuaternario, ligada a episodios distensivos a través de fracturas previas. Cabo de G ata muestra una compleja actividad volcánica de carácter calcoalcalino y edad Mio-P liocena, ligada a la evolución del M editerráneo occidental durante el l'eógeno.

Las Islas Canari as muestran un r-egistro de actividad volcánica en los últimos 30 millones de años, pasando de un vulcanismo submarino inicial a otro subaéreo que continúa en la actualidad .

Su origen es controvertido y se h a propuesto un modelo «unificador» que integra el papel jugado por la tectónica (fractura propagante, ascenso de bloques) y una pluma térmica en rnse de extinción.

Preguntas de repaso 1. ¿Cuántas unidades geológicas pueden distinguirse en la Península Ibérica?

2. ¿Dónde se sinían los límites de placas en la Penmsula Ibérica y de qué tipo son?

3. ¿Cómo explicaría los terremotos que se producen en el imerior de la Placa Ibérica, alejados de sus límites?

4. ¿Dónde se sinían las zonas con mayor desarrollo de rocas metamórficas en el Macizo Ibérico y en los Pirineos? ¿Se pueden interpretar de la misma manera?

s.

Explique brevemen te qué diferencias geológicas existen entre los Pirineos y el Sistema Central.

6 . ¿ Es simultánea la fonnaci ón de los Pirineos y de las Cordilleras Béticas? Razone la respuesta.

7. Dibuje en un mapa de la Península Ibérica el contorno de las grandes cuencas ceno7.Qicas. ¿Po r qué presentan morfologías distintas?

8. ¿Cómo se puede justificar la existencia de materiales sedimentarios en los l1l~ rgenes de la cuenca del Tajo y del D uero?

9. Realice un esquema con las características de las zonas volcánicas de Olot, Campo de Calatrava y Cabo de Gata. ¿Cuáles son las diferencias más significativas?

10. A lo largo de su historia geológica, ¿ha sido homogénea y continua la actividad volcánica en el archipiélago C anario?

Ténninos fundamentales A1pujarrides Bloque Ibérico Cabo de Gata Campo de Calatrava cordi llera Ibérica cordi lleras Béticas cuenca de Loranca cuenca de Madrid cuenca del Duero

cuenca del Ebro cuellca del Guadalquivir cuenca del Tajo cuencas ¡ntraplaca cuencas deantepaís Gondwana Islas Canarias Laurasia Macizo Ibérico

Malaguides Nevado-Filabrides Orógeno alpino Orógeno varisco Pangea Pirineos Prebético Región de O lot Rodilla Astúrica

Sistema Central Español Subbético 7.Qna Asturoccidental Leonesa zona Cantábrica 7.Qna Centro-Ibérica zona de Ossa-M orena 7.Qna Sur Portuguesa

Recursos de la web

675

Recursos de la web La pági na Web &mh utiliza los recursos y la fl exibilidad de Internet para ayuda rle en su estudio de los temas de este capírulo. Escrito y desarrollado por profesores de Geología , este sitio le ayudará a comprender mejor esta ciencia. Visite h ttp://www.librosite.netltarbuek y haga clie sobre la cubierta de Ciencias de In Tirrm, ocInva edición. Encontra rá:

• Cuestionarios de repaso en linea.

• Refl exión crítica y ejercicios escritos basados en la .... eb.

• Enlaces a recursos web específi cos para el capítulo.

• Búsquedas de ténninos clave en toda la red. h ttp://www.librosite.netltarbuek

APÉNDICE A

Comparación entre unidades métricas y británicas litros litros ga lo nes

UlÚdades 1 centímetro (cm)

= = =

1 oru lb (oru)

~

1 pie (ir) 1 pulgada (in) 1 milla cuad rada (mil ) 1 kilognomo (kg) I libra (lb) I braza

~

1 kiló m etro (km)

1 metro (m)

= = ~

= =

1.000 metros (m)

100 centímetros (cm)

multiplique iXlf:

onzas gnomos

libras kilogramos

pulgadas pies metros

yardas metros

millas kilómetros

2,54 0,39 0,30 3,28 0,9 1 1,09 1,6 1 0,62

2,205

Cuando quiera com'ertir grados Fahrcnheit eF) a grados Celsius eC), reste 32 grados y divida por 1,8.

para obtener:

cenumetros pulgadas metros

p''''

metros yardas kiló me tros millas

C uando q uiera convertir grados Celsius (oC) a grados Fahrenheit (0F), multipliq ue por 1,8 y sume 32 grados.

C uando quiera convertir grados Celsius (oC) a K elvins (K), elimine e l símbolo de grado y sume 273. Cuando q uiera convertir Kclvins (K) a grados Celsius eC), añada el símbolo de grado y reste 273.

Área pulgadas cuadradas centíme tros cuadrados

pies cuadr-ados metros cuadrados m illas cuadradas kilómetros cuadrados

6,45 0, 15 0,09 10,76

2,59 0,39

16,38

centímetros cúbicos

0,06 0,028 35,3 4,17 0,24

mi Uas cúbicas ki lómetros cúbicos

200

'"

'''' 'so

so

'70

06' 'so

"1=_

70

' 40 -

$ '-

60

' 2O-= -

SO

'"

40

' 30

90

centímetros cuadrados pulgadas cuad ra das metros cuad rados pies cuad rados kilómetros CU:l.drados miUas cuadradas

30

SO

70

- "1=_

centímet ros cúbicos pulgadas cúbicas metros cúbicos pies cúbicos ki lómetros cúbicos millas cúbicas

20

60 50 -

= -

30

~

Figura A.l Comparación entre las escalas de temperatura Fahrenheit y Celsius.

-'.

10

,

40

pulgadas cúbicas metros cúbicos

" lO

20'

100

Volumen pies cúbicos

gnomos onzas kilogramos libras

28,35 0,035 0,45

Temperatura

Longitud centímetros

cuarto de galó n Galones Litros

Masas y pesos

0,39 pulgadas (in) 5.280 pi.,; (ft) 12 pulgadas (in) 2,54 centímetros (cm) 640 acres (a) 1.000 Il',mos (g) 16 onzas (oz) 6 pies (ft)

Conversiones Cuando quiera convertir:

1,06 0,26 3,78

--------

Glosario Afluente yazoo

Abanico aluvial (alluvial fan) Depósito de sedimentos en fonna de abanico que se crea cuando la pendiente de una corriente fluvial disminuye abruptamente.

Abanico aJuvial

Abanico submarino (Jeep-sea fan)

Depósito en forma de abanico en la base del talud continental. El sedimento es rransponado hasta el abanicó por las comentes de rurbidez que discurren por los (;aIIOnes ~1.1 bm a riIl OS .

Ablación (abJation) Ténllino gener:al para describir la pérdida de hielo y nieve

de un glaciar.

Abrasión (abrasion) disgreg:u:ión)'

lijado de una superficie rocosa por [a fricción y el imp3cto de las partículas de roca transportadas por el agua, el viento y el hielo .

Acanaladuras (rills) Diminutos cauces que se desarrollan por corrientes no

confinadas.

Acantilado litoral (wave-cut cLiff) Farallón orientado hada el mar a lo b rgo de una línea de costa empinada fomlado por la erosión de las olas en su base y por procesos gravitacionales.

Acuicludo (aquitard) Capa impenncable que obstaculiza o impide el movimiento del agua subterránea.

Acuífero (aquifer) Roca o sedimento a través del cual el agua subterránea se mueve ron facilidad.

Afluente yazoo (yazoo tributary) Afluente que fl uye paralelo a la corriente pri ncipal por la existencia de un dique natu ral.

",",, - I

Agua subterránea (groundwater) Agua en la zona de saturación.

Alimentación de playa (bcach nourishment) Proceso en el cual se añaden grandes cantidades de arena al sistema de la playa para compensar las pérdidas causadas por la erosión de las olas. La fornlación de playas mar adentro mejora la calidad de la playa y la protección cOlUra las tonnentas.

Altura de onda (wave height) D istancia \'errical entre el valle y la cresta de una ola.

Aluvión (aUuvium) Sedimento no consolidado depositado por un río.

Ambiente deposicional (enviconment o f deposition) Lugar geográfiro donde se acumulan los sedimentos. Cada lugar se caracteriza por una rombi nación panicular de procesos geológicos y condiciones am bientales.

Ambiente sedimentario (sedimentary environment) Véase fl1/1bimtt dtposüümnl.

Ángulo de reposo (angle of repose) Ángulo lími te a panir del cua l el maten::!l suelto rueda pendiente abajo.

AnticlinaJ (anticline) Pliegue de est::ratos sedimentarios que recuerda a un arco.

Antracita (anthracite) Fonna dura y metam6rfica del carbón que se quema limpiamente y produce calor.

Arco de islas volcinicas (volcanic isJand are) Cadena de islas volcánicas, en general s.iruadas a unos pocos centenares de kilómetros de una fosa en la que hay sub<Iucción activa de una placa oceánica por deoojo de otra.

Arco insular (island are) Véase Arro de islns voktÍuicns.

Arco de islas volc;inicBs

Arco litoral (sea areh) Arco fonnado por la erosión de las olas cuando excava en los lados opuestOS de un frente de tierra.

Arco volcánico continental (continental volcanie are) M ontañas fonnadas en pane por la actividad fgnea asociada con la ~1.lbducci6n de la litosfera oceánica por debajo dc un continente. Son ejemplos los Andes y la rordilJera Cascarle.

Arcosa (arkose) Are nisca rica en feldespato.

Arista (arete) Crest:l t:Suecha en fomla de cuchillo que separa dos valles glaciarcs adyacentes.

Arranque (plucking) Proceso por medio del cual fragmentos de las rocas subyacentes son transponadas fuera de su lugar por un glaciar.

Arrastre (swf) T énnino colectivo para designa r los rompientcs; t:l mbién para

679

680

G LO SA RIO

dcsignar la actividad de las olas en e! área comprendida e utre la línea de COSta yel límite externo de los rompientes.

Arrecife de coral (coral ree!)

Estructura formada en un ambiente oce:inico cálido, somero e iluminado por el Sol que está formado principalmen te por los restos ricos en calcio de los corales, asf como por las secreciones calir..a5 de las algas y las partes duras de muchos otros pequeños organismos.

Asimilación (assimilarion) En la actividad ígnea, proceso de incorporación de roca caja en un cuerpo magmático.

Aste.nosfera (asthenosphere) Subdivisión del manto siruado debajo de la litosfera. Esta zona de material dúctil se encuentnl a wta profundidad de unos 100 kilómetros y en algunas regiones se extiendc hasta los 700 kilómetros. Las rocas que hay dentro de esta zona se defonnan con facilidad.

Asteroide. (asteroid) Uno de los millares de pequeños cuerpos planetarios, cuyo tamailo oscila entre unos cuantos centenares de kilómetros y menos de un kilómetro de diámetro.

Las órbitaS de la mayoría de los asteroides se encuentra n entre las de Marte y J úpiter.

Atmósfera (atmosphere) Porción gaseosa de un planeta, el envoltorio de aire del planeta. Una de las subdivisiones tradicionales del ambiente físico tcrrcstre.

Atoló n (atoD) Arrecife con fanna de aniUo casi continuo que rodea una b guna central.

/ Atolón Átomo (atom) La menor pan:ícula que existe como elemento.

Aureola metamó rfica (aureole ) Zona o halo metamórfico situado en la roca ellcajam e que rodea a una intrusión ígnea.

Avalancha de rocas (rock avalanche) M ovimiento muy rápido de rocas y detritos pendiente abajo. Estos movimientos rápidos pueden ser

ayudados por una capa de aire atrapado debajo de los detritos, y se sabe que han alcanzado \'elocidades que SUI>cran los 200 lcilómetros por hora.

Bajada (bajada) Franj:l de sedimentos a lo largo de un frellte de montaña creado por la roalescencia de abanicos aluviales.

Balance glacial (glacial budger) Equilibrio, o fa lta de equilibrio, entre la formación de hielo en el extremo sUI>cnor de un glaciar y la pérdida de hielo en la zona de abl3ción.

Bandeado gnéisit..'O (gncissic tcxture) Textura de rocas metamórficas en la Que los silicatos oscuros y daros están separados, dando a la roca un aspecto bandeado.

Barján (barchan dune) D una de arena independiente con fomla de cuarto creciente cuyas puntaS señalan en la dirección del viento.

Sarján

L

Barra (bar) T énnino común para los depósitos de arena y gra, 'a en el cauce de un río .

Barra de bahía (bayrnouth bar) Barra de arella que atraviesa completamente una bahía, aislándola del cuerpo principal de agua.

•

Basalto (basah) Roca ígnea de grano fi no y composición lIláfica.

Batimetría (bathymetry) Medición de las pro fundidades oceánicas y cartografiado de la topografia del fondo oceánico.

Batoliro (batholith) Gran masa de rocas fgneas que se ronnó cuando el magnJa se emplazó en profundidad, cristalizó y posterionnente quedó expuesto como consecuencia de la erosión.

Bcnna (bcml) ZOlla scca con una ligera incli nación en la playa alta, al pie de los acantilados litorales o las dunas.

Bioquímico (biochemica.l) 'Tipo de sedimento químico que se forma cuando sales disueltaS en el agw¡ precipitan l)(Ir la acci6n de organ ismos. Los caparazones son ejemplos comunes.

Biosfera (biosphe re) Totalidad de las fonnas de vida que hay sobre la Tierra.

Bloque errático (glacial erratic) Bloque tran~portado por el hielo que no proviene del lecho rocoso próximo a su posición actual.

Bomba , 'Olcánica (\'Olcanic bomb) Fragmento piroclástico y aerodinámico expulsado desde un \'01c:ín mientras está roda vfa scmifundido.

Borde continental actil'O (acti,·e continental margin) Habitualmente estrecho y formado por sedimentos muy defonnados. Este tipo de bordes se encuentra n donde la litosfera oceánica subduce por debajo de! borde de un continente.

Borde de fulJa transfonnante (transfonn fuult boundary) Borde en el cual dos placas se deslir..an una con respecto a la Otra sin crea r ni destruir litosfera.

Bana de bahfa

Barra de meandro (point bar) Acumulación de arena y grava en forma de cuarto creciente depositada en el imerior de un me:mdro.

....

Barra de meand\ ~ro~

Borde. de placa convergente (convergenr pIare boundary) Borde en el cual dos placas se juntan, haciendo que una de las placas de la litosfera sea empujada por debajo de una placa ~""U prayacente y acabe siendo reabsorbida

GLOSA RIO

en el manto. También puede implicar la colisión de dos placas continentales panl crear un sistema montañoso.

Caldera (caldera) G ran depresión normalmente causada por hundimientO de una cámara magmática.

Borde convergente

Borde de placa divergente (ruvergcnt p late boundary) Borde en el cual dos placas se: separan, lo que moti\'a el ascenso de material desde el manto para crear nuevo suelo oceánico.

Borde divergente

Brecha (bn.."Ccia) Roca sedimentaria compuesta de fragmentos angulosos.

Brecha lunar (lunar bf'ttcia) Roca lunar formada cuando los fragmentos angulosos y el pol\'o se funden por el calor generado como consecuencia del impacto de UII meteorito.

Brillo (lustcr) Aspecto o calidad de la luz reflejada en la superficie de un mineral.

Buzamiento (rup) Ángulo de inclinación de una capa de roca o una fa Ua medido desde la horizontal. La dirección de buzamiento se detcm una en ángulo recto con la dirección de la capa.

Cabalgamiento (thrust fault) Falla in\"ers3 de ángulo pequeño.

...,

Cabalgamiento

-,

-

Cabecera (head) Principio o zona de origen de una com ente.

Cabellera (coma) Componente gaseoso y borroso de la cabeza de un cometa.

Calicbe (calichc) Capa dura, rica en carbonato cálcico, que se forma debajo del horizonte B en los suelos de las regiones áridas.

Campo de nieve (snowficld) Área donde la nie\'e persiste durante todo el año .

Cañón submarino (submarine canyon) Extensión en dirección al mar de un valle que fue cortado en la plataforma continental dUnlnte una época en la que el nivel del mar era inferior, o un cañón excavado en la plataforma continental externa, talud y e1evllción continental por las corrientes de tu rbidez.

Capa (bcd) Véase estratos.

Capa activa (active layer) Zona situada por encima del pennafrost que se derrite en \'enno y se vuelve a helar en invierno.

Capa D (D" layer) Región situada en los primeros 200 kilómetros del manto en la que las ondas P experimenl:llll un ellorme descenso de la velocidad.

Capacidad (capacity) Cantidad toral de sedimento que unll corrieme de agua es capaz de transportar.

Capacidad de infiltración (infLltration capacity) Velocidad mixima a la cual el suelo puede absorber el agua.

Capas concordantes (conformable layen) C apas paralelas de roca que se depositaron sin interrupción.

Capas de base (bottomset bcd) CApa de sedimento fino depositada más aUá del borde de avance de un delta y luego enterrada po r el continuo crecimiento del delta.

Capas de techo (topset bcd) CApas sedimentarias esencialmente horizontales depositadas en la parte superior de un delta dUnlnte unll crecida.

Capas frontales (foreset bed) Ca~ inclinada depositada 11 10 largo del frente de un delta.

681

Captura (stream piracy) Desviación del cauce de una corriente de agua como resultado de la erosión remontante de otra corriente.

Cara de deslizamiento (slip mce) Superficie empi.nada y a sotavento de una duna de arena que mantiene una pendiente de unos 34 grados.

Carbón bitwninoso (bituminous coal) La forma más común de carbón, a menudo de nominada carbón negro blando.

Carg:¡ de fondo (bcd load) Sedimento desplazado a lo largo del fondo de un rio por movimiento del agua, o partículas desplazadas a lo largo de la superficie del suelo por el \'Íento.

Carga disuelta (dissoh"ed load) Porción de la carga de una ro rriente de agua tr:lnsportada en solución.

Carga en suspensión (suspended load) Sedimento 6no transportado dentro de un cuerpo de agua O aire que fluye.

Casquete polar (ice cap) Masa de hielo glaciar que cubre una tierra elevada o una mcsct1l y se exp~ n de desde allí en sentido radial.

Catarata (watetfall) Salto abrupto en el cauce de una corriente de agua que hace que el agua caiga a un ni\'el inferior.

Catastrofismo (catastrophism) Hipótesis que propone que la lierra se modeló mediante acontecimientos catastróficos de naturaleza br~·e.

Caudal (discharge) Cantidad de agua de una corriente que atraviesa un pun to dado en un periodo concreto.

Ca,"ema (cavem) C ámara sublemnea fonna da naturalmente o conjunto de cámaras producidas 11l mayor pan:e de las veces por disolución de calizas.

Cementación (cementllltion) Una de las fonnas mediante las cuales se litifican las rocas sedimentarias. Confonne el material precipita del agua (Iue se infiltra a través del sedimento, los poros se van rellen ando y los constiLUyentes se reúnen en una masa sólida.

Centro de expansión (spreading center) Véase bortú dt placll divtrgDltt.

Chimenea (pipe) Conducto \Fertical a través del cual han pasado los materiales magmáticos.

Chimenea (tronera) (l'ent) Aberrura en la superficie de un conducto o U!la chimenea.

682

GLOSA RI O

Chimenea Liroral (sea stack) Masa aislada de roca situada juSto aliado de la costa, producida por la eros ión de las olas de un promontorio.

ejemplo la provincia Val1ey and Ridge de Jos Ap:ll:lches.

Circo gladar (cirque) Cuenca en forma de anfitC3rro sim ada en la cabecera de un \-al1e glacia r, producida por la erosión dd hielo.

Cizalla (s!tear) Par de fuer/.as que hacen que dos partes adyacentes de un cuerpo se deslicen una con respecto a la

o.....

Cielo de las rocas (rock cycle) Modelo que ilustra d origen de los rres tipos básicos de rocas y la interrelación de los materiales y los procesos de la Tierra .

Cielo de Wilson (WUson cyele) Véase rirlo rkl stlptrroflúnmtr.

Ciclo del supercontincnte (supcrconrinent cycIe) Idea de que la fracturad6n y disper.o;i6n de IIn superconti.nente va seguida por W l largo periodo durante el cual los fragmentos se reúnen de manera gradual en un nuevo supercontinente.

Ciclo hidrolúb"¡co (hydrologic cyclc) Circulación indefi nida del agua en la Tierr.¡. El ciclo es impulsado por la energía dd Sol Yse caracteriza por intercambios continuos de agua ellrre los lX:éanos, la aunósfera y los conti ne ntes.

Ciénaga (backswamp) Zona mal drenada en una llanura de in undación que aparece cuando ha), diques naturales.

Cinturón de humedad del suelo (belt of soil moisture) Zona en la cual el agua se COn5erv:.l. como una película sobre la superficie de las partículas del suelo y puede ser utilizada por las pl:mt:!s o retirada por evaporación. La parte más alta de la zona de ai reación.

Cinturón de Kuiper (Kuipcr belr) Región fuera de la órbita de Nepruno donde se cree que se origina la mayoría de los oomeras de período cono.

Cinturones de pliegues y cabalgamientos (fold-and-thrusr belts) Regiones en el interior de los sistemas montañosos rOnlladas por compresión en las que grandes áreas se han acortado o han engrosado por medio de pliegues y fa Uas, como por

Clima seco (dry climate) Clima en el cual la precipitación anual es menor que la pérdida potencial de agua por evaporación.

Col o collado (col) Paso entre valles montañosos.

Colada aa (aa fIow) Tipo de (.1)lada de lava que tiene Ulla superficie dent:lda fonnada por hloques irregulares.

Colada de barro (mudflow) Véase Pll)D dt Jnn¡biQS.

Colada de bloques (block lava) Colada con una superficie de bloques angula res asociad:l con ma teriales con composiciones andesítica y rioHtica.

Colada piroclásrico (pyroclasric flow) M ezcla muy caliente, en gran medida de cenizas y frab'mentos de pumita, que descicnden por los flancos de un \'olcin o a lo largo de la superfi cie del terreno.

Coladas basálricas (fload basalts) Torrentes de lava basáltica que surgen de numerosas grietas o lisuras, frecuentemente cubren amplias áreas con potcncias de cemenares de metros.

Colapso gravitadonal (gravitational coUapse) Subsidencia gradual de las montañas causada por la expansión del material dúctil situado en la profundidad de estas estructuras.

Color Fenómeno de la luz por medio del cual pueden diferenciarse objetos por lo demás idénticos.

Color de la J"llya (streak) Color de un m ineral en fonna de polvo.

Columna (oolumn) Estructura lclrstica que se fonna cuando se unen una estalactita y una esta lagmita.

Columna de erupción (cruprion (:olumn) Columna de gases calientes llenos de cenizas que pueden extenderse millares de metros en la atmósfera.

Combustible fósil (fossil fuel) TénllinO general para designar cualquier hidrocarburo que pueda utilizarse como combustible, e ntre ellos el carbón, d petróleo. el gas natural, arenas asfálticas y luritas bituminosas.

Cometa (oomct) Pequeño cuerpo que generalmeme gira alrededor del Sol siguiendo una órbita elíptica muy alargada.

Compactación (oompacrion) Tipo de litifi cación en la cual el peso del material suprayacente comprime los sedi mentos enterrados a mayor profundidad. Es más importante en las nx:as sedimentarias de grano fino como la lutita.

Compensación isosrárica (isostatic adj ustrnent) Movimiento de la litosfera cuando se añade o elimin a peso. C uando se añade peso, la litosfera responderá mediante subsidencia y cuando el peso se elimina habrá levantamiento.

Competencia (comperence) Tamaño de los granos más grandes que tina corriente de agua puede transpo rtar; factor dependiente de la velocidad.

Complejo de diques en capas (sheeted dike complex) Gran agru pamiento de diques casi paralelos.

Comple jo ofiolírioo (ophiolite complex) Secuencia de rocas que constiruyen la corteza oceánica. La secuencia con tres unidades consiste en una capa superior de basaltos almohadillados, una zona intermed ia de diques y una capa inferior de ga bros.

Composición andcsítica (andesiric composition) Véase composiriÚlI imrrmtdin.

Composició n basáltica (basal tic composition) Grupo composicional de rocas ígneas que indica que la roca contiene una cantidad sustancial de silicatos oscuros y plagioclasas ricas en calcio.

Composición félsica (felsic oomposition) V éase rr.rmfXJ!iciÚlJ gra"íticn.

Composición gnnítica (graniric composition) Grupo composicional de rocas ígneas (Iue indica que la roca está compuesta casi en su totalidad por silicatos claros.

GLOSA RIO

CQmposici6n intennedia (intcnncwate composition) G rupo composicional de rocas ígneas, que indica que la roca contiene al menos un 25 por ciento de silicatoS oscuros. El otro mi neral domina nte es la plagioclasa.

Compooidón má6ca (mafic composition) Véase cumposin'ó" bastí/rira.

Composición ultramá6ca (ultramafic composition) Grupo composicional de rocas ígneas que contiene, pri nci palmente, olivino y p iroxeno.

Compuesto (compound) Sustancia fom lada por la combinación química de dos o más elementos en proporciones definidas que normalmente tiene propiedades diferentes a los elelllentos constiruyemes.

Concordante (concordanr) Ténnino utilizado parn describir masas ígneas intrusivas que se dispo nen paralelas a la cstrntificaci6n de la roca cncajante.

Conduoción(conduction) Transferencia de calor a 11"a\'és de la materia por la actividad molct.-ular.

Conductividad hidciuJjca (hydraulic conductivity) Factor relacio nado con el flujo de aguas subterráneas; es un coeficiente que tiene en cuenta la pcnneabilidad del acuífero y la viscosidad del fluido.

Conducto (conduit) Aberlllrn en forma de tubo a través de la cual el magma asciemle hacia la superficie terrestre. Tennina en una aberturn superficial denominada chimenea.

Conglomerado (conglo merare) Roca sedimentaria compuesta de granos redondeados del ta maño de la gr:n'll.

Cono compuesto (composire cone) Vulcán constituido a la Ve? por colad1s de lava y por material pirodástico.

Cono de cenh·.as (cinder cone) Pequefio volcán fonnado fundamentalmente por fra gmcm os de la\'a expulsados que están compuestos en su mayo r parte de lapi/Ji de.! ta maño de 1Ul guisante a una nuez.

683

removilizado de la platafonlla y el ralud contim:mal.

Comente de turbidez

Cono de depresión (cone of deprcssion) Depresión en fonna de cono del nivel freático que aparece alrededor de un po7.0 o de un sondeo.

Cono d.e escorias (scoria cone) Véase cuno de enlizas.

Cono parásito (parasitic cone) Cono volcánico que se fon na en el nanco de un volcán mayor.

Convección (com'CCtion) Transferencia de CAlor mediante el movimiento o la circulación de una sustancia.

CorrelaciÓll (corrcJanon) Establecimiento de la equi valencia de rocas de edad similar en áreas difereme.~.

Corriente anastomosada (braided stream) Curso de agua que consiste en numerosos canales imercQm.'Ctados.

Corriente antecedente (antecedent stream) Corriente de agua que continuó erosionando y manteniendo su trayectoria original cuando un área simada a lo Jargo de su curso se fue levantando como consecuencia de una falla o de un plegamiento.

Corriente de agua (stream) Término genernl parn indica r el flujo de agua dentrO de cualquier cauce natural. Por tanto, un pequeiio arroyo }' un gran río son ambos corrientes de agua.

Corriente de agua ef'mlera (ephemera1 slTCam) Caua: que suele estar seco porque sólo lleva agua en respuesta a e pisodios de lluvia. Casi todas las corrientes de agua del desierto son de este tipo.

Corriente de turbide~. (turuidity current) Dens~ masa de agua cargada de scdimemos creada cuando se ponen en suspensión la arena y el lodo

Corriente en equilibrio (grnded stream) Corriente que tiene las carncterísocas de amalizaci6n correctas para mantener exactamente la velocidad necesaria parn e l t:ranSporte de material de que es abastecida.

Corriente exótica (exotic Str"C:lIm) Corriente pe.n nane nte que atraviesa un desierto y tiene su origen en áreas bien irrig::tdas situadas fuern del desierto.

CorrienteliroraJ (longshorc currenr) Corriente pr6rima a la costa que fluye en paralelo a ella.

Comente maJ"cal (lidal current) Mo\.jmiento horizontal alternu del agua asociado con la subida y la bajada de la ma rea.

Corriente sobrcimpucsta (superposed stream) Corriente que atTaviesa estructurns tectónicas en su recorrido. La corriente estableció su curso en capas uniformes a un nivel más alto con independencia de las estructurns suby:¡cenres y posterionnel1te las erosionó.

CortCl.a (crust) La delgada capa externa de la Tierra sólida.

Costa (coasr) Franja de tierra que se extiende tierrn adentro desde la orilla hasta donde pueden encontrarse estructuras relacionadas con el océano.

Costa de emersión (emergent coast) Costa donde la tierra, previamente simada debajo del nivel del mar, ha quedado expuesta por levan tamiento de la corteza o por una disminuci6n del ni\"e1 del ma r, o por ambas cosas.

Costa de inmersión (submergent coast) Costa cuya fonna es en gran medida consecuencia del hundimiento parcial de una superficie amerior debida a una elevación del nivel dcllllar o a la subsidencia de la corteza, o a ambas cosas.

Cdtcr (crntcr) Depresión en la cima de un volcán, o depresi6n producida por el impacto de un meteorito.

684

G LO SAR I O

Craron (eraron) Parte de la COrle1.ll continental que ha alcanz.a<lo la estabilidad; es decir, no ha sido afectada por actividad tectónica significativa durante el e6n Fanerozoioo.

C ristal (crysraI) Disposición ordenada de los átomos.

Cristalización (crystaUi7.ation) La fonnación y crecimienlO de un sólido cristalino a partir de un líquido o un gas.

C u enca de antean.:o (foreare basin) Región situada enrre un arco volcánico y un prisma de acreción en la que suelen acumularse sedimentos marinos de aguas someras.

C uenca de drenaje (dninage basin) Superficie donde se recoge el agua drenada por una corriente <le agua.

C ue na de ttasarco (backarc hasin) Cuenca que se fonna detrás de un arco volcánico lejos de la fosa .

C uenca estructural o cubeta (hasin) Gran estrUctura en la que las capas buzan hacia el interior.

4

C uenca oceánica profunda (<leepocean basin) La porción del sucio oceánico que se encuenlTI! enue el margen continental y el sistema de dorsales oceánicas. Esta región comprende casi el 30 por ciento de la superficie terrestre.

C uña de rucio (frost wedging) Ruprura mecánica de la roca causada por la expansión del agua congelada en grietas y hendiduras.

continuamente en la almósfer:l y se utiliza en la datación de acontecimiemos del pasado geológico muy re<:iem e (las últimas decenas de miles de años).

Datación radiométria (r:uli.ometrie dating) Procedimiento de cálculo de la edad absoluta de las rocas y de los minerales que contienen cienos isótopos radiactivos.

Datación relativa (rcJativc dating) Ordenación de las rocas y de las estructuras geol6gicas según una secuencia u orden adecuado. Sólo se derennina el orden cronológico de los acontecimientos.

Deflación (dcflation) Levantamiento y e1iminaci6n de material suelto por el viento.

Deformación (deforn13tion) T énnino general para describir los procesos de plegamiento, fracruración, cizalla miento, compresión o e:~:tens ión de las TocaS como consecuencia de la actu3ción de fuen.as naturales.

Defonnación (strain) Cambio irreversible en la foOlla y el tamaño de un cuerpo de roca provocado por el esfuerzo.

Defonnación dúcti1 (ductiJe dcfonnation) Proceso en estado sólido que pnxluce un cambio en el tamaño y la foona de un cuerpo rocoso sin fractura rlo. Tiene lugar a profundidades en las que las tempcr:lruras y las presiones de confinamiento son elevadas.

Deformación frágil (brittlc failure) Pérdida de resistencia de un material, nonnalmente en foOlla de fracturación súbita.

Delta (delta) Acumulación de sedimentos fonnada cuando una com ente de agua desemboca en un lago o en un océano.

Qdlsde_

Delta

Datació n con carbono radiactivo (aroono-14) (rndiocarbon (carbon-14) dating) El isóropo radiactivo del carbono se produce

Delta marcal (tidal delta) EstrUctura similar a un delta pero producida cuando una corrieme mareal de movimiento rápido sale de lUla ensenada cstre<:ha y se ralentiza, depositando su carga de sedimentos.

Densidad (density) Masa por unidad de volumen de \m m:nerial concreto.

Depósito disemiruldo (disseminatcd deposit) Cualquier depósito minernl de interés económico en el cual elmi.neral se encuentra en fonna de partículas dispersas en la roca, pero en cantidad suficiente para hacer del depósito una mena.

Depósito fiJoniano (vejn <leposit) Mineral que llena una fractura o WU1 falla en una roca encajante. E.<;tos depósitos tienen una forma tabular o laminar.

Depósitos de contacto con el hielo (icc-contact deposit) AcumulaciÓI1 estrntificada de derrubios depositados en contacto con una masa de hielo que lo soporta.

Depresión de deflación (blowout) Depresión excavada por el ,·iento en materiales fáciles de erosionar.

., Depresiones glaciares (kettle h oles) Depresiones creadas cuando bloques de hielo alojados e n depósitos glaciares se funden.

D eriva continental (continental drift) H ipó tesis, atribuida en gran medida a A1fn~d Wegener, según la cual todos los continentes attuales estuvieron agrupados en el pasado como un único supercontinenre. Después, hace unos 200 millones de años, el supercontinente empezó a romperse en continentes menores, los cuales fueron ..de rh'llndo" hasta sus posiciones acruales.

Deriva litoral o de playa (beach drift) Transpo rte de sedimentos que sigue \ Ul modelo en zigz.ag a lo largo de una playa causado por la súbita elevación del agua de las olas que rompen oblicuamente.

D errubios estratificados (srratific<l drift) Sedimentos depositados por el 3guanie\"e glaciar.

D errubios glaciares (glacial drift) Témlino general para los sedimentos de origen glaciar, con independencia ele c6mo, d6nde o en qué fonna se deposi taron.

Desalinización (desatination) La extracción de las sales y otros productos qufmicos del agua marina.

GLOSA RI O

D escenso de nin:l (drawdown) Diferencia de alrura entre el fondo de un cono de depresión y la altura original de la capa freática.

D esembocadun (mouth) El lug:n corriente abajo donde un río se \'llda en otra corriente o cuerpo de agua.

Desmadero (wind gap) Barranco abandonado. Est3s g2rgamas son Uml consecuencia típica de la captura de ríos.

D esmc mbnmiento glaciar (calving) Menna de un glaciar que se produce cuando grandes trOWS de hielo se rompen en el agua.

Desplome (slump) Deslizamiento y hundimiento de una masa de roca o material no consolidado que se mueve como una unidad a lo largo de una superficie curva en una ladera.

Desfiladero

Desierto (desert) Un o de los dos tipos de clima seco; eJ más árido de [os climas

secos.

Desie rto de sombn p luviométrica (rainsh2dow desert) Área seca siruada en el lado de sotavento de una cordillera montañosa. Muchos desicnos de laurudes medias son de este tipo.

Deslizamiento (slide) M ovimiento común en los procesos gravitacionales. El material que se mueve pendiente abajo pennanece como una unidad y se mueve a lo laq,'O de una superficie bien definida.

D eslizaRÚento basal (basal slip) M ecanismo del movi m.iento glaciar en el cual la masa de hielo se desliza sobre la superficie que tiene debajo.

D eslizamiento d e derrubios (debris slide) Véase dnlizolllie1lfo de TOCfIS. D eslizamiento de rocas (rockslide) El rápido deslizamiento de una masa de rocas pendiente abajo a lo largo de los planos de debilidad.

Desprendimiento (faU) TIpo de movimiento común a los procesos gravit3cionales que se refiere a la ca.fda libre de fragmen tos sueltos de cualquier tamaño.

Diaclasa (joint) Fractura en la roca a lo largo de la cual no ha habido movimiento.

Diacl.asa columnar (columnar joinrs) D iaclasas que se fonnan durante el enfriamiento de una roca fundida, defi niendo colunUlas.

Diagénesis (diagenesis) Ténnino colectivo para todos Jos cambios químicos, ffsicos y biológicos que se producen después de que los sedimentos se depositen y durante y después de la litificaciÓn.

Diferenciación magmátia (magmatic differentiation) Proceso de generación de más de un tipo de roca a partir de un magma único.

Dique (dike) Inrrusión Ignea de fonna tabular que atraviesa la roca encajante.

Dtque (scawalJ) Barrera construida para evitar que las olas alcancen el área siruada detrás dd muro. Su propósito es proteger los bienes de la fuerza de las olas.

Dique natu ral (naturallevee) Fonna dd terreno elevada compuesta de aluvión situada en paralelo a alguna corriente y que actúa para confinar sus aguas, excepto durante las inundaciones.

Dirección (strike) Rumbo, detenninado con una brújula, de la línea de intersección entre un estrato o una falla que buta y una superficie horizontal. La dirección es siempre perpendicular a la di rección de buzamiento.

685

Discontinuidad (discontinuity) Cambio súbito con [a profundidad de una o más de las propiedades fisicas de los materiales que componen el interior de la TIerra. Límite entre dos materialts diferentes del imerior de la Tierra, según se ha deternunado por el comportamiento de las ondas sísmicas.

D iscontinuidad d e Mohorovicic (Moho) (Mohorovicie discontinuity) Límite que separa la COrteza y el manto, discemible por un aumento de la velocidad de las ondas sísmicas.

D iscontinuidad eslr2tigráfica (unconfurmity) Superficie que representa una ruptura en el registro estratigráfico, causada por erosión y ausencia de deposición.

Discordancia angular (angular unconfonnity) Discontinuidad estratigráfica en la cual los estratos más antiguos tienen una inclinación distinta con respeCto a los estratos más jóvenes.

Discordante (ruscordant) T énnino utilizado para describir phl10nes que cortan las estrucruras de la roca caja, como los planos de estratificación.

Disolución (dissolution) FomUl común de meteorización química; es el proceso de disolver en una solución homogénea, como cuando W UI solución acidifiC1ilda disueh'e la caliza.

Distribuidor (distributary) Corriente de agua que abandona el flujo principal.

División d e Cassini (Cassini gap) Ancha separación del sistema de anillos de Saru rno entre el anillo A y el anillo B. Divisori2 (divide) Línea imaginaria que separa dos CUeflC1ilS de drenaje; a menudo se encuentran a lo largo de una cordillera.

686

GLOSA RI O

Dolina (sinkhole) Depresión prod ucida en una región donde las rocas solu bles han sido disueltaS por el agua subterránea.

DoI;na

Domo de exfoliación (erloliation dome) Gran estructura en fonlla de domo, normalmente desarroJlada sobrc graniu>s,)' formad a por diad asas.

Domo de lava (lava dome) Masa bulbosa asociada con WI volcán an tiguo, producida cuando se produce la cxl rusión de lavas muy densas en la chimenea. Los domos de la\'a puedcn actua r (;omo tapones para desvia r las suhsihtuicmcs on'peio.,,,

Domo estructural (dome) Estructurn con (orma de pliegue convexo (antielinal) aproximadamem e circular.

-. .

, //:.~ "'~< ,

~

, ~

"

')

' (' ,• , Domo eslrUctur8l ~

.

(

I

I '

Dorsal rncsoceánica (mid-ocean ridge) Dorsal montañosa alargada situada sobre el fondo de las principales cuencas oceánicas, cuya anchura va ría entre 500 y 5.000 kilómetros. Las hendiduras situadas en las crestas de estas dorsales representan los bordes de placas dive rgentes.

Dorsal oceánica (ocean ridge) Véase dq,jaJ 7IIlSOCtlÍl/;rn.

Drumlin Colina simétrica alineada Lun la dirección de flujo glaciar. El lado abrupto de [a colina da a la dirección desde la cual el ruelo av:mz.6.

Duna (dune) Colina o loma de arena depositada por el vicnto.

Duna barjanoide (barchanoid dune) Dunas ~ue fonnan hileras festoneadas de arena orientada SCg\Ul ángulos rectos con respecto al vientO. Esf:l forma es intennedia entre los barjanes y las extensas ondulaciones de las dunas O'3nsversas.

Duna parabólica (paraboUc dune) D una arenosa s.imilar en fonna a[ barján excepto en que sus extremos apuntan en dirección contnlria a la ~ue sopla el viento. Esras du nas se fornwt a menudo a lo largo de las COSClS que tienen fuertes viemes ~ ue soplan en dirección a la costa, abundan te arena y vegeración que parcialmente cubre la arena.

Dunas en estrella (s tar dune) Colina ;'lisiada de arena que exhibe una forma compleja y se desarrolla donde la.~ di recrioncs del viento son va riables.

.J";re:r-

.:t">-...

Dunas longitudinales o scif (Iongirudinal dwlC!s) Larh'llS lomas de arena orientadas en paralelo a la di recrión predominante del viento; etaS dunas se fonnan en los lugares donde el suministro de arena es limitado (\'éase iluslr.lción).

Dunas Iongifudinales o saif

Dunas transversas (transversc dunes) Serie de largas lomas orientadas en ángulos rectos con respecto al viento predominante; estas dunas se fonnan donde la vegetación es dispersa y la arena es muy abu ndante.

Dureza (hardness) Reistencia de un mineral a la abrasión y el rayado.

Ecosonda (echo sounder) Instrumento utili7.ado para detenni nar la profundidad del agua. Mide el intervalo tra nscunido entre la em isión de una seña l de sonido y la vuelta de su eco desde el fondo.

Efecto invernadero (grcenhouse effect) Dióxido de carbono y vapor de agu;¡ de la amlósfern de un planeta que absorbe n y weln:n a emitir rndiación en longitudes de onda infrarroja, atra pando de manera eficaz la energía solar y elevando la temperaru ra.

Efluente (gaining stream) Corriente de agua que recibe agua mediante la entr.1da de aguas subterráneas a tra\'l~,~ de su lecho, Electrón (e1ectron) PaTÚcul;¡ suootómka cargada negati\l3mcnte que tiene !Ina masa despreciable y se encuenll'3 en el exterior del núcleo de un átomo.

EJectrón de valencia (valcnce electron) Los electrones que intervienen en el proceso de cnlace; los electrones que ocupan el nivel de energía principal más elevado de un átomo.

Elemento (dement) Sustancia que no puede descomponerse en sustancias más simples por medios flsicos o químicos ordinarios.

Eluviación (eluviation) La\'3.do de componentes finos del suelo desde el horizonte A por percolación de aguas descendentes.

Energía georénnica (geothermal energy) Vapor de agua de origen na tu rnl uriliz.'ldo parn la generadóll de energía.

Energía hid roeléctrica (hydroclectric power) Elcct:ricidad generada mediante turbinas accionadas por la caída del agua.

Enlace covalente (oovalent bond) Enlace químico producido Cl13ndo se comparten electrones.

Enlace jónico (ionic bond) Enlace guímico entre dos iones de carga opuesta formado por la trn nsferencia de electrones de \l3lencia de un átomo a otro.

G L OSA RI O

En1ace metálico (met2llic bond) Enlace químico presente en todos los metales que puede definirse como un tipo enremo de compartición de e1ccuones en el cual los electrOnes se mueven libremente de :itomo en átomo.

Enriqut.'Cimiento secundario (secondary cnrichment) Concenlnción, por procesos de meteorización, de cantid2des mínimas de metales que escin dispersos en la roca no meteoriZllda, en concenlnciones valiosas desde el punto de vista económico.

Eón (con) La mayor unidad de tiempo en 12 escala geológica, anterior en orden de magnitud a la era.

Eón Arcaico (Arcbean eon) E.l segundo c6n del tiempo Precámbrico.

Es posterior al Hádico y previo al Proterozoico. Se extiende desde hace 3.800 millones de años hasta hace 2.500 millones de años.

Eón Fanerozoico (phanerozoic eon) Parte del tiempo geológico representado por rocas que contienen abundantes restoS fósi les. Se extiende desde el final del eón Proterozoico (hace 570 millones de años) hasta la actualidad.

Eón H :idico (Hadean eon) EJ primer eón en la escala de tiempo geológico.

Acabó hace 3.800 millones de años y prttcdió al eón Arcaico.

Eón Protcrozoico (proterozoic eon) El eón posterior al Arcaico y previo al Fanerozoico. Se extiende en tre hace 2.500 y 540 millones de años.

Epicentro (epiccnter) El lug-ar de la superficie terrestre que se encuentra directamente encima del foco de un terremolO.

<o••

~ ~\.t-

---'--~i,"" ~--..J Época (epoch) Unidad de la escala de tiempo geológico; es una subdivisión de un período. Época Pleistocena (pleistoccne epoch) Época del perlodo Cuaternario que empezó hace alrededor de 1,8 millones de años y acabó hace unos

10.000 años. Mejor conocida como la época de la gran glaciación continental.

Era División principal en la escala de tiempo geológico¡ las eras se dividen en unidades mis COItlS denominadas períodos.

Era Cenozoica (Cenozoic era) Lapso temporal en la escala de tiempo geológico que empieza hace aproximadamente 65 millones de años, después del Mesozoico.

Era Mesozoica (Mesozoic era) Lapso temporal en la escala de tiempo geológico que transcurre cnue las eras Paleozoica y Cenozoica: desde hace unos 248 millones de años hasta hace 65 millones de años.

Era Paleozoica (Paleo:l.oic era) Lapso temporal en la escala de tiempo geológico comprendido enuc las eras Precámbrica. y Mesowica: desde hace unos 540 millones de afios hasta hace 248 millones de años.

Erosión (erosion) Incorporación y transporte de material por un agente dinámico, COIllO el agua, el viento y el hielo.

Erosión remontante (headwaro erosion) Ampliación pendiente arriba de la cabecera de un valle debida a la erosión.

Erupción Hsura! (fissure e ruption) Erupción en la cual la ¡aVII es emitida a través de estrechas fracturas o grietas de la coneza.

Escala de intensidad de M ercaUi (Merca11i intensity sca.le) Véase tKilJa dt intmsidJuJ modifi(JU!¡¡ th MmnJJi. Escala de intensidad modificada de Merca.Ui (modified Merca11i intensity scale) Escala de 12 puntos desarrollada para evaluar la intensidad de los terremotOS basándose en la cuantía del daño causado a diversas estructuras.

Escala de MOM (MOM scale) Serie de 10 minerales utilizados como patrones para la detcnninación de la dureza.

Escala de Riehter (Richter scale) Escala de magnitud de los terremotos basada en la amplitud de la mayor onda sísmica.

Escala de tiempo geológico (gcologie time scale) División de la historia de la lIerra en bloques temporales: eones. eras, periodos y épocas. La escala de tiempo se creó utiliZllndo principios relativos de datación.

Escarpe de fulJa (fault scarp) Resalte creado por el movimiento a lo largo de

687

una falla. Constituye la superficie expuesta de l:lo falla anres de su modificación por la meteorización y erosión.

Escoria (scoria) Materiales \'csiculares producto de.l magma basáltico.

Escorrentfa (runoff) Agua que fluye sobre la tierra en vez. de infiltrarse en el suelo.

Escorrcntia en lámina (sheet flow) Aguas de escorrcnlia que fl uyen en láminas finas no encauzadas.

Escudo (shleld) Región grande y relativamente plana de rocas ígneas y metamórficas antiguas situada en un eraron.

Esfuerzo (stn:!Ss) Fuerza por unidad de área que actúa sobre cualquier superficie dentro de un sólido.

Esfuerzo compresivo (compressional stress) Esfuerro diferencial que acorta un cuerpo rocoso.

Esfuerzo diferencial (differencial stress) Fuerzas desiguales en di recciones diferentes.

Esfuerzo tcnsional (tensional stress) El tipo de esfuerzo que tiende a separar un cuerpo.

Esker Cresta sinuosa compuesta en gran medida por arena y gra\'2 depositadas por una corriente acuosa en una cavidad simada debajo de un glaciar cerca. de su tenninaciÓn.

Espeleotema (speleothem) Ténnino general para designar a las rocas de precipitación química encontradas en las cavernas.

Espigón (groin) Muro cortO construido en ángulo recto con la línea de costa para atrapar la arena en movimiento.

Espigones

688

G LO SA RIO

Espolones truncados (mmcated spurs) Acantilados de fonna triangular producidos cuando espolones de tiem que se extienden hacia el interior de un valle son removilizados por la gran merla erosiva de un glacia r de valle.

Esquistosidad (schistosity) Tipo de foliación característico de rocas metamórficas de grano grueso. Estas rocas tienen una disposición paralela de minerales laminares, como las micas.

Estalactita (sralactitc) Estructura carambanoide que cuelga del techo de una caverna.

Esta1agmit::a (sr::aJagmirc) Fonna colulnrulr que crece hacia arriba desde el suelo de una caverna.

Estepa (stcppe) Uno de los dos tipos de clima seco. Variante marginal y más húmeda del desierto que 10 separa de los climas húmedos linútrOfes.

Estrangulamiento (curoft) Segmento cortO de canal creado cuando Wl río erosiona el estrecho cuello de tiern. situado entre dos meandros. '.

..r

~

¡':

Estratificación cruzada (cross-bedding) Estructura en la cual capas relativamente finas están indinadas en ángulo con respecto a la esmtificación princi pal.

Fonnada por corrientes de aire o agua.

Estrato gradado (gTadc..'¿ hed) Capa de sedimento caracterizada por una disminución del tamaño de grano de base a techo.

Est:r.ltos (stTata) Úlpas paralelas de r0C2S sedimentarias.

Est:r.lto-volcán (stratovolcano) Véase cono {(]mpumo.

Estriaciones glaciares (glacial striations) Arañazos o surcos en la superficie de r0C2 subyacente causados por la acción de desgaste de un glaciar y su carga de sedimentos.

Estructuras tectónicas (rock strueturc) Todas las t>Structuras creadas por los procesos de defornlación, desde las fracturas menores hasta una gran cadena monta ñosa.

Estuario (estuary) Entrante marino con forma de embudo que se formó cuando una elevación del nivel del mar O una subsidencia del terreno hizo que se inundara la desembocadura de un río (véase ilustración).

Evaporita (cvaporite) R0C2 sedimenta ria fonnada por el material depositado a partir de disoluciones por evaporación del agua.

Evapotranspiración (cvapotranspiration) Efecto combinado de la evaporación y la transpiración.

Exfoliación (cleavage) Tendencia de un mineral a romperse a lo largo de planos con enlaces débiles.

Expansión del fondo oceánico (seaf]oor sprcading) La primera hipótesis propuesta en los años 60 por Harry Hess, según la cual se produce nueva con e-ta oceánica en las crestas de las dorsales mesoceánicas, que son los lugares donde divergen las placas.

Extrusiva (exrrusive) Actividad ígnea que se produce en la superficie de la Tierra.

Facies Porción de una unidad litológica que posee un conjun to distintivo de características que la distingue de otras pan es de la misma unidad.

Falla (fault) Plano de rorura en una masa rocosa a lo largo de la cual se produce movimienlO. Falla de despegue (demchmeot fault) Falla casi horizontal que puede extenderse centenares de kilómelrOS por debajo de la superficie. Este tipo de fallas representa un lúnite entre las rocas que exhiben defonnación ductil y las rocas que exhiben dcfonnación frágil.

Falla de desplazamiento horizontal (strike-slip fault) Falla a lo largo de la cual el movimiento es hori zontal.

Falla de desplazamiento vertical (dipslip h.ulr) Falla en la cual el movimiento es paralelo al buzamiento de la falla .

Falla inversa (reverse fault) Falla en la cual el material situado encima del plano de fall a asciende en relación con el material siruado de bajo.

FaJla inversa;-- - -_ _" Falla nonnal (normal fault) Falla en la cual la roca situada por encima del plano de falla se ha movido hacia abajo en relación con la roca situada por debajo.

Falla transformant:e (t:ransform fault) Gran falla de desplazamiento horizontal que atraviesa la litosfera y acomoda el movimiento entte dos placas.

Fecha numérica (numerical date) Número de años que han pasado desde que un acontttimiento nn.'o lugar.

Fenocristal (phcnocryst) Cristal de gran tama ño incluido en una matrh. de cristales de grano m ás fi no.

Fetch La distancia que ha recorrido el viento a través del agua libre.

Fiordo (60rd) Enttante de mar escarpado por los dos lados, formado cuando un valle glaciar es inundado por el mar.

Fisilidad (fissility) Separación en finas láminas a lo larb'O de superficies paralelas apretadas, que muestran algunas rocas como las lutiras fisiles (shales).

FISión nuclear (nuclear fission) La escisión de un núcleo pesado en dos o más nucleos más ligeros causada por la colisión con un neutrón. Ouranre este proceso se libera una gran cantidad de energía.

Fisura (6ssure) Grieta en la r0C2 a lo largo de la cual hay una separación evidente.

Flecha (spit) Loma alargada de arena que se proyecta desde tierra en la entrada de una bahía adyacente.

Flujo (Oow) Tipo de movimienro común en Jos procesos gravitacionales

,

,

GLOSARIO

en los cuales el material satuf3do de agua se desplaza pendiente abajo como un fluido viscoso.

Flujo de derrubios (debris f1 ow) Flujo de suelo y regolito que contiene una gran cantidad de agua. Es muy habi tual en las regiones montañosas semiáridas y en las laderas de algu nos volcanes.

Flujo de tierr:a (earthflow) Movimiento descendente del sedimento rico en arcilla y saruf3do de agua. M uy aracterlstico de las regiones húmedas.

Flujo laminar (laminar flow) M ovim iento de las partículas de ab'lla que siguen trayectOrias en linea recta y son paf3lelas al cauce. Las partículas de agua se rnuC\'en corriente abajo sin mez.clarse.

Flujo mareal (fJood curTent) Corriente mareal asociada con el incremento en altuf3 de la ma rea.

Flujo plástico (plastic fl ow) TIpo de movimiento glaciar que se produce dentro del hielo por debajo ele una profundidad de SO merros, en la cual el hielo no se fractuf3.

Flujo turbulento (turoulent flow) Movimiento del agua de una manef3 errática a menudo caf3cterizada por remolinos y turbulencias. La mayor parte de los flujos de corriente son de este tipo.

Fluorescencia (fluoresccnce) Absorción de la luz. ulrraviolern, que es rcemitida como luz visible.

Foco (terremoto) (focus, carthquake) La zona del interior de la Tiem donde el desplazamiento de rocas produce un terremoto.

Foliación (foliation) T énnino para designar el ordenamiento linea r de las características texturales de una roca, es exhibida a menudo por las rocas metamórficas.

Foliación (rack dcavage) Tendencia de las rocas a escindirse a lo largo de superficies paralelas muy próximas.

Estas superficies suelen estar oblicuas

con respeclO a los pbnos de estratificación de la roca.

Fonna cristalina (crystal fonn) Aspecto externo de un mineral, determinado por la disposición interna de sus átomos.

Fosa (trench) Véase frJSll nJmul,.mll. fosa submarina (decp-ocean r.rench) Depresión alargada en el fondo marino producida por la deformaci6n de la corteza oceánica durante la subducción.

Fosa tectónica asimétrica (half graben) Bloque de falla inclinado en el que el lado más elevado se asocia con una topografia montañosa y el lado más bajo es una cuenca. que se llena de sedimem o.

Fósil (fossil) RestOS o huellas de organismos conservados desde el pasado geológico.

Fósil índice o guia (indcx fossil) Fósil que se asocia con un lapso de tiempo geológico concreto.

Fl'actul'a (fracture) Cualquier rotura longitudinal de la roca sin que haya habido movimiento apreciable.

Franja capilar (capillary fringe) Zona relativamente estrecha en la base de la rona de aireación. Aquí el agua asciende por capilaridad entre los granos dcJ suelo o sedimento.

Frente de playa (beach face) Superficie húmeda e inclinada que se extiende desde la berma hasta la línca de

""".

Fuente tennal (hot spring) M anantial es

ce

en el cual la temperatura 6-9 más caliente que la temperatura anual media del aire de su localidad.

Fuerza (force) Lo que tiende a poner a los objetos estacionarios en movi miento o a cambiar los movimientos de los cuerpos en movimiento.

Fuerza de arrastre de placa (slabpuU) M ecanismo que contri buye al movimiento de placas en el que la COrteza oceánica fria y densa se sumerge en el manto y ..arrastra.. la litosfera posterior.

Fuerza de arrastre del manto (mande drag) Fuerza ejercida sobre la base de la litosfera por el movimiento lateral de la parte superior de las celdas de convecci6n del manto. La fuerza de arrasuc del ma nto puede fomem ar o impedir el movi miento de las placas.

Fuerza d e e mpuje de dorsal (ridge push) Mecanismo que contribuye al

689

movimiento de placas. Supone el deslizamiento de la litosfcra oceánica debajo de la dorsal oceánica por efecto de la gravedad.

Fuerza. de resistencia d e placa (plate resistancc) Fuerza que contrarresta el movi miento de placas conforme una placa en subducción roza la placa suprayacent e.

Fuerza. de succión de placa (slab suction) Una de las fuerzas impulsoras del movimiento de placas, procede del empuje de la placa en subduceión sobre el manto adyacente. Es una drculación inducida del manlO que empuja la placa en subducción, así como la placa suprayacente hacia la fosa.

Fumarola (fumarole) En W 13 zona volcánica, abertura de la cual escapan ¡rases y vapores.

Fumarola oceánica (black smoker) Chimenea hidrotérmial en el fondo oceánico que emite una nube negro.! de agua caliente rica en metales.

Fundido (rnclt) Porción líquida de un magma, exd u)'endo los cristales sólidos.

Fusión parcial (partial melting) Proceso mediante el cual se funde la mayoría de las rocas ígneas. Dado que Clda mine ral tiene puntOS de fusión dife rentes, la mayorla de las rocas ígneas se funde a lo largo de un imcrvalo de temperaturas de unos pocos centenares de grados. Si se extrae la fase liquida des pués de que haya habido algo de fusión, se produce un fundido con un mayor contenido de sílice.

Fusión por descompresión (decompression melting) Fusión que se produce cuando la roca asciende y se produce un descenso de la presión de confinamiento.

Garganta (water gap) Paso a través de una cordillera o una montaña en la cual fl uye Wla oorriente de agua.

Géiser (geyser) Fuente de agua caliente expulsada de ma nern periódica desde el suelo.

Geología (geology) C iencia que estudia la Tiem, su fonna y composición, y los cambios que ha experimentado y está experimentando.

Geología física (Physical geology) División principal de la Geología que estudia los materiales de la Tiem y busca comprender los procesos y las fuerzas que actúan debajo y encima de la superficie terrestre.

690

G L OS ARI O

Geología histórica (historical geoIogy) División principal de la Geología que aborda: el origen de la lierra y su desarrollo a lo largo del tiempo.

Nornlalmcnte implica el estudio de fósiles y su secuencia en los estrntos rocosos.

G laciar (gIacicr) G ruesa masa de hielo que se origina en la super6cie terrestre por compactación y recristalización de la nieve mostrando evidencias de fl ujo en el pasado o en la actualidad.

G laciar alpino (alpine glacier) G laciar confi nado a lm va lle de montaña, que en la mayoría de los casos había sido previamente un V2l1e fluvial.

Glaci:lf de casquete (ice sheet) Masa de hielo glaciar muy grande y gruesa que fl uye hacia el exterior en todas direcciones desde uno o más centros de acumulación.

G laciar de desbordamiento (oudet glacier) Lengua de hielo que normalmente fluye con rapide7. hacia fuera de un glaciar de casquete o cobeneras de hielo, nonnalmeme a través de terreno montañoso, hacia el mar.

G laciar de piedcm onte (picdmont glacier) Glaciar que se fo rma cuando uno o más glaciares :alpinos emergen de los valles de momañ:a confinantes y se extienden en la base de las montañas creando una am plia cubierTa de hielo en las tierras bajas.

G laciar dc valle (vallcy glacier) Véase glnaar nlpi1/Q. Gondwana (Gondwanaland) Porción meridional de Pangea, que constaba de Sudamérica, África, Ausmlia, lndia }' la Am::árrid~.

Graben o fosa tectó nica (graben) Valle fonnado por el hundimiento de un bloque limitado por fallas.

,~h

I

'li(·}.:~ .

4

A4,'¡¡;;;-"'Áj

lec! ".

\

-

-r'<l.'''-

Gradiente (gradient) Pendiem e de una corriente de agua; generalmente se expresa como el dCSCt:nso a lo largo de una distancia fija.

Gradiente geotérmico (geothennal gndient) Aumento gradual de la temperatura con la profundidad en la

con cu. La media es de 30 oC por kilómetro en la conez:¡ superior.

Cradiente hidráulico (h.ydraulic gradient) Pendiente del ni\o'cl freárico.

Se determina hallando la diferencia de altura enlIe dos puntos en el nivel freático}' dividiéndola por la distancia horizontal entre los dos puntos.

Griera de desecació n (mud crack) Estructura sedimenl:3ria que se fornla cuando el barro húmedo se seca, se contrae y se agriel:3.

Griera glaciar o crcvassc (erevasse) Profunda hendidura en la superficie quebradiza de un glaciar.

C uyot (guyot, tablemount) Montaña o pico submarino sumergido de cima plana.

Harina de roca (rock f1our) Roca molida producida por el efecto de abrasión de un glaciar.

Hidrólisis (hydrolysis) Proceso de meteorización química en el cual los minerales son alterados al reaccionar químicamente con el agua y los ácidos.

Hidrosfera (hydrospherc) La porción acuosa de nuestro planeta; una de las subdivisiones tradicionales del ambiente fisico de la T ierra.

Hipocentro (hypocenter) Véase f(}CQ (terremoto).

Hipótesis (hypothcsis) Explicación propuesta que luego es probada para detenmnar si es válida.

Hipótesis de la nebulosa primitiva (nebular hypothcsis) Modelo para explicar el origen del Sistema Solar que supone la existencia de una nebulosa de poh'o y gases en rotación que ms su contracción fonna el Sol y los planetas.

Hogback Alineación montañosa estrecha y en fon na de cresta fonnada por capas de roca resistentes a la erosión y con elevado buzamiento.

Hori7..ontalidad original (original horizontality) Capas de sedimento que se depositan en general en una posición horizontal o casi horizontal.

Horizonte (ho rizan) Capa del perfil del suelo.

Horizonte del suelo (soil borizon) Capa del suelo que tiene características identificables producidas por meteorización química y otros procesos fon nadores del suelo.

Hom Pico pi ramidal fonnado por la acción glaciar de tres o más circos que rodean la cim~ montañosa.

H orst Bloque ala rgado y elevado limitado por fallas.

Humus Materia o rgánica del suelo producida por la descomposición de plantas y animales.

Inclusió n (inclusion) Pane de una unidad litológia contenida den tro de otra. Las inclusiones se utilizan en la datación relativa. La masa de roca adyacente a la que contiene la inclusión debe haber estado allí prime ro para proporcionar el fragmento.

Inconformidad (nonconformity) Discontinuid~d estratigráfica en la (;ual las rocas ígneas metamórficas o rntrusivas están cubiertas por estratos sedimentarios más jó\·enes.

Inercia (inertia) Los objetos en reposo tienden a permanecer en reposo y los objetos en movimiento tienden a estar en movimiento a menos que sobre ellos actúe una fuerza exterior. lnfiJt:ración (mfiltratio n) MO\'Ímiento del agua superficial dentro de las rocas o el sucio a través de grietas o poros. lnsclberg Montaña aislada reJiera característi<'""3 de la etapa tardía de erosión en una región montañosa árida.

Intensidad (terrcmoro) (intensity, earthquake) Medida del grado de temblor sísmico en un lugar concreto basada en la cantidad de daños.

Intersección (cross-cutting) Principio de la da tación relativa. Una roca o ralla es más jO\"cn que cualquier roca (o falla) que cone. lntervalo de reculTencia (recurrcncc interval) Intervalo medio entre acontecimientos hidrológicos como inundaciones de una magnimd determinada o mayor.

Inundación (f100d) Desbordamiento del auce de una corriente de agua que sucede cuando el caudal supera la apacidad deJ aucc. Es el riesgo geol ~co más habirual y destructivo.

Ion Atomo o molécula que posee una carga eléetrica.

Isla barrera (barricr island) Banco bajo y alargado de arena que discurre paralelo a la costa.

691

G L O S A RI O

lsostasia (isostasy) El concepto de que la COrteza terrestre está «flotando»> en equilibrio gravitatorio sobre el material del mam o.

Isótopos (isotopes) Variedades del mismo elemento que tienen diferentes números másicos; sus núcleos contienen d mismo número de protones, pero diferen tes números de neutrones.

Isótopos hijos (daughter product) Isótopo que resulta de la descomposición radiactiva.

Kame Colina de bordes escarpados compuesta de arena y grava que se origina cuando se acmllulan sedimentos en huecos del hielo glaciar estancado. l(arsr (brst) Tipo de topogra A'a formado sobre rocas solubles (en especial caliza) principalmente por d isolución. Se caracteriza por los sumideros, las grutaS y el drenaje sublerrnnco.

Klippc Resto o fragmento de una escama tectónica o manto de cabalgamiento que fue aislado por t! rosiÓn.

Lacolito Oaccolith) Cuerpo ígneo masivo resultado de una intrusión entre estratos preexistentes.

Lago d e media luna (oxbow lake) Largo CUJ"Vl!do que se origina cuando una corriente de agua corta un meandro.

Lago de media luna-

..

• ..,

:'"

-:;.-- ,

,.

ir'

""' ~ "-'

)'

.'

Lago pequeño de montaña (tam) Pequeño lago en un circo glaciar.

Lago playa (playa lake) Lago transitorio en una playa.

Lago pluvial (pl uviallake) Lago formado durante un período de aumento de lIu\"¡as. EsIl1 situación ocurrió en muchas áreas no cubiertas por glaciares durante períodos de avance del hielo.

Lagos en rosario «Pater noster» (pater naster lakes) Cadena de pequeños lagos en un valle glaciar que ocupa cubetas creadas por erosión glaciar.

Lahar Coladas de derrubios originadas en las pendientes de los volcanes que se producen cuando capas inestables de ceniza y derrubios se saturan en agua y fluyen pendiente abajo, siguiendo nonnalmente los cauces de los ríos.

Lajeamiento (shecting) Proceso de meteorización mecánica caracterizada por la separación de láminas de roca.

Laterita Oate rite) Tipo de suelo rojo intensamente lixiviado presente en los Trópicos, que es rico en óxidos de hierro y aluminio.

Laurasia La porción septentrional de Pangea, compuesta por Noneamérica y Eurasia.

Lava M agma que alcanza la superficie terrestre.

Lava almohadillada (pillow basalts) Lava basáltica que solidifica en un am biente subacuático y desarrolla una estrucrura que se parece a un apilamiento de almohadas.

Lava cordada (pahoehoe Oow) Colada de lava con una superficie de lisa a ondulada.

Ley Oaw) Afirnlación fonnal de la manera regular según la cual se produce un fenómeno narural bajo condiciones determinadas; por ejemplo, la «ley de la superposición,.. u "}' de D accy (Darcy's law) Ecuación que expresa que el caudal de aguas subterráneas depende del gradiente hidráulico. la conductividad hidrá ulica y el área de la se<rión transversal de un acuífero.

Ley de la superposición (Iaw of superposirion) En cualquier secuencia no defornlada de rocas sedimentarias, cada estra[Q es más an tiguo que el que tiene por encima y más moderno que el de debajo.

Ley de Playfair (Playfair's law) Afirmación bien conocida y a menudo citada de J o hn Playfair, según la cual un valle es el resul tado de la obra realizada por la corrieme de agua que fl uye por él.

Licuefacció n (liquefacrion) Transformación de un suelo estable en un flu ido que suele ser incapaz de soportar ed ifici os u orras estructuras. límite de nieves perpetuas (snowline) Límite inferior de la nieve perperua.

Línea de costa (coastline) Borde del lado del mar del litoral. Límite del lado de tierra del efecto de las olas de tem poral más altaS en la costa.

Línea litoral (shoreline) Línea que marca el contacto entre la tierra y el mar. Migra hacia arriba y hacia abajo confonne la marea sube o baja.

Litificación Oithificarion) Proceso, general mente de cementación y/o compactación, de conversión de los sedimentos en rocas.

Litoral (shore) Lado marino de la costa, esta zona se extiende desde el nivel más elevado de la acción de las olas duran te los temporales hasta el nivel más bajo de la marea.

Litosfera (lithosphere) Capa externa rígida de la TIerra, que comprende la con eza y parte del manto superior.

,\.......;~~ ..L

¡

~'"

---

""""

T

Lixiviación Oeaching) Empobrecimiento de materiales constirurentes solubles de la parte superior de l suelo por percolación de aguas descendentes.

U anura abisal (abyssal plain) Área muy plana del fondo oceánico profundo, que norm2lmcnte se encuentra al pie de la elevación continental.

Uanura de aluvión (ourwash plain) Llanura relativamente plana de pendiente suave que consta de materiales depositados por corrientes de agua de fusión delante del margen de un glaciar de casquete.

692

G LOSA RIO

Llanura de inundación (floodplain) Porción plana y baja de un valle fluvial sujeta a inwldación periódica.

.

l8ua de runcJación

..."J' .. :r~ ~

'

:-.r-:: _, .... , _....'...-; ,.' "t . ,.....-"f.w .c

....

/ -'.'"

'.·1..

.

Malecones (jemes) Un par de estruemras que se extienden en el océano a la entrada de un puerto o un río y que se construyen con el fin de protegerlo contra las olas de tormentll y el depósito de sedimentos.

~

Llanura mareal (cidal fIat) Área pantanosa o fan gosa que es alternativamente cubierta y expuesta por la subida y la bajada de las marcas.

Llanura oceánica (oceanic plateau) Región extensa del fondo oceánico compuesta de acumulaciones g ruesas de lavas almohadilladas y otras rocas máficas que en algunos casos superan los 30 kilómetros de grosor.

Llanura saUna (salt flat) Costra blanca situada en el suelo producida cundo el agua se C\'apora y precipita los componentes disuehos.

Lluvia de meteoritos (mctcor shower) Numerosos meteoroides que viajan en la misma dirección y aproximadamente a la misma velocidad.

Se piensa que están constituidos por materia perdida por los cometas.

Loess Depósitos de limo transportado por el viento, que carecen de capas visibles, generalmente de color amarillento y capaces de originar resaltes muy verticales.

Longitud de onda (wavelength) Disrancia horiwntal que separa crestas o valles sucesivos.

Magma Volumen de roca fundida situada en profundidad, que incluye gases disueltos y cristales.

Magnetismo fósil (fossil magoetism) Véase palrumagnctimw.

Magnetómetro (magnerometer) Instrumento de alta sensibilidad utilizado para medir la intensidad del campo magnético de la Tierra.

Magnirud (terremoto) (magnirude, earthquake) Cálculo de la cantidacl total de energía liberada durante un terremoto, basado en los registros sísmicos.

Magnitud del momento (moment magnitude) Medida de la magnitud de un terremoto más precisa que la escala de Richter que se deriva del desplazamiento que se produce a lo largo de una zona de fall a.

Manantial o fuente (spring) Flujo de agua subterránea que emerge de fornla narural en la superficie del terreno.

Manto (mande) Una de las capas composjcionales de la Tierra.

Caparazón de roca sólida que se extiende desde la base de la coneza hastll una profundidad de 2.900 kilómetros.

Manto inferior Oowe r mantle) Véase mesosftra.

Marca de meandro (meander scar) Estructura de la llanura de inundación creada cuando un lago de media luna se rellena de sedimento.

Marea (tide) Cambio periódico en la elevación de la superficie oceánica.

Marea muerta (ncap tide) La menor a1rura marea!' Se produce cerca de los momentos en que hay cuanos crecientes y menguantes.

Marea viva (spring tide) La marea más altll. Se produce cerca de los momentos en que hay cuartos crecientes y menguantes.

Marejada (sweUs) Olas generadas por e! viento que han entrado en una zona de vienlos más débiles o en cabna.

Maremoto (seisrnic sea wave) Ola oceánica de movimiento rápido generada por la actividad sísmica, que es capaz de infligir graves daños en las regiones costeras.

Mares lunares (maria) Áreas suaves en la superficie de la Luna que se pensó, equivocadamente, que eran mares.

Margen continental (continent'.I1 margin) Porción de! fondo oceánico adyacente a los continentes. Puede incluir la plataforma continental, el talud continental y e! pie de tlllud.

Margen continental pasivo (passive continental margin) Margen formado por una plataforma continental, e! talud

continental y el pie de talud. No están asociados con los bordes de plaCll y. por tanto, experimentan poco vulcanismo y escasos terremotos. i\1armita de gigante (pothole) Depresión fonnada en el ClIuce de una corriente de agua por la acción abrasiva de la carga de sedimento en el agua .

Material piroclástico (pyroclasuc material) Roca volciniCll expulsada durante una erupción. Son materiales piroclásticos las cenizas, las bombas y los bloques.

Meandro (mcander) Sinuosidad en forma de lazo en e l curso de ulla corriente de agua.

Meandro

Meandro encajado (inciscd meander) Cauce sinuoso que fluye en un valle inclinado y estrecho. Estas estructuras se forma n cuando un área se eleva o cuando el nivel de base cae.

Me03 (ore) Normalmente un mineral metálico útil que puede extraerse en ulla mina para sacar beneficio. El término se aplica también a cienos mineraJes no metálicos como la flu orita yel azufre.

Mesosfera (mesosphere) Parte del manto que se extiende desde el límite núcleo-manto hasta una profundidad de 660 kilómetros. También se conoce como manto inferior.

Metamorfismo (metaInorphism) Cambios en la composición minenll y textura de una roca sometida a elevadas temperaturas y presiones en el interior de la Tierra.

Metamorfismo de contacto (contact metamorphism) Cambios en la roca causados por el calor procedente de un cuerpo magmático próximo.

Metamorfismo de enterramiento (burlal metamorphlsm) Metamorfismo de grado bajo que se produce en las capas inferiores de acumulaciones muy gruesas de estratos sedimentarios.

Metamorfismo de impacto (impact metamorphism) Metamorfismo que se produce cuando los meteoritos golpean la superficie terrestre.

GL O S AR IO

Metamorfismo hidrocermal (bydrothcnnal meramorphism) AJteraciones químicas que se producen cuando el agua caliente rica en iones circula a través de las fracturas de la roca.

Metamorfismo regional (regional metamorphism) Metamorfismo asociado con la fonnación de montañas a gran escala.

Metamorfismo térmico (tbennal meramorphism) Véase 11letamaifisnw de ((mtacto.

Meteorito (meteorite) Cualquier porción de un metooroide que sobrevive después de atravesar la annósfera terrestre y choca contra la superficie.

Meteorito férreo (iron meteorite) Una de las tres principales categorías de meteoritos. Están compuestos en gran medida de hierro con cantidades variables de níquel (5-10 por ciento). La mayor parte de los meteoritos encontr3dos son de este tipo.

Meteorito rocoso o pétreo (stony meteorite) Una de las tres principales categorías de meteori[Qs. Estos meteoritos están compuestos en gran medida por silicatos con inclusiones de otrOS minerales.

Meteorización (weathcring) Desintegración y descomposición de una roca en la superficie terrestre o en un lugar próximo a ella.

Meteorización diferencial (differenrial weathcring) Variación en la velocidad y el grado de meteorización causada por facto res como la composición mineral, el grado de compacidad y el clima.

Meteorización esferoidal (spheroidal weathering) Cualquier proceso de meteorización que tiende a producir una fu rnIa esférica a partir de una forIrul inicialmente en bloque.

Meteorización mecánica (mecltanical weathering) Desintegración física de una roca que provoca la fonnación de fragmentos mis pequeños.

Meteorización quúnica (cheroical weathering) Procesos mediante los cuales la estructura interna de un mineral es alterada por eliminación y/o adición de elementos.

Meteoro (meteor) Fenómeno luminoso observado cuando un meteoroide entra en la annósfera terrestre y se quema; populan nente denominado «estrella fugaz.».

Meteoroide (meteoroid) Cualquier pequeña particula sólida que tenga una órbita en el Sistema Solar.

Mezcla de magmas (magma mix.ing) Proceso de modificación de la composición de un magma a través de la mezcla con material de orco cuerpo magmático.

Microcontinentes (microcontinents) Fragmentos relativamente pequeños de corteza continental que pueden encontrarse por encima del nivel del mar, como la isla de Madabrascar, o sumergidos como la llanura Campbell, situada cerca de Nueva Zelanda.

Micromcteorito (micrometeorite) Meteorito muy pequeño que no crea suficiente fricción para arder en la aonósfera, sino que desciende lentam ente hacia la Tierra.

Migmatita (migmarite) Roca que muestra a la vez caracrerístiCls de roca ígnea y metamórfica. Dichas rocas pueden forIrulrse cuando se funden los silicatos félsicos y luego cristalizan, mientras que los silicatos máficos pennanecen sólidos.

Mineral (mineral) Material cristalino inorgánico de origen natural con una estructura química definida.

Mineral índice (indcx mineral) Ñ1i.neral que es un buen indicador del ambiente metamórfico en el que se fonnÓ. Utilizado para distinguir zonas difercnres de metamorfismo regional.

Mineralogía (mineralogy) Estudio de los minerales.

Modelo (modcl) Ténnino utilizado a menudo corno sinónimo de hipótesis, pero menos preciso, porque a veces se utiliza para describir también una reoña.

Modelo de d renaje de red enrejada (trellis drainage pattern) Sistema de corrientes de agua en el cual afluentes casi paralelos ocupan los valles con ados en estratos plegados.

Modelo dend rítico (dendritic pattern) Sistema de corrientes de agua que sigue el mooelo de un árbol ramificado.

693

Modelo dendrítica

Modelo radial (radial pattcm) Sistema de corrientes de agua que fluyen en todas las direcciones alejándose de una estructura central elevada, como un volcán.

Modelo radial

Modelo rectangular (rectangular pattern) Red de drenaje caracterizada por numerosos recodos en ángulo recto.

Se desarro])a generalmente sobre un substrato rocoso fracturado.

_.

-'-'

A-.,

~ --_ ..¡

.~. ~-_

_.-_ ... ~

.

l·~"".,

Modelo roctangular

Montaña limitada por fallas (faultblock mountain) Montaña formada por el desplazamiento de rocas a lo largo de una falla.

Montañas compresionales (compressional mountains) Principales cinturones montañosos de la Tierra generados por fuerzas horizontales que acortan y engrosan el material de la coneza mediante pliegues y fa llas. Con el Himalaya como ejemplo, se forman a lo largo de bordes de placa convergentes en asociación con colisiones de continentes, o a \'CCCS fragmentos de corteza más pequeños.

Monte submarino (seamount) Pico volc.inico aislado que asciende al menos 1.000 metros por encima del suelo oceánico profundo.

Morrena central (medial morainc) Cord6n de tills formado cuando se

694

G LO S A RI O

juntan las mOITen:lS laterales de dos glaciares alpinos que se unen.

Morrena de fo ndo (ground mornine) Capa ondulada de ril! depositada confom le el frente de hlcJo se retira.

Morrena de retroceso (recessionaJ moraine) Morrena fin al formada confonne el freme de hielo se estancó durante el retroceso glaciar.

Morrena final (end morune) Alineación de aluviones glaciares que marca una posición anterior del frente de un glaciar.

Morrena lateral (lateral moraine) Cordón de tills a lo largo de los bordes de un glaciar de valle compuestos fundamentalmente de derru bios que cayeron al glaciar procedentes de las paredes del valle.

MotTena terminaJ (tenninal nlOraine) Morrena fmal que marca el lugar más avanzado al que llega un glaciar, Nebulosa solar (solar nebula) Nube de gas y/o po lvo interestelar a partir de la cual se formaron los cuerpos de nuestro Sistema Solar.

Neutrón (neutron) Partícula subatómica localizada en el núcleo de Wl átomo. El ncutrón es eléctricamente neutro y tiene una masa aproximadamente igual a la de un protón.

Neviza (firn) N ieve granular recristalizada. Una etapa de transición entre la nieve y el hielo glaciar.

Nivel de base (base leve!) Nivel por debajo del cual un ño no puede erosionar más.

Nivel de base absoluto (ultimate base leve!) Nivel del mar; el menor nivel al cual la erosión fluvial puede profundizar en el terreno.

Nivel de base local (local base level) Véase nivel de base trn7ISÍt(l1'io.

Nivel de base transitorio (local) (temporary -local- base le vel) Nivel de un lago, una capa de roca resistente o cualquier otro nivel de base que se sitúa por encima del nivel del mar, Nivel freático (water rabie) El nivel superior de la zona saturada de las aguas subte rráneas.

Nivel &cático colgado (perched water rabIe) Zona de saruración localizada por encima de! nivel freático regional creada por una capa impermeable (acuicluido).

Ni,,'Clcs o capas de e nergía (energy lcvels or sheUs) Zonas con forma esférica y carga negariva que rodea n el núcleo de un átomo.

No foliado (nonfoliared) Roca metamórfica que no tiene fo liación.

Nódulos de manganeso (manganese nodules) Tipo de sedi mento hidrogénico disperso en el suelo oceánico, compuesto fundamentalmente de manganeso y hierro, y que nonnalmente contiene pequeñas cantidades de cobre, níquel y cobalto.

Nube ardiente (nuée ardente) Restos volcánicos incandescentes en suspensión por los gases calientes que se mueven pendiente abajo como si fuera una avalancha, Nube de Oort (Oort c1oud) Región esférica compuesta de cometas que orbitan el Sol a distancias en general superiores a 10.000 veces la distancia TIerra-Sol. Núcleo (rore) Capa más interna de la TIerra según la composición. Se cree que es en gran parte u na aleación ele hierro y níquel con cantidades menores de oxígeno, silicio y azufre.

Núcleo (nudeus) Centro pequeño y denso de un átomo que contiene toda su carga positiva y la mayor parte de su masa.

Núcleo externo (outer core) C apa simada debajo del manto, de unos 2.270 kilómetros de grosor y que tiene las propiedades de un líquido.

Núcleo interno (inner core) Capa sólida más interna de la Tierra, con un r.!dio de unos 1.2 16 kilómetros

\

Núcleo interno

Número atómico (atornic number) N úmero de protones que hay en el núcleo de un átomo.

Número másico (mass number) La suma del número de neutrones y de protones del núcleo de un átomo,

Oculració n (occulra tion) Desaparición de luz que se produce cuando un objeto pasa detrás de otro apa rentemente mayor. Por ejemplo, e! paso de Urano por delante de una estrella distante.

Ola de oscilación (wave of osci1lation) Ola en la cual la onda forma avances conforme las panículas de agua se mueven en órbitas circulares.

Ola de traslació n (wave of tnmslation) Avance rurbulento del agua creado por las olas rompientes.

Oleada glaciar (surge) Periodo de avance glaciar r.í pido. Son típicamente esporádicas y cortas.

Onda de euerpo (OOdy wave) O nda sísmica que viaja a través del i.nterior de la Tierra.

Onda P (P wave) La onda sísmica más rá pida, que se transmite por compresión y expansión del medio, Onda primaria (P) (primary (P) wave) Tipo de onda sJ'smica que implica la alternancia de compresión y expansión del material a través del que pasa.

Onda S (S wa,,·c) O nda sísmica, más lenta que una onda P, que viaja sólo a través de sólidos.

Onda secundaria (S) (secondary (S) \\'ave) Onda sísmica que implica una oscilación perpendicular a la dirección de propagación .

Ondas de superficie (surface waves) Ondas sísmicas que viajan a lo largo de la capa externa de la Tierra.

Ondas largas (1.) (long (1..) wa,'cs) Estas ondas gener.!das por los terremotos viajan a lo largo de la capa externa de la Tierra y son responsables de la mayor pane del daño de superficie, Las ondas L tienen períodos más largos que las otraS ondas sísmicas.

Orogénesis (orogenesis) Los procesos que, en conj unto , rienen como consecuencia la fonnación de monta ñas.

Oxidación (oxidation) Pérdida de uno o más electrones de un átomo o ion.

Denominado así porque los elementos se combinan nonnalmente con el oxígeno.

Palcomagnetismo (paleomagnetism) El magnetismo remanente natural en los cuerpos rocosos. La magnetización pennanente adquirida por una roca que puede utilizarse par.! determinar la localización de los polos magnéticos y la latitud de la roca en el momento en que quedó magnetizada,

G LO SAR I O

Paleontologia (paIeontology) Esnldio sistcmático de los fósiles y la historia de la vida sobre la Tierra.

Pange.a (pangaca) Superconunente que hace 200 millones de años empezó a separarse y formar las masas terrestres actuales.

..~.>~,~.~(~.--~..~~... ,1

" i,._~\'"\)

" .'r'>

\

1•• / ') /) Paraconformidad (disconformity) Tipo de discontinuidad estrali¡,rráfica en la cual los estratos por encima y por debajo son paralelos.

Paradigma (paradigm) Teoría que se sostiene con un grado elevado de fiabi lidad y que tiene W I alcance cxtenso.

Pasta (groundmass) La matriz de cristales más pequeños dentTO de una roca ígnea que tiene textura porfídica.

Pavimento desértico (desert p3\'ement) Capa de gnwa y granos gruesos creada cuando el viento ha eliminado el material más rmo.

Pegmatita (pegmatite) Roca ígnea de grano muy grueso (nonnalmeme de tipo gra¡úrico) que se suele encontrar asociada a una gran masa de rocas plut6nicas que tienen cristales más pequeños. Se cree que la cristalización en un am biente rico en agua es ~ponsable del gran tamaño de los cristales.

Perfil del suelo (soil profiJe) Sección vertical a tra\·és de un ruejo que muestra su sucesión de horiwntes y la roca madre subyacente.

Perfil de reflexión sísmica (seismic reflecbon profLIe) Método de observaci6n de la estructura del subsuelo utilizando ondas sonoras de baja frecuencia que penetran los sedimentos y reflejan los contactos entre las capas rocosas y las zonas de fa lla.

PerfillongitudinaJ (longitudinal profile) Secci6n representativa de un cauce fl uvial a lo largo de su curso descendente desde la cabecera a la descm bocadura.

P eridotita (peridotite) Roca í,!,'Tlea de composición ultramáfica que se cree abundante en el manto superior.

Período (period) Unidad básica de la escala dc tiempo geológico que es una subdivisión de una era. Los períodos pueden dividirse en unidades más pequeñas denominadas épocas.

Período de onda (wa"'e period) Intervalo temporal comprendido enrre el paso de crestas sucesivas en un punto estacionario.

Periodo de retomo (retom period) Véase mttrVnlo de ytt1lrrnltia.

Período de semid esintegración o vida media (half-life) Tiempo necesario para que se descom pongan la mitad de los átomos de una sustancia radiactiva.

Penruúrost Cualquier subsuelo permanentemente helado. Se encuentra nonnalmente en las regiones árticas y subárticas.

Permeabilidad (permeability) Medida de la capacidad de un material para transmitir agua.

Peso at6mico (atomic weight) La media de las masas :lt6micas de los isótopos para un elemento dado.

Peso especifico (spccific gravity) Razón del peso de una sustancia con respecto al peso de un volumen igual de agua.

Pie de talud o elevació n continental (continental rise) La superficie en suave pendiente que hay en la base del talud continental.

Pitó n volcánico (volcanic neck) Resto aislado, con paredes empinadas y de origen erosivo que consiste en lava que una vez ocupó la chimenea de un volcán.

Pizarrosidad (sial)' clcavage) TIpo de foliación caracteristica de pizarras en la cual hay una disposición paralela de minerales metamórficos de grano muy fino.

Placa (plate) Una de las numerosas secciones rígidas de la litosfera que se mueve como una mudad sobre el material de la astcnosfera.

Placer Depósito fon nado cuando los minerales pesados son concentrados

695

mecánicamente por las corrientes, lo más habirual por arroyos y oleaje. Los placeres son fuen tes de oro, estaño, platino, diamantes y otros minerales \":lliosos.

P lanctaS eneriores (outcr p lanets) Planetas exteriores de nuestro Sistema Solar, que incluyen J úpiter, Sarumo, Urano, Neplllno y Plutón. Con la excepción de Plutón, estos cuerpos son conocidos como los planetas jovianos.

Planelas interiores (inner p lanets) Planems interiores de nucstTO Sistema Solar, que incluyen Mercurio, Venus, la Tierra y Marte. También se les denomina pJanetas terrcs~ debido a su estructura interna y su com¡:K)Sici6n, similares a las de la Tierra.

Planeta joviano (Jovian planet) Uno de los planetas semejantes a Júpiter; Sammo. Urano y N eptuno. Estos planetas tienen densidades relativamente bajas.

P laneta terrestre (terrestrial planct) Uno de los planel:3s parecidos a b TieITa; Mercurio, Venus y Marte. Estos planetas tienen densidades relativamente altas.

P lano d e. estratificación (be.dding plane) Superficie casi plana que separa dos estratOS de roca sedimentaria. Cada plano de estratificación marca el final de un depósito y el comien"W de OtTO con difcremes caracteristicas.

PlamIonna continental (continental shclf) La rona sumergida de suave pendiente del margen continental que. se extiende desde la línea litoral hasta el talud contincntal.

P lataforma d e abrasión (wave.-cut planonn) Escalón o platafonna a lo largo de una costa al nivel del mar, cortada por erosión de las olas.

P lataforma estable (stable platfonn) Partc del cratón cubierta por focaS sedimentarias relativamente no defonnadas y por debajo de la cual yace un complejo de base de focaS ígneas y metamórficas.

Plataforma glaciar (ice shclf) Es Wla masa gr:mde y relativamente plana de hielo flotan te que se extiende hacia el mar desde la COSI:3, pero pennanece unida a la tierra por uno o más lados, cuando el hielo glaciar fluye en las bahías.

Playa (bcaeh) Acumulación de sedimentos que se encuentra a lo largo

698

GL O S ARIO

Sedimento terrígeno (terrigenous sediment) Sedimentos del fo ndo marino derivados de la erosión y la meteorización terrestre.

Selección (sorting) Grado de semejanza que tiene el tamaño de las partículas de un sedimento o una roca sedimentaria.

Serie de cristalización de Bowen (Bowen's reaction series) Concepto propuesto por N. L Bowen que ilustra las relaciones entre el magma y los minerales que cristalizan a partir de él durante la formación de las rocas ígneas.

Siderolito (stony~iron met:eorite) Una de las tres principales categorías de meteoritos. Este grupo, como su nombre indica, es una mezcla de hierro y silicatos.

Silicato (silicate) Cualquiera de los numerosos minerales que tienen el tetraedro silicio-oxígeno como su estrucrura básica.

Silicato claro (light silicate) Silicatos carentes de hierro y/o magnesio. En general tienen un color más claro y pesos específi cos menores que los silicatos oscuros.

Silicato ferromagnesiano (ferromagnesian silicate) Véase silicato Silicato no ferromagncsiano (nonfeITOmagnesian silicate) Véase silicato clnro.

Silicato oscuro (dark silicate) Silicatos que contienen iones de hierro y/o magnesio en su estructura. Tienen un color oscuro y un peso específico más elevado que los silicatos no ferromagnesianos.

Sill Cuerpo ígneo tabular resultado de una intrusión paralela a las capas de la roca caja.

Sinclinal (synclinc) Pliegue con disposición cóncava de los estratos sedimentarios; o encontrándose las rocas más modernas en el centro.

Sismógrafo (seismograph) Instnunento que registra las ondas sísmicas.

Sismograma (seismogram) Registro realizado por un sismógrafo.

Sismología (seismology) Estudio de los terremotos y las ondas sísmicas.

Sistema (system) Grupo de partes interactuantes o interdependientes que forma un todo complejo.

Sistema abierto (open system) Sistema del que la materia y la energía entran y salen. La mayoría de los sistemas narurales pertenece a este tipo.

Sistema cerrado (close<! sysrem) Sistema independiente en cuanto a la materia; es decir, la materia ni entra ni sale.

Solif)uxión (solifluction) Flujo lema pendiente abajo de materiales sarurados de agua, comunes en las áreas con permafrosr.

Solución hidrotermal (hydrotennal solution) Solución acuosa y caliente que escapa de una masa magmática duran te las etapas tardías de la cristalización.

Dichas soluciones pueden alterar la roca caja circundante y suelen ser el origen de depósitos significativos de menas.

Solum Los horizontes 0 , A Y B del perfil del suelo. Las raíces vivas y otra vida vegetal y animal están confinadas en gran medida a esta zona.

Sonar Instrumento que utiliza señales acústicas (energía sónica) para medir las profundidades del agtla. Sonar es un acrónimo de sound 1Iavigation nmging (navegación sónica y medición de distancias).

Stock Plurón similar a un batolito, pero más pequeño.

Subducción (subduction) Proceso por medio del cual la litosfera oceánica se sumerge en el manto a lo largo de una zona convergente.

~ansión se encuentra próximo a una zona de subducción.

Subsuelo (subsoil) T érmino aplicado al horizonte B de un perfil de suelo.

Sucesión fósil (fossil succession) Los organismos fósiles se suceden unos a otros en un orden definido y determinable, y cualquier períooo temporal puede reconocerse por su contenido fósil.

Suelo (soil) Combinación de materia orgánica y mineral, agua y aire; la parte del regalito que soporta el crecimiento vegetal.

Suelo inmaduro (inunature soil) Suelo que carece de horizontes.

Suelo residual (residual soil) Suelo desarrollado directamente a partir de la meteori7.aciÓn del substrato de roca subyacente.

Suelo transportado (transponed soil) Suelos que se fonnan en depósitos no consolidados.

Superposición, ley d e la (superposirion, law al) En cualquier secuencia no deformada de rocas sedimentarias, cada estrato es más antiguo que el que tiene por encima y más moderno que el inferior.

Surco glaciar (glacial trough) Valle montañoso que ha sido ensanchado, profundizado y enderezado por un glaciar.

Sutura (suture) Zona a lo largo de la cual se unen dos fragmentos de la corteza. Por ejemplo, después de una colisión continental, los bloques se suturan.

Tabular Describe una morfología como un plutón ígneo que tiene dos dimensiones que son mucho más largas que la tercera.

Talud (talus) Acumulación de delTUbios de roca en la base de un acantil¡¡do.

Subducción

Sismo precursor (foreshudcs) Pequeños terremotos que a menudo preceden a uno mayor.

Subducció n flotante (buoyant subduction) Subd ucción en la que el ángulo de descenso es pequeño porque la litosfera oceánica todavía está caliente y flota. Sucede donde un centro de

Ta1ud continental (continental slope) Cuesta empinada que se dirige hacia el

GLO SA R IO

fondo oceáruco profundo y maTCI el borde ma r adentro de la platafonna (:o ntinemal.

Taxonomía del suelo (soil taxonomy) Sistema de c1asi6cación del suelo que consiste en seis caregorias jerárqwcas basadas en características observables del suelo. El sislema reconoce 12 órdenes del suelo.

Tectónica (tectonics) Estudio de los procesos a gran escala que globalmente deforman la corteza terrestre.

Tectónica de placas (plate tectonics) l eona que propone que la capa externa de la TIerra consiste en placas individuales que interaccionan de va rias maneras y, por consiguiente, producen terremotos, volcanes, montañas y la propia corteza.

Teoria (theory) Opinión comprobada y aceptada en general que explica cienos hechos observables.

Terraza (terrace) Esrrucrura plana en fonna de banco producida por una corriente de agua, que quedó elev,¡da confonne la corriente erosionaba en sentido descendente.

Terraza de kame (kame tenace) Estrecha acumulación de derrubios estratificados, depositados entre un glaciar y la pared del V311e adyacente.

Terremoto (earthquake) Vibración de la tierra producida por la liberación rápida de energla.

Terreno (terrane) Bloque de cone-l.a limitado por fallas, cuya historia geológica es distinta de la de los bloques de corter.3 adyacentes.

Tetraedro silicio-oxfgeno (siliconoxygen tettahedron) Estructura compuesta de cuatro áromos de oxígeno que rodean a un áromo de silicio que constituye la un.idad estnlctural básica de los silicatos.

Textura (texture) E l tamaño, la fonna y la distribución de las particulas que colectivamente oonstituyen una

,,,.,..

Textura afanftica (aphanitic texture) Textura de rocas ígneas en la mallos cristales son demasiado pequeños para que los minerales individuales puedan distinguirse sin la ayuda de un uúcroscopio.

Textura dástiea (dastic tcxture) l extura de las TocaS sedimentarias que consiste en fragmentos (granos) de la roca preexistente.

Textura cristalina (crystalline (cxture) Véase trxtura 110 (/¡istua.

Textura f.meritica (phaneritie texture) Textura de las rocas ígneas en la cual los cristales son aproximadamente iguales en t2maño y lo sufi cientemente grandes para que los minerales puedan identificarse sin la ayuda de un microscopio.

Texrura foliada (foliated (exture) Texrura de las rocas metamórficas que proporciona a la roca un aspecto en capas.

Textura fragmentaria (fragmenta! [exture) Véase uxwra pirTxlástica.

Textura no c1ástica (nonclastic texture) T énnino para designar la texmra de las rocas sedimentarias e n las cuales los minerales fonnan un mosaico de cristales.

Textura pcgmatítica (pegmatitic texture) Textura de rocas ígneas en la que todos los cristales interconectados miden más de un centímetro de diámetro.

Textura piroclástica (pyrocla!¡tic texture) Textura de roca ígnea result2nte de la consolidación de fragmentos individuales de roca que son expulsados durante una erupción volcánica violenta.

Textura porSdica (porphyritic texture) Textura de roca ígnea caracterizada por dos tamaños de cristal claramente diferentes. Los cristales más grandes se denominan fenocristales, mientras que la maoiz de cristales más pequeños se denomina pasta.

Textura porfidoblástica. (porphyroblastic texture) Textura de rocas metamórficas en la que los granos particularmente grandes (porfidoblastos) están rodeados por una matriz de granos finos de otros minerales. .

Textura vesicular (vesicular texrure) T énnino aplicado a las rocas ígneas af:a níticas que contienen muchas pequeñas cavidades denominadas vesículas.

Tiempo de demora (lag time) TIempo transcurrido entre una tempestad y una inundación.

TtIJ Sedimento no clasificado depositado directamente pOI" un glaciar.

Tallita (tillite) Roca fonnada cuando el aluvión glaciar se litiflca.

Toba soldada (welded tuft) Depósjro pinx:lástico formado por partÍculas

699

fundidas por la combinación del calor retenido en el depósito en reposo y el peso del m:nerial supra yacente.

Tómbolo (tombolo) Barra de arena que conetta una isla con el continente o con otra isla.

Tómbolo

j •• Tr.unpa petrolífera (oil trap) Estructura geológica que pemUte la acumulación de cantidades significati vas de petróleo y gas.

~•...•./ Transpiración (transpiratioo) Liberación de va por de abroa a la atmósfera por parte de las plantas.

Travertino (travertine) Fonna de caliza (Caco j ) que es depositllda por ma nantiales calientes o como un depósito cárstico.

Tsunami Palabra japonesa para designar una ola marina asociada con un terremoto.

Túnel de lava Oava tube) T únel en la lava endu~da que actúa como un conducto horizontal para la lava que fluye desde la chimenea volcánica. Los túneles de lava pennitcn que las lavas fluidas avancen largas distancias.

Twbidita (turbidite) Depósito de corriente de turbidet. caracterizada por su estratificaci6n gradada.

Unidad d e masa atómica (atomic mass unit) Unidad de masa exactamente igual a un doceavo de la masa de un átomo de carbono- 12.

Unifomüsmo (unifonnitarianism) Concepto de que los procesos que han conformado la Tierra en el pasado geológioo son esencialmente los mis:r.os que los que actúan en la ac:tualilbd.

Vacío sísmico (seismic pp) Segmento de una zona de falla que DO

700

GLOSA RIO

ha experimentado un gnm terremoto durante un intervaJo en el que la mayorla del resto de segmentos sí lo ha hecho. Esos segmentos son probables lugares para grandes terremotos en el

furoro.

Valle colgado (Jnnging valIey) Valle tributario que entra en un valle glaciar a una considerable altura por encima del suelo del valle.

V811._

Valle de rift (rift vaUey) Valle largo y estrecho limitado por fallas normales.

Representa una región en la que se está produciendo divergencia.

VaIley min Cuerpo re.lativamente estrecho de terrenos de acarreo estratificados depositados en el suelo de un valle por corrientes de 2guaruC\-'t que procede de 12 terminación de un glaciar alpino.

Velocidad de escape (escape velocity) Velocidad inicial que un objeto necesiu pan escapar de la superficie de un cuerpo celeste.

Velocidad de sedimentación (senling velocity) La velocidad a la cual las partículas caen a tTavés de un liquido estático. El umaño, la forma y el peso específico de las partículas influyen en la velocidad de sedimentación.

Vent.ihcto (ventifact) Canto o guijarro pulido y moldeado por el e recto de chorro de arena del viento.

Vesículas (vesides) Aperturas esféricas o alargadas en la porci6n enerior de un torrente de lava que fueron creados por los gases que escapaban.

Vidrio (volcánico) (gIass (valcarne» Vidrio naronl producido cuando la law. fundida se enma demasiado deprisa como para pennitir la recristalizaci6n.

El vidrio volcánico es un sólido compuesto de átomos desordenados.

VlSCOSidad (viscosity) Medida de la resistencia al flujo de un fluido.

Vítrea (glassy) T érmino utilizado para describir la textura de ciertas rocas fgneas, como la obsidiana, que no contiene crisules.

Voláti1es (volati1es) ComJX::mentes gaseosos del magma disueltos en el fundido. Los volátiles se vaporizarán con facilidad (forma.rin un gu) a las presiones superficiales.

Volcán (voIcano) Montaña formada por lava, materiales piroclásticos o ambos.

Volcán en escudo (shield volcano) Gr.m volcán de pendiCIlte suave construido a partir de lavas basálticas fluidas.

Volcánico (,,"Olcanic) Que pertenece a las actividades, estructuras o tipos de rocas de un valdn.

Volcanismo intraplaca (inttaplate volcanism) Actividad ígnea que se prod uce en el interior de una placa tectónica lejos de los bordes de placa.

Xenolito (xenolith) Inclusi6n de roca. madre no fundida en un plutón ígneo.

Xerofita (xerophyte) Planta muy tolerante a la sequía.

Yarda.ng Cresu aerodinámica, esculpida por el viento, con e1 aspecto de un casco de barco al revés, con una o rienución paralela al viento predominante.

Zona de acumulación (rone of a.ccumulation) Parte de un glaciar caracterizada por la acumulación de nieve y la formación de hielo. El limite externo de esta zona es el límite de nieves perpetuas.

Zona de a.irea.ci6n (zone of aera.tion) Área por encima de1 nivel freático donde los poros del suelo, el sedimento o la roa no están saturados de agua, sino llenos fundamenta lmente de a.ire.

Zona de ba.ja velocidad (low-velocity zone) Subdivisión del manto localizada entre 100 y 250 kilómetros y discernible

por un notable descenso de la velocidad de las ondas sísmicas. Esta zona no circunda ho mogéneamente la Tierra..

Zona de Benioff (Benioff rone) Véase ZImII tk Waduti-BmiQjf. Zona. de ablación (zone o( w:astage) Parte de un glaciar m ás aJlá del límite de nieves perperuas donde cada afio se produce una pérdida neta de hielo.

Zona. de fractura. (mcture zone) Zona lineal de topogra6a irregular en el fondo oceánico profundo que sigue a las (alias tnms(ormantes y sus CX1:ensiones inactivas.

Zona de fractura. (mne of fracture) Porción superior de un glaciar que consiste en hielo quebradizo.

Zona de rift (rih rene) Región de la corteza en la que la enensi6n conduce al fallado normaJ y a las estructu ras asociadas con este cipo de rallas. En las zonas de rift actins se produce expansión de1 suelo oceánico.

Zona de saturación (zone of sarura.tion) Zona donde todos los espaeios abiertos en el sedimento y en la roca escln completamente llenos de agu:¡o

Zona de sombra (shadow rone) Zona comprendida entre los 105 Y los J4{) grados de disuncia desde un epicentro sísmico en la cual no se reciben las o ndas ..p.... debido a su refracción por el núcleo de la Tierra.

Zona de subducci6 n (subduction rone) Zona larga y estrecha donde una placa litosférica desdende por debajo de

om.

Zona de Wadari-Benioff (WadariBenioff rone) Zona estrecha e inclinada de actividad sísmica q ue se extiende desde una fosa y desciende a la astenosfen.