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-Contenido� � � � � � �
-La estructura y la atmósfera terrestres. -La corteza. -El manto. -El núcleo. -El campo magnético. -La atmósfera. -Opinión alternativa. -Placas tectónicas/ introducción. -La revolución. -Como quedó demostrada la deriva continental. -Placas tectónicas. -Bordes de las placas -La formación de las rocas / introducción. -Rocas ígneas. -Rocas metamórficas. -Rocas sedimentarias. -El ciclo de las rocas. -Fallas y pliegues. -Eras, Periodos, años. -Terremotos / introducción. -¿Dónde se producen?. -Cómo se miden. -¿Se puede predecir?. -Los daños. -La escala de Mercalli modificada -Las Montañas / introducción. -Montañas de plegamiento. -Montañas de bloques y de erosión. -Montañas volcánicas. -Erosión eólica y acuática. -La acción del hielo. -Las Cuevas / introducción. -Formación de las cuevas. -Tipos de cuevas. -Paisajes cársticos. -Estalactitas y estalagmitas. -Cuevas no calcáreas. -El hielo / introducción. -La formación de heleros. -Mantos de hielo y casquetes glaciares. -Hielo marino. -Tipos de glaciares. -Desplazamientos del hielo. -Los glaciares y el paisaje. -Las glaciaciones.
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-Volcanes / introducción. -Productos volcánicos. -La lava. -Formas volcánicas. -Volcanes oceánicos. -Las principales erupciones volcánicas -Desiertos / introducción. -Por qué hay desiertos. -Climas desérticos. -Paisajes desérticos. -Plantas, animales y seres humanos. -Mesetas y llanuras -Ríos y lagos / introducción. -¿De dónde sale el agua de los ríos? -Ríos perennes, estacionales y transitorios. -Las cuencas de los ríos. -Ríos y paisaje. -Lagos. -Ríos, lagos y personas. -El ciclo del agua. -Las costas / introducción. -La energía del mar. -Playas. -Costas erosivas. -Paisajes costeros. -Variaciones en el nivel del mar. -Las islas / introducción. -Islas volcánicas. -Archipiélagos. -Islas “hot-spot”. -Islas coralinas. -Las islas y el nivel del mar. -Los océanos / introducción. -El agua del mar. -Las olas. -Mareas. -Corrientes. -Morfología del fondo marino -El clima / introducción. -La presión atmosférica. -La temperatura. -Nubes y precipitaciones. -Tipos de nubes. -Sistemas templados. -Sistemas tropicales. -Para medir la fuerza del viento.
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� La estructura, y la atmósfera terrestre. Saliendo de la Tierra, el hombre ha llegado a la Luna, a posado naves espaciales sobre otros planetas y a enviado sondas espaciales hasta los rincones más remotos del Sistema Solar. Pero en sentido contrario, la historia es totalmente diferente. El acceso directo del hombre al interior de la Tierra se limita a lo más hondo de la mina más profunda, es decir, menos de 4 Km. Durante la mayor parte de la década de los 1980, los rusos han perforado la capa terrestre, tratando de alcanzar una profundidad de 15 Km.; pero aún así , apenas han llegado a arañar el 0´24% más superficial de la Tierra, cuyo radio medio es de 6.371 Km. Incapaces de acceder a las profundas entrañas de la Tierra, ni de situar allí sus instrumentos, los científicos se ven obligados a explorar por medios más sutiles. Uno de los métodos es la medición de fenómenos naturales (el campo magnético y el gravitatorio son los principales ejemplos de ellos) que tienen lugar sobre la superficie, y la interpretación de estas observaciones en función de las propiedades internas del planeta. Otro método consiste en el estudio de la Tierra con medios inmateriales, el principal de los cuales son las ondas sísmicas emitidas por los terremotos. Al atravesar la Tierra, las ondas experimentan cambios repentinos de sentido y velocidad, a determinadas profundidades. Estas profundidades indican los límites fundamentales, o discontinuidades, que dividen la Tierra en corteza, manto y núcleo. La corteza. . A la capa más superficial de la Tierra, la corteza, le corresponde a penas alrededor del 0´6% del volumen del planeta. El grosor medio de la corteza oceánica es de 5-9 Km., con muy pocas variaciones en todo el mundo. En cambio, la corteza continental tiene un grosor medio muy superior, de 30-40 Km., y es mucho más variable. Por ejemplo, bajo el valle central de California, hay un grosor de apenas 20 Km.; en cambio, debajo de las grandes cadenas montañosas, como el Himalaya, a veces supera los 80 Km.
Las rocas que componen la corteza continental son sumamente variadas, e incluyen torrentes de lava, inmensos bloques de granito y, sedimentos depositados en aguas poco profundas cuando el mar invadió partes de los continentes. A pesar de la diversidad de materiales, la composición media es, en principio, similar a la de los granitos, y los dos elementos más comunes (aparte del oxígeno) son el silicio y el aluminio. La corteza oceánica es mucho más uniforme en su composición y, aparte de una capa fina de sedimentos, está compuesta fundamentalmente por basaltos, posiblemente con una capa de gabros por debajo (con la misma composición que los basaltos, pero de grano más grueso). Aparte del Oxígeno, los elementos más comunes, de la corteza oceánica son, una vez más, el silicio y el aluminio, aunque además hay bastante más magnesio, que en la corteza continental superior. La composición de la corteza inferior, de la que no se puede obtener muestras directas, es incierta, aunque es probable que los gabros sean las rocas predominantes. No cabe duda de que la corteza inferior es
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diferente de la superior, porque las ondas sísmicas la atraviesan a mayor velocidad. � El manto. El manto se extiende desde la base de la corteza hasta una profundidad de aproximadamente 2.900 Km.; a él corresponde alrededor del 82% de volumen de la Tierra. El brusco limite entre la corteza y el manto recibe el nombre de discontinuidad del Mohorovicic, por el sismólogo croata que la descubrió, en 1.909. Se supone que el manto está compuesto fundamentalmente por peridotitos, rocas que contienen elevadas proporciones de hierro, silicio y magnesio, además de oxigeno, Aunque el manto es inaccesible, su composición se puede inferir por las rocas superficiales que se supone que han dado origen. A pesar de ser sólido en su mayor parte, contiene una capa parcialmente fundida. � El núcleo. El Núcleo se extiende desde la base del manto hasta el centro de la Tierra, y le corresponde alrededor del 17% del volumen terrestre. La discontinuidad entre el manto y el núcleo se llama discontinuidad de Gutenberg, o también discontinuidad de Wiechert-Gutenberg, en memoria de sus descubridores y, especialmente, del sismólogo germanoestadounidense Beno Gutenberg. De hecho, el núcleo está compuesto por dos partes bien diferenciadas: el núcleo externo, que llega hasta una profundidad de alrededor de 5.155 Km., es liquido, mientras que el núcleo interno es sólido. El componente fundamental del núcleo es el hierro, aunque, según los cálculos de velocidad de rotación terrestre, la densidad debe de contener una pequeña proporción (5-20%) de algún elemento más ligero, posiblemente azufre, silicio, carbono, hidrógeno u oxigeno. � El campo magnético. La Tierra posee un campo magnético, motivo por el cual la aguja de la brújula apunta aproximadamente hacia el norte en casi toda la superficie terrestre. ¿Dónde y cómo se genera este campo? El campo magnético comprende dos partes. En su mayoría, es un dipolo simple; como si en el centro de la Tierra (aunque formando un ángulo de 11º con respecto al eje de rotación terrestre) hubiera un gigantesco imán recto. Pero hay una pequeña proporción que es mucho más complicada y cambia muy deprisa. Éste es el motivo por el cual la aguja de la brújula apunta cada año en una dirección algo diferente. Este cambio rápido indica que el campo magnético se debe producir en alguna parte líquida de la Tierra, porque ninguna región sólida podría reorganizarse con tanta rapidez sin destrozar el planeta. La única zona liquida en el interior de la Tierra es el núcleo externo. Esto cuadra con algo más. La única forma en que se podría producir un campo magnético dentro de la Tierra es por medio del flujo de enormes corrientes eléctricas y toda corriente eléctrica precisa un conductor. El núcleo terrestre es la zona más conductora de todo el planeta,
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porque está compuesto fundamentalmente de hierro. Los silicatos del manto no serían tan buenos conductores. � La atmósfera. Resulta más sencillo investigar la atmósfera que el interior de la Tierra, porque a ella se accede directamente, mediante instrumentos transportados por cometas, globos, aeroplanos,y ahora cohetes y satélites. Estos instrumentos han demostrado que existen rastros de atmósfera a lo largo de miles de kilómetros por encima de la superficie terrestre. No hay un limite preciso entre la atmósfera y el “espacio interplanetario”. Podemos dividir la atmósfera en cuatro capas, según su temperatura. En la capa más próxima a la Tierra, la troposfera, la temperatura desciende según la altitud, hasta la parte superior de la capa que tiene una altura media de 10-12 Km., si bien su espesor varía desde mucho más de 16 Km., en los trópicos, hasta menos de 9 Km., en las regiones polares. La mayoría de los fenómenos meteorológicos se producen en la troposfera. Por encima de la troposfera se encuentra la estratosfera, donde la temperatura se mantiene más o menos constante hasta los 20 Km. y, a partir de allí aumenta hasta la parte superior de la capa, situada a 45-50 Km. Este ascenso de la temperatura se debe a que la estratosfera alberga el ozono (03) de l la a atmósfera, que absorbe la peligrosa radiación ultravioleta procedente del Sol, protegiendo al mismo tiempo, la vida sobre la Tierra. En la capa siguiente, la mesosfera (que no hay que confundir con la mesosfera de las profundidades de la Tierra), la temperatura vuelve a descender hacia la parte superior de la capa, a 80-85 Km. Por encima de ella está la termosfera, en la mayor parte de la cual la temperatura vuelve a aumentar. La termosfera abarca miles de Km., fundiéndose poco a poco con el “espacio”, si bien por encima de los 500 Km. se le suele dar el nombre de exosfera. En la altitud comprendida entre los 80 y los 400 Km. (aunque el límite superior es bastante impreciso), los átomos de oxigeno y las moléculas de nitrógeno tiene cargas eléctricas (están ionizados). Esta capa, que forma parte de la termosfera, se conoce con el nombre de ionosfera. La ionosfera refleja las ondas radioeléctricas y, por lo tanto, posibilita las comunicaciones a grandes distancias. � Opinión alternativa. La división de la Tierra en corteza, manto y núcleo parte del hecho de que las tres zonas presentan composiciones químicas diferentes. No obstante, existe otra forma de analizar la Tierra, en función de su estado físico. En el manto superior, a profundidades de 75-250 Km., la velocidad de las honda sísmicas es ligeramente inferior que en la zona inmediatamente, superior e inferior. Los científicos opinan que esta capa del manto superior está fundida parcialmente, y la han denominado astenosfera. Esta capa es la fuente del magma volcánico (roca fundida) La capa rígida que cubre la astenosfera, llamada litosfera, comprende toda corteza y la parte superior del manto. La zona sólida del manto, por debajo de la astenosfera, se denomina mesosfera.
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� La revolución. No obstante a comienzos de los años sesenta, un grupo de científicos consiguió demostrar la deriva continental, aprovechando el débil magnetismo que contienen numerosas rocas ((ver como quedó demostrada la deriva continental). Una vez hecho esto, ya no se podía esgrimir la cuestión de cómo se producía la deriva como motivo para oponerse a ella. Tenía que haber una solución y había que encontrarla. No tardó mucho en llegar. Los científicos se dieron cuenta enseguida de que no hacía falta que los continentes surcaran el fondo oceánico, puesto que este también se movía. En realidad, lo que empuja a los continentes es, precisamente, la litosfera oceánica en expansión. El secreto residía en las inmensas cadenas montañosas del fondo oceánico, llamadas dorsales oceánicas, descubiertas por los oceanógrafos que es allí donde el magma de la astenosfera subyacente emerge, se enfría y se solidifica para crear más litosfera oceánica. Cuando se a solidificado, la lava se desplaza a ambos lados de la dorsal y de la abertura surge más magma, ocupando su lugar. De este modo, en estas creando constantemente la litosfera oceánica. Pero a menos que la Tierra crezca, la litosfera se tiene que destruir a la misma velocidad con la que se crea. Esto ocurre en las zonas de subducción, la mayor parte de las cuales (aunque no todas) están situadas entorno a las orillas del Pacífico. A medida de que la litosfera oceánica llega hasta los bordes de los continentes del Pacífico, se ve obligada a descender hacia el interior de la Tierra, donde poco a poco se funde y desaparece. Así se recicla todo el fondo oceánico, en menos de 200 millones de años, aproximadamente. � Como quedó demostrada la deriva continental. Numerosas rocas contienen diminutas partículas magnéticas, por lo general óxidos de hierro y titanio. Al formarse una roca, estas partículas se magnetizan en el sentido del campo magnético de la Tierra en ese lugar. Por medio de instrumentos sumamente sensibles, se puede medir este débil magnetismo y, a partir de él, determinar la posición del polo Norte en el momento en que se formó la roca. Los científicos quedaron sorprendidos al descubrir que, en el caso de rocas con una antigüedad de más de unos pocos millones de años, los polos Norte determinados según este procedimiento no coincidían con el actual y que, cuanto más antiguas eran las rocas, mayor era la discrepancia. Se sorprendieron aún más al comprobar que rocas de la misma antigüedad, procedentes de distintos continentes, determinaban polos Norte antiguos en posiciones completamente diferentes. No obstante, no puede haber más que un solo polo Norte en cada época, y tiene que estar situado cerca del extremo norte del eje de rotación de la Tierra. Por consiguiente, sólo se podía explicar la información magnética de las rocas suponiendo que los continentes habían derivado, tanto con respecto al polo Norte actual, como con respecto a si mismos.
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� Placas tectónicas. A finales de los años 60, la deriva continental y la expansión del fondo oceánico ya se consideraban dos aspectos de un fenómeno más amplio: las placas tectónicas. La litosfera terrestre (y no sólo la corteza) está dividida en 15 grandes placas de distintos tamaños, que “flotan” encima de la astenosfera, parcialmente fundida y, puesto que flotan, están en libertad para desplazarse horizontalmente. Algunas de estas placas (por ejemplo la del Pacífico) son casi totalmente oceánicas, aunque la mayoría incluyen litosfera tanto oceánica como continental. Pero no hay ninguna placa totalmente continental. Las placas poseen tres tipos de bordes diferentes. Las dorsales oceánicas son los bordes constructivos, porque es allí donde se produce la litosfera nueva. Las zonas de subducción son bordes destructivos, porque allí se consume la litosfera en el interior de la Tierra. Por último, están los bordes conservadores, también llamados fallas de transformación, a lo largo de los cuales ni se crea ni se destruye litosfera, sino que los bordes de las placas se deslizan unos junto a otros. La mayoría de las fallas de transformación se encuentran en el fondo oceánico, donde equilibran las partes de las dorsales oceánicas, permitiendo les adaptarse a la curvatura de la Tierra. De vez en cuando, no obstante, afectan zonas terrestres. La conocida falla de San Andrés, en California, es una de estas fallas de transformación. Los bordes de las placas son las partes del planeta que tienen mayor actividad tectónicas.; allí se producen casi todas las actividades oro-génicas, los terremotos y los volcanes. Se puede decir que las placas que flotan sobre la astenosfera chocan entre sí, generando actividad tectónica en los extremos. Sin embargo, como las placas poseen bordes destructivos y constructivos, también cambian constantemente de forma y de tamaño. Ni siquiera los propios continentes permanecen inalterables. A lo largo de más de 6.400 km, en el este de África, desde el río Zambeze hasta Siria, se extiende un gigantesco Rift-Valley, donde una tira larga de corteza se hundió entre fallas más o menos paralelas. Numerosos científicos creen que Rift de África oriental representa una etapa primitiva en la formación de este continente, que produjo la aparición de un nuevo océano en expansión. � Bordes de las placas. -Bode constructivo: en las dorsales oceánicas, la roca fundida que asciende desde la atmósfera original más litosfera. -Bordes destructivos: en la zona de subducción, la litosfera oceánica es obligada a hundirse bajo la litosfera continental, descendiendo a la astenosfera en un ángulo de 45º, aproximadamente. -Borde conservador: en las fallas de transformación, las placas se deslizan, las unas contra las otras, sin que se cree ni se destruya litosfera.
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La formación de las rocas.
Hay tres tipos de rocas: ígneas, sedimentarias y metamórficas. Las rocas ígneas o magmáticas se originan en las profundidades de la Tierra, como magma fundido, que posteriormente se abre camino a través de la corteza, enfriándose y solidificándose. Las rocas sedimentarias se forman, en su mayoría, cuando cualquier tipo de roca se desintegra en finas partículas que a continuación se vuelven a depositar bajo el agua y, posteriormente, se compactan. Las rocas metamórficas son rocas ígneas o sedimentarias que han estado expuestas a altas presiones o temperaturas, lo cual ha hecho que cambiasen su naturaleza. La Tierra recicla sus rocas permanentemente. El material que llega a la superficie es erosionado, transportado y, por último, regresa al interior de la Tierra, donde el ciclo vuelve a comenzar. Esta serie de procesos se conoce como ciclo de las rocas o ciclo geológico. La energía necesaria procede en parte del Sol (que alimenta los procesos erosivos) y en parte del interior de la Tierra (que genera la actividad volcánica)
Rocas ígneas.
El magma, que llega a la superficie terrestre mediante la actividad volcánica, comprende una combinación de óxidos (compuestos que contienen oxígeno) y silicatos (compuestos que contienen silicio y oxígeno). Cuando se enfría y solidifica, los óxidos y silicatos producen una mezcla compleja de cristales minerales. Las características y propiedades de los cristales de cada tipo de roca ígnea depende en parte del magma original y en parte de las condiciones físicas en que se produjo su cristalización. Puesto que las composiciones y las condiciones son sumamente variadas, existen miles de tipos de roca ígnea diferentes. Las rocas ígneas que se forman sobre la superficie terrestre se conocen como extrusivas. Las que se forman dentro de la corteza, a partir de magma que no ha llegado hasta la superficie se denominan intrusivas. Las rocas intrusivas tardan más en enfriarse porque, al estar rodeadas de otras rocas, en vez de estar al aire libre, les cuesta más perder el calor. En consecuencia, los cristales crecen más y los granos de mineral son más gruesos. A pesar de las numerosas variedades de rocas ígneas, con seis basta para designar a la mayoría de los componentes ígneos de la corteza, a saber: granito, diorita y gabro, que son rocas intrusivas, de grano grueso, y riolita, andesita y basalto, que son rocas extrusivas, de grano fino. La mayor parte de la lava que se produce en los bordes constructivos es basáltica. En los bordes destructivos se genera tanto basalto como andesita y a veces también se produce riolita. El granito es común en la corteza continental superior y es probable que el gabro predomine en la corteza continental inferior.
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Rocas metamórficas.
Cuando las rocas ígneas o sedimentarias se exponen a altas presiones y temperaturas, sobretodo si también se producen filtraciones liquidas, a veces se originan cambios en su estructura interna y en ocasiones incluso en su composición mineralógica. Todos estos procesos se conocen en conjunto con el nombre de metamorfismo. Para ello hace falta una temperatura de 300º C y una presión de 100 mega pascalios (equivalente a 100 atmósferas). Las condiciones más extremas de la corteza terrestre se producen en los bordes de las placas, donde chocan los continentes. Por lo tanto, la mayoría de las rocas metamórficas se generan en las raíces de las montañas. Según la temperatura y la presión, hay diversos grados de metamorfismo; en los más intensos, la estructura de las rocas, los agujeros e incluso los fósiles, cambian tanto que después ya no se puede identificar el tipo de roca original. Como consecuencia de la realineación de los minerales bajo presión, numerosas rocas metamórficas forman estratos, o capas. En ocasiones, estas capas son visibles; pero aunque no sea así, a menudo se detectan por la manera en que se rompe la roca. Un ejemplo común es la pizarra, que se quiebra fácilmente en hojas finas, a lo largo de los estratos. Sin embargo, no todas las rocas metamórficas forman estratos. Como ejemplos más habituales de rocas no estratificadas se puede citar el mármol, formado por el metamorfismo de las calizas, la cuarcita, derivada de las areniscas.
Rocas sedimentarias.
Por lo menos el 75% de todas las rocas sedimentarias se conoce como roca sedimentaria clástica o detrítica; esto significa que deriva de los productos de erosión de otras rocas. Todas las rocas, incluso las que se encuentran el las cadenas montañosas más impresionantes, acaban por deshacerse en fragmentos cada vez más pequeños. Cuando llegan a ser bastante pequeños, estos fragmentos son transportados por el agua, el viento o el hielo y por lo general acaban en el océano, donde caen al fondo como sedimentos y allí, bajo la presión de depósitos posteriores, se compactan y forman rocas duras. Las rocas sedimentarias más frecuentes son las areniscas. El 25% de los sedimentos pueden ser químicos u orgánicos. Los ríos disuelven los minerales de las rocas por las que pasan y las soluciones minerales acaban en los océanos. Cuando los océanos alcanzan el punto de saturación de un determinado mineral, el mineral sobrante se precipita químicamente en formas de partículas sólidas, que caen al fondo. Las rocas sedimentarias químicas más frecuentes son las calizas (carbonato cálcico, CaCO3). Pero no todas las calizas se precipitan químicamente. Numerosos organismos oceánicos extraen carbonato cálcico del agua para construir sus esqueletos y, al morir, estos se depositan en el fondo, como sedimentos. Por lo tanto, las calizas también son las rocas sedimentarias orgánicas más abundantes, aunque también hay organismos que, por un procedimiento similar, generan sedimentos de dióxido de silicio (SiO2). La mayoría de las rocas sedimentarias son una mezcla de rocas detríticas, químicas y orgánicas, aunque con un tipo predominante.
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El ciclo de las rocas.
1.1.El calor del Sol causa la evaporación. El vapor de agua sube y se condensa, en forma de nubes. 2.2.El agua de las nubes se precipita en forma de lluvia o nieve. 3.3.El agua erosiona la roca y los ríos transportan los sedimentos. 4.4.Los ríos depositan los sedimentos en forma de aluviones sobre terreno llano, o los transporta hacia lagos y mares, donde se depositan en el fondo, como arcilla o arena. 5.5.Al acumularse los sedimentos, el aumento de la presión convierte las capas inferiores en roca sedimentaria. 6.6.La roca sedimentaria más profunda se transforma en roca metamórfica como consecuencia de la presión de la parte superior y del calor de la parte inferior. 7.7.El magma (la roca fundida procedente de las entrañas de la Tierra) asciende hacia la superficie. Una parte queda atrapada en el subsuelo y se endurece, convirtiéndose en roca ígnea intrusiva. 8.8.Parte del magma sale a la superficie a través de volcanes y fisuras, en forma de lava, y se clasifica como roca ígnea extrusiva. 9.9.Parte de la roca ígnea intrusiva se hunde por la presión de los sedimentos y se convierte en roca metamórfica. Esta metamorfosis cuenta a veces con la energía térmica procedente de abajo. 10.10.La presión del choque entre placas continentales empuja hacia la superficie todo tipo de rocas, haciéndolas ascender; allí se ven expuestas a la erosión. El ciclo de las rocas vuelve a comenzar.
Fallas y pliegues.
En cuanto se forman las rocas, no solo comienza a erosionarse sino que, además están expuestas a sufrir fallas y pliegues. En ambos casos, los ejemplos de mayor intensidad se producen en los bordes de las placas, aunque estas presiones son también muy frecuentes en el interior de las placas, a escala que van desde centímetros hasta miles de kilómetros. Las fallas son fracturas a lo largo de las cuales se mueven, o se han movido en el pasado, bloques opuestos de rocas. La superficie sobre la cual se produce el deslizamiento se llama plano de la falla. La línea de falla, por otra parte, es la intersección del plano de la falla con la superficie del terreno (en caso de que la hubiera, ya que no todas las fallas llegan a la superficie). Las fallas se clasifican de acuerdo con la dirección en que se produce el deslizamiento de los bloques. Si el movimiento es fundamentalmente vertical (hacia arriba o abajo del plano de la falla), el resultado es una falla vertical, de la cual hay dos tipos principales; normal o directa, e inversa. Los movimientos horizontales originan una falla de dirección. Cuando hay dos fallas paralelas, el resultado puede ser un horst o bien un graben (rift valley).
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Un pliegue se produce cuando las rocas se doblan, sin llegar a romperse. Los lados de un pliegue se llaman flancos y la superficie que biseca el ángulo entre los flancos se conoce con el nombre de plano axial. Los pliegues se clasifican según lo cerrados que sean, su forma y el ángulo del plano axial. Hay unos cuantos tipos básicos de pliegues y una gran cantidad de variaciones.
Eras, Periodos, años.
Terremotos.
Un terremoto es una liberación súbita de energía en la corteza terrestre o en el manto superior. Cuando las placas tectónicas del planeta chocan entre sí y se distorsionan, se produce una tensión enorme: de vez en cuando, la energía acumulada por esta tensión se descarga en aquellos lugares donde las rocas más débiles. El resultado es un choque violento y repentino que puede tener efectos altamente destructivos sobre la superficie terrestre. Los efectos catastróficos de los terremotos se deben a las vibraciones (ondas sísmicas) emitidas por el choque. Durante breves instantes, las ondas sacuden la Tierra próxima al seísmo, produciendo a menudo resultados permanentes. Pocas personas han muerto o han resultado heridas como consecuencia directa de un terremoto; es más probable que esto se deba al derrumbamiento de edificios provocados por la actividad sísmica.
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Tanto si perjudican a personas como si no lo hacen, es posible que los terremotos provoquen fisuras en el suelo, produzcan cambios en el nivel y la pendiente de la superficie del terreno, desvíen ríos y arroyos, y desencadenen aludes y deslizamientos de tierra. Los maremotos también pueden originar tsunami (termino japonés que se ha internacionalizado para nombrar a los maremotos) inmensas olas capaces de recorrer miles de kilómetros antes de producir efectos devastadores a su llegada a tierra.
Dónde se producen.
La mayoría de los terremotos tienen lugar a lo largo de los bordes de las placas tectónicas, junto a las dorsales oceánicas, las fallas de transformación y las zonas de subducción, al ser estos los donde las placas interaccionan con mayor intensidad y, por ende, donde se produce la mayor distorsión y acumulación de tensiones. No obstante, no todos los seísmos se producen en los extremos de las placas. Por ejemplo, los movimientos sísmicos más destructivos producidos en América del Norte no ocurrieron en California, que está atravesada por una falla de transformación (la falla de San Andrés), sino en Carolina del Sur y Missouri, en lugares alejados de los bordes de las placas. No se conoce muy bien los motivos, pero es posible que los terremotos que se producen en el interior de las placas se deban a fallas profundas, todavía activas, que se conservan de alguna fase anterior de las placas tectónicas. A pesar de todo, California sigue siendo la zona sísmica más evidente del continente americano, porque es el lugar donde son más frecuentes los terremotos. El punto donde se produce un terremoto se denomina foco o hipocentro. El punto de la Tierra situado directamente encima del foco se llama epicentro. Los centros de todos los terremotos están situados aproximadamente dentro de los 700 km superiores de la Tierra. Dentro de este margen, los terremotos clasifican en superficiales (con foco a una profundidad de 0-70 km), intermedios (70-300 km), o profundos (por debajo de los 300 km). Hay alrededor de tres veces más terremotos intermedios que profundos, y alrededor de diez veces más de los superficiales. Los seísmos superficiales son los que producen los mayores daños porque, evidentemente, están más cerca. Además, en términos generales, los terremotos superficiales liberan más energía; aproximadamente el 75% del total, frente al 3%, en el caso de los profundos. Los focos de los terremotos en las distintas profundidades no tienen una distribución uniforme a lo largo de los bordes de las placas. Casi todos los terremotos profundos, alrededor del 90% de los intermedios, y aproximadamente el 75% de los superficiales ocurren a lo largo de las zonas de subducción que rodean el océano Pacifico. En las dorsales oceánicas y las fallas de transformación, por su parte, se suelen producir los más superficiales y de menor envergadura.
Cómo se miden.
La intensidad de un terremoto se especifica en función de su magnitud, en ocasiones denominada magnitud de Richter, en recuerdo del sismólogo estadounidense Charles Richter, que inventó una escala para ello en la década de 1930. La magnitud en realidad es la medida del tamaño (amplitud) de las ondas emitidas por el seísmo. Sin embargo, la escala
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de magnitudes es logarítmica, lo cual significa que cada punto de la escala representa que la amplitud de las ondas emitidas se ha incrementado diez veces. Por ejemplo, las ondas de un terremoto de magnitud 7 son diez veces mayores que la de uno de magnitud 6, 100 veces mayores que la de uno de magnitud 5, y así sucesivamente. La magnitud también se puede considerar una medida de energía liberada en un terremoto, porque la energía está relacionada con el tamaño de las ondas. Cada punto en la escala de magnitud representa aproximadamente una diferencia de 30 veces en cuanto a energía, de modo que un terremoto de magnitud 7 libera alrededor de 30 veces más energía que uno de magnitud 6, y alrededor de 30 X 30 = 900 veces más energía que uno de magnitud 5. Así se explica que la mayor parte de la energía liberada por los terremotos proceda de las pocas sacudidas grandes que se produce cada año, en vez de los millones de seísmos de menor importancia. En principio, no existe un limite máximo para la magnitud que puede llegar a tener los terremotos, aunque en la práctica no haya seísmos que superen el 9. La magnitud se puede determinar a partir de la amplitud tanto de las ondas internas como de las superficiales, según lo que resulte más conveniente.
¿Se pueden predecir?
Si pretendemos dar una respuesta breve a esta pregunta, es que no. Aunque los científicos han logrado predecir unos cuantos terremotos concretos, han sido incapaces de desarrollar un método de aplicación general.* Hace varias décadas que estadounidenses, japoneses, chinos y rusos están investigando sobre este tema. Han descubierto que, antes de algunos terremotos, a veces se producen fenómenos tales como la variación del nivel y la pendiente del suelo, la fluctuación de los niveles de las mareas, la velocidad sísmica de las rocas próximas, y la oscilación del campo magnético local. Pero ninguno de estos fenómenos se produce siempre, ni tan siquiera en la mayoría de los terremotos, y algunos movimientos no vienen precedidos por ninguna señal de advertencia. La predicción más espectacular fue la de un terremoto de magnitud 7,3 que tuvo lugar en Haicheng, China, en 1975. Los científicos y numerosos miembros del público se movilizaron para observar una gran cantidad de fenómenos naturales y, gracias a ello, los chinos consiguieron predecir con bastante precisión el lugar y el momento del acontecimiento. Esto les permitió evacuar a la población, con lo cual el millón probable de muertes se redujo a apenas 1.328. Lamentablemente, este éxito no se repitió. Por ejemplo, en 1.976 no lograron prever un terremoto de magnitud 7,8 que se produjo en Tangshan, donde murieron por lo menos 240.000 personas. A comienzos de la década de 1.960, los científicos, optimistas, anunciaron que sería posible hacer previsiones en un plazo de un decenio, aproximadamente. No obstante en la actualidad ni siquiera garantizan que esto vaya a ser posible en algún momento.
Los daños causados por terremotos.
Aunque la magnitud es una medida científica bastante exacta de la fuerza de un terremoto, no siempre está relacionada directamente con
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la cantidad de muertes ni de daños ocasionados, porque la fuerza destructiva de un movimiento sísmica depende de otros factores, aparte de la cantidad de energía liberada. Por ejemplo, un terremoto de una magnitud 7 puede, y de hecho suele, producir más devastación que uno de magnitud 8, por más que este libere alrededor de 30 veces más energía que aquel. Esto se debe a que tan importantes como la energía son las características del suelo en la región del epicentro, la densidad de población y el tipo de construcción de la zona. Por fuerte que sea un terremoto, no causará daños ni muertes si se produce en una zona despoblada. En cambio, un terremoto mucho más pequeño causa estragos en una gran ciudad. Asimismo, dos terremotos de la misma magnitud puede producir efectos totalmente diferentes en dos ciudades más o menos idénticas, si una de ellas está construida sobre sedimentos blandos (lo cual la vuelve más vulnerable a las vibraciones), y la otra sobre roca dura (menos susceptible). Los efectos también dependen de factores tales como si el movimiento se produce durante el día (cuando los habitantes trabajan, tal vez en bloques altos de oficinas), o por la noche (los habitantes duermen en viviendas más bajas), y del hecho de que en las ciudades en cuestión se hayan construido o no edificios anti-sísmicos. Para especificar las dimensiones de un terremoto en función de sus efectos, se emplea una escala de intensidad. En Occidente ( no así en Japón, ni en las antiguas repúblicas soviéticas, que utilizan sistemas ligeramente distintos) se suele recurrir a la Escala de Mercalli Modificada. Después de un terremoto fuerte, se acostumbra realizar un estudio para averiguar cómo varia la intensidad según la distancia desde el epicentro. Se determina la intensidad en numerosos puntos ( observando los efectos sobre suelo e interrogando a los habitantes de la región), y se trazan líneas para unir los puntos que tienen la misma intensidad, hasta elaborar una carta “topográfica” de intensidades, conocida como mapa isosísmico. La intensidad decrece a medida que aumenta la distancia del epicentro. Cuando se habla de la “intensidad del terremoto”, se hace referencia a la intensidad máxima, es decir, la del epicentro.
La escala de Mercalli Modificada.
1. Ni se siente, salvo unas pocas personas en circunstancias favorables. 2. Lo sienten pocas personas en estado de reposo. Oscilan los objetos delicados que están suspendidos. 3. Se percibe notoriamente en lugares cerrados. Es posible que los vehículos detenidos se sacudan. 4. Se suele sentir en lugares cerrados y las personas que duermen se despiertan. Los vehículos se sacuden, las ventanas vibran. 5. En general se siente. Se desprende parte del enlucido y se rompen platos y ventanas. Los relojes de péndulo se detienen. 6. Todos lo sienten; muchos se alarman. Se estropean chimeneas y enlucidos. Se desplazan los muebles y muchos objetos se vuelcan.
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7. Todos corren hacia el exterior. Se siente en los vehículos en movimiento. Daños estructurales moderados. 8. Alarma general. Las estructuras endebles quedan muy afectadas. Caen paredes y muebles. Cambia el nivel de agua de los pozos. 9. Pánico. Las estructuras endebles quedan totalmente destruidas, amplios daños en estructuras bien construidas, cimientos y tuberías subterránea. Aparecen fisuras y grietas en el suelo. 10. Pánico. Sólo permanecen en pie las construcciones más fuertes. La tierra queda muy agrietada. Se doblan las vías férreas y los ríos se desbordan. 11. Pánico. Quedan en pie muy pocos edificios. Anchas fisuras en el suelo. Se forman escarpas de falla. Las tuberías subterráneas quedan inutilizadas. 12. Pánico. Destrucción total. Se observan las ondas en el suelo y se distorsionan las líneas visuales y de nivel. Los objetos vuelan por los aires.
Montañas.
Las montañas y las cordilleras se forman principalmente por interacción de los procesos de formación (orogenia) y los subsiguientes procesos de erosión que tienden a destruirlas. En general, la distribución de las principales cordilleras del mundo siguen los mismos cinturones de masas terrestres donde son frecuentes los terremotos y volcanes. Estos fenómenos se deben, a su vez, al choque de las placas móviles que componen la litosfera. Como consecuencia de estos choques suele proyectarse hacia arriba el extremo de una placa, fenómeno que ha provocado la formación de numerosas cordilleras, aunque también hay otros procesos que intervienen en la formación de las montañas. Las mayores cordilleras que existen actualmente sobre la Tierra (los Alpes, el Himalaya, las Montañas Rocosas y los Andes) son relativamente jóvenes, ya que han nacido como consecuencia de los choques entre placas que se han producido en los últimos 25 millones de años, aproximadamente. Algunas de entre las cordilleras más antiguas son en cambio los Highlands, en Escocia, las montañas escandinavas y los Apalaches, en Estados Unidos, todas con más de 300-400 millones de años de antigüedad. En numerosas partes de África y Australia quedan restos, profundamente erosionados, de otras cadenas todavía más antiguas, de hasta 3.000 millones de años.
Montañas de plegamiento.
Las cordilleras continentales más grandes y más complejas del mundo son el resultado del choque entre placas tectónicas. Las montañas se han originado directamente por estos choques se denominan montañas de plegamiento, porque en ellas se notan perfectamente los pliegues, las fallas y todas las deformaciones provocadas por las presiones sufridas. En algunos casos, estos choques se produjeron entre masas terrestres. Así India presiona sobre el resto de Asia para formar el Himalaya y África presiona sobre Europa produciendo los Alpes. En
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otros casos, el choque se produce entre unas placas oceánicas y un continente. Por ejemplo, la placa del Pacífico se expande en dirección a América del Sur, elevando los Andes. El Himalaya, los Andes y los Alpes todavía se están formando; en cambio, otras cordilleras, como los Urales y los Apalaches, son producto de choques más antiguos, que han concluido hace ya mucho tiempo.
Montañas de bloques y de erosiones.
Existen otro tipo de montañas en las cuales los choques entre placas no tienen una participación más que marginal. En las montañas de bloques, se han hundido el bloque central de la corteza terrestre, mientras que los bloques adyacentes han sido empujados hacia arriba. Encontramos montañas de este tipo en el oeste de EUA (Nevada y partes de Utah, Nuevo México, Arizona, y California) y también en la Sierra Nevada de California y en la Teton Range de Wyoming. En las montañas de erosión, por el contrario, el bloque central se ha visto empujado hacia arriba. Encontramos ejemplos en las Black Hills de Dakota y en los Adirondacks, en el estado de Nueva York.
Montañas volcánicas.
También se forman montañas espectaculares como consecuencia de la acción volcánica. Por ejemplo, el Mauna Loa, en Hawai sería, con sus 10.203 m, la montaña más alta del mundo, se se midiera desde el fondo del océano Pacífico, aunque su altura se reduce a menos de la mitad si se la mide desde el nivel del mar. Sin embargo, mucho más importantes que estos volcanes aislados son las dorsales oceánicas, las cordilleras submarinas a lo largo de las cuales se produce la mayor parte del vulcanismo terrestre. También hay una actividad volcánica intensa donde chocan las placas oceánicas y las continentales. Por ejemplo, Los Andes deben gran parte de su masa a la actividad volcánica. A veces, la erosión y la destrucción de volcanes continentales aislados es un proceso rápido. Algunos volcanes se auto destruyen parcialmente, como el Mount St Helens, en el noroeste de EUA, que perdió parte de su costado en una erupción en 1.980; o el Vesubio, la parte superior de cuyo cráter se desintegró en el año 79. Otros son completamente auto destructivos, como el Krakatoa, en Indonesia, que explotó en 1.883, desapareciendo por completo. Aparte de estos episodios espectaculares, la erosión de los volcanes puede ser bastante rápida y las cenizas sueltas, que componen en parte, son transportadas fácilmente por el agua de lluvia. En el caso de algunos volcanes andinos, los temblores de tierra desencadenan aludes que caen sobre los valles cercanos. Algo así ocurrió en 1.970, cuando se estima que se desprendieron 40 millones de m3 de rocas y hielo del Huascarán, en Perú, sepultando por completo varias ciudades y poblados, y matando a muchos miles de habitantes en un radio de hasta 20 km. Los volcanes que se forman en los océanos a veces son erosionados por las olas, como ocurre con el Surtsey, que surgió del mar frente a las costas de Islandia en la década de 1.960 y en la actualidad casi ha desaparecido.
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En cambio, los volcanes hechos de roca más dura pueden persistir indefinidamente. Sólo en el fondo del océano Pacífico hay decenas de miles de conos volcánicos apagados (volcanes submarinos) y en diversas partes del mundo se conservan restos de volcanes de cientos de millones de años de antigüedad.
Erosión eólica y acuática.
Apenas comienza a elevarse una cordillera, se ponen en movimiento las fuerzas de la erosión.. El agua, el viento, el hielo y la vegetación son agentes erosivos que a menudo actúan simultáneamente. Las montañas, por tanto, serían el resultado intermedio de los procesos erosivos que, al final, acaban por reducirlo todo al nivel del mar. Las cordilleras jóvenes son aquellas que se han elevado hasta una altura aproximada a la cual en los últimos 25 millones de años, más o menos, y suelen se altas y escarpadas. Las cordilleras antiguas han sido erosionadas durante cientos, o tal vez miles de millones de años, y suelen ser más bajas y redondeadas. En primer lugar, los procesos erosivos comienzan a desgastar las rocas que quedan a la intemperie. La lluvia aporta agua, que provoca una reacción química en numerosas rocas minerales. Entonces, el agua arrastra los fragmentos sueltos hacia los ríos y, finalmente, al mar, mientras que la masa rocosas más resistentes permanecen en pie, como montañas aisladas. Las montañas que se han desgastado exclusivamente por acción del agua suelen ser redondeadas, con barrancos poco profundos. Las estructuras hechas por el viento en cordilleras enteras son realmente insólitas, aunque a veces se encuentran superficies desnudas y pulidas en las rocas escarpadas de regiones desérticas, sobre las que el viento arroja granos de arena a gran velocidad, como ocurre por ejemplo en el Death Valley, en California, o en las montañas Ahaggar, en el Sahara central. La labor del viento, así como los torrentes y el agua de las lluvias, abren cañones en las montañas. En cuanto el cañón se forma, el agua deposita los sedimentos en conos de deyección, mientras que el material transportado por el viento cubre de dunas las tierras bajas adyacentes.
La acción del hielo.
Al congelarse el agua dentro de las grietas de las rocas, se expande y las separa, provocando así la erosión de los picos montañosos. (De forma similar, la vegetación contribuye también a la erosión; por ejemplo, las raíces abren grietas). La acumulación de hielo en forma de glaciares, esculpe la mayoría de las altas cordilleras, como los Alpes, el Himalaya, las Montañas Rocosas (sobre todo en Canadá) y las montañas escandinavas. La forma actual de muchas otras cordilleras se debe a la acción de los glaciares durante la última glaciación (que se produjo entre 100.000 y 10.000 años atrás); por ejemplo, los Highlands, en Escocia, las Montañas Rocosas estadounidenses, la mayor parte de los Andes, el Cáucaso y los Urales. La erosión regresiva de los glaciares (es decir, la erosión de la pendiente donde se origina el glaciar) excava circos glaciares y, cuando coinciden dos o tres circos, el resultado puede ser un pico piramidal, como el Matterhorn, en Suiza. Los pasos elevados que unen los circos que atraviesan una cordillera se denominan puertos. En las laderas escarpadas de estas montañas se suelen producir aludes, en los que se desprenden rocas y tierra, pero también nieve y hielo.
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Las partes más bajas de las montañas que tienen o han tenido glaciares se caracterizan por las morrenas terminales, que son montículos de detritos transportados por el hielo a través de un valle y depositados en el limite del glaciar. A veces las morreras contienen lagos, aunque las corrientes que se forman tras la fusión del hielo acaban por desbordarlos y formar a su vez planicies aluviales que nacen en las bocas de los valles. Por lo tanto, como las cordilleras se desgastan poco a poco, las partes más resistentes son las que más duran y las que les han otorgado sus formas actuales. A veces se da la peculiaridad de que las montañas siguen creciendo a medida que sus lados se desgastan. Por ejemplo, Los Alpes y el Himalaya todavía se siguen elevando como consecuencia de los procesos de las placas tectónicas; el Everest crece en altura, a pesar de que los glaciares lo tallan por los lados.
Cuevas.
Las cuevas son agujeros que aparecen naturalmente en el suelo, por lo general lo bastante grandes como para que puedan entrar los seres humanos. A menudo están conectadas por complejos sistemas de cámaras y pasadizos que a veces abarcan numerosos kilómetros de largo y penetran hasta las profundidades de la Tierra. En el pasado, la posibilidad de acceso a multitud de cuevas permitió encontrar refugio tanto a animales como a seres humanos, y los restos acumulados en ellas son muy reveladores sobre especies animales extintas y sobre la vida del hombre prehistórico. Algunas cuevas destacan además por la vida animal actual: murciélagos, aves, serpientes e incluso cocodrilos, aparte de numerosos invertebrados, viven con frecuencia en su interior. Por un amplio margen, la mayoría de las cuevas se encuentran en zonas calizas. Esto se debe a que las calizas se disuelven con el agua de lluvia (H2O), con dióxido de carbono (CO2) en solución. Esta solución es el ácido carbónico (H2CO3), un ácido débil que ataca a la caliza por sí solo, pero cuyos efectos aumentan considerablemente si se le suman los ácidos del suelo y la vegetación. Las calizas están compuestas casi exclusivamente por carbonatos de calcio (CaCO3), que sufre una reacción reversible con el ácido carbónico, formando bicarbonato de calcio Ca(HCO3)2, que es soluble en agua. Como esta reacción es reversible, si el bicarbonato de calcio disuelto en el agua alcanza proporciones excesivas, el carbonato de calcio se precipita en los sistemas de cuevas formando estalactitas o en los manantiales en forma de toba (una piedra caliza muy porosa y ligera) o puede ser arrastrado por la corriente.
Formación de las cuevas.
No en todas las calizas se forman cuevas, ya que algunas, como la creta, son poco resistentes y no soportarían el peso del techo. En otras se encuentran unas pocas, debido a su gran porosidad que hace que el agua ácida atraviese toda la masa rocosa, sin concentrarse en puntos determinados. Las calizas inmensas, poco porosas y bien ensambladas, como las del Carbonífero, son las mejores rocas para formar cuevas. Los planos y las juntas de estratificación, junto con fallas, son puntos débiles por los que se puede filtrar el agua y con contenido ácido que ataca la piedra. En ocasiones, un ataque prolongado conduce a la formación de cuevas. Cuando una masa de calizas es levantada por primera vez por encima del nivel del mar no tiene ninguna cueva, pero éstas se empiezan a formar
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en cuanto comienza a filtrarse agua de lluvia por las juntas y los planos de estratificación. El movimiento del agua a través de una masa caliza es muy lento al principio, pero a medida que las juntas se ensanchan, aumenta el flujo. En cuanto los conductos alcanzan un diámetro de unos pocos milímetros, se produce un fluir libre y bastante rápido. El aumento de la velocidad provoca una mayor disolución y la erosión de las paredes por parte de las partículas rocosas, porque al aumentar el flujo empiezan a pasar granos de sedimentos procedentes de las formaciones rocosas que están por encima. Cuando los conductos se agrandan lo suficiente para permitir el flujo de corrientes notorias, aumentan enseguida hasta alcanzar el tamaño de una cueva. El rápido curso del agua a través de las cuevas produce poco a poco el drenaje de las partes superiores del sistema, y al final las corrientes surgen en forma de manantiales cerca de la base de la caliza. Si se origina un nuevo levantamiento de la roca, es posible que los cursos de agua subterráneos encuentren otras rutas más bajas, produciéndose así el abandono de las primeras rutas.
Tipos de cuevas.
Los pasadizos de las cuevas evolucionan desde un estado totalmente sumergido (freático) hacia el estado de una corriente de libre circulación (vadoso). Cada uno tiene sus propias características y a partir de éstas se calcula la historia de la cueva. Un drenaje demasiado rápido en ocasiones deja en la cueva sólo los rasgos freáticos, entre los que destacan los pasadizos con cortes más o menos circulares. Las corrientes vadosas de libre circulación sólo perforan el suelo, dando al pasadizo un corte en forma de fosa o cañón. La socavación de las paredes produce a veces el derrumbamiento de partes del techo y la gradual ampliación de las cuevas, lo cual puede ocasionar la aparición de aberturas a la superficie, llamadas poljes. Las entradas de las cuevas pueden estar en el extremo por donde penetra el agua, en cuyo caso se denominan hundimientos, en los que el agua reaparece en la superficie o en algún punto intermedio, a través de derrumbamientos o pozos abandonados. El perfil de un sistema de cuevas presenta a veces un declive regular, como suele ser característico en las cuevas vadosas, o subidas y bajadas, típicas de las cuevas freáticas en calizas muy escarpadas.
Paisajes cársticos.
Los paisajes calizos con sistemas de cuevas se conoce con el nombre de paisajes cársticos, por una zona de Croacia y Eslovenia. Los paisajes cársticos se caracterizan por la ausencia de corrientes superficiales, la presencia de hundimientos, valles secos (por donde en otra época circulaba el agua, que ahora fluye bajo tierra), resurgimientos y pavimentos de roca desnuda. Estos pavimentos calizos están divididos en zonas llamadas lenares, con fisuras de unos 50 cm de ancho; este proceso se debe al desgaste de las juntas, a menudo seguido por un proceso de alisamiento glaciar. En ocasiones, los paisajes cársticos presentan también numerosas dolinas (hundimientos en forma de embudo, en las intersecciones de las juntas) y poljes (valles cerrados con un sistema interno de drenaje a través de las cuevas). Los carsts tropicales se caracterizan por sus torres y conos, formados por una intensa erosión descendente, con torretas que separan elevaciones cónicas.
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Estalactitas y estalagmitas.
Las estalactitas y estalagmitas (que colectivamente reciben el nombre de concreciones calcáreas) se forman por la precipitación de carbonato de calcio procedente de agua rica en bicarbonato de calcio, que se filtra a través del techo de la cueva. Las estalactitas del techo comienzan en forma de tubos que parecen de paja, con gotas que caen por su interior, pero cuando se forman cristales dentro de los tubos, se obturan y las estalactitas engrosan. Las estalagmitas aparecen donde las gotas caen al suelo. Si gotas de agua saturada de cal caen en pequeños charcos con partículas de arena gruesa, ésta se cubre de capas de cal, formando así pisolitos. Otras concreciones calcáreas incluyen las estalactitas de cortina, junto a los bordes rocosos, las columnas que se forman al unirse las estalactitas con las estalagmitas, ondas de carbono de calcio precipitado y helictitas. Las helictitas son haces de estructura irregulares, como varillas con ramificaciones, que parecen desafiar la gravedad; su crecimiento se debe al flujo capilar de agua, por tubos sumamente estrechos. Muchas concreciones calcáreas contienen una pequeña proporción de uranio; midiendo la pérdida de radiactividad se calcula la edad de las concreciones. Éste es uno de los pocos métodos para determinar la antigüedad de una cueva, ya que la velocidad de crecimiento de las estalactitas es mucho más variable de lo que en general se piensa.
Cuevas no calcáreas.
Entre las cuevas que encontramos en rocas no calcáreas cabe mencionar una variedad de cuevas marinas, en las que la erosión ha desgastado las partes más débiles de las rocas y acantilados marinos. Existen cuevas de lava en numerosas zonas volcánicas basálticas, como Islandia, Hawai, Kenia y Australia. Por lo general, son tubos que se forman dentro de los torrentes de lava, donde el material fundido ha salido de debajo de la corteza solidificada. Las cuevas de fisura se originan en algunas zonas de rocas duras, donde la erosión o los movimientos masivos han ensanchado las fallas, separando las masas rocosas. Hay dos tipos de cuevas de hielo. En primer lugar, están los tubos endoglaciares, a través de los cuales circulan bajo los glaciares las corrientes que se forman tras la fusión del hielo. A pesar de ser totalmente de hielo, presentan muchas de las características de las cuevas calcáreas, aunque a veces se producen cambios repentinos, debidos al desplazamiento del glaciar. En segundo lugar, hay cuevas en regiones de alta montaña, donde el aire del interior de la cueva rara vez supera la temperatura de congelación, de modo que el agua que se filtra en verano desde la superficie hacia el interior se congela formando carámbanos, algunos muy grandes, y en ocasiones se une con las masas de hielo subterráneas.
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El hielo/ Introducción. Se calcula que más de una décima parte de la superficie terrestre (alrededor de 15.600.000 km2) está permanentemente cubierta de hielo. En realidad, el hielo es el depósito de agua potable más extenso del mundo, ya que más de las tres cuartas partes del total mundial está contenido en el manto de hielo, el casquete glaciar y los glaciares, cuyo tamaño oscila desde las inmensas capas heladas de la Antártida y Groelandia hasta los pequeños glaciares que se encuentran en las cordilleras, a altas latitudes y grandes alturas. Se desarrollan heleros en aquellos lugares donde la nieve se acumula y persiste durante el verano. Con el tiempo, esta nieve se comprime, formando una masa que va creciendo hasta cubrir el paisaje con un manto de hielo o un casquete glaciar. A veces sucede que las masas se deslizan por una pendiente, en forma de glaciar, recortando un valle y erosionando rocas que, al final, se depositan a escasa altura, cuando se funde el hielo.
Formación de heleros.
Los heleros se originan fundamentalmente por la acumulación de nieve o en ocasiones al congelarse la lluvia cuando choca contra la superficie de hielo. Evidentemente, no toda la nieve que cae se convierte en hielo; durante el invierno del hemisferio boreal, más de la mitad de la superficie de tierra del planeta y hasta una tercera parte de la superficie de los océanos, llega a cubrirse de nieve y hielo. La mayor parte de esta nieve y este hielo es solo transitoria, ya que el calor y la energía del Sol consiguen fundirlo en los días cálidos de invierno o al finalizar esta estación, cuando llegan la primavera y el verano. En algunas zonas, sin embargo, el calor estival no alcanza a fundir toda la nieve caída durante el invierno anterior. Esto se debe a que las temperaturas de verano son bastante bajas, los veranos son breves o la nieve se encuentra a gran altura. Cuando alguno de estos supuestos ocurre, la nieve permanece todo el año (a veces se le da el nombre de neviza) y el invierno siguiente la superficie vuelve a cubrirse con otra capa de nieve. A medida que este proceso continua, año tras año, la neviza se comprime y se transforma en hielo de glaciar. Los lugares donde se acumula la nieve de forma permanente dependen tanto de la latitud como de la altitud. El nivel que separa la capa de nieve permanente de los sitios donde la nieve se funde en verano se denomina límite de las nieves perpetuas. Este límite aumenta en altitud en dirección al ecuador; en las zonas polares coincide con el nivel del mar; en Noruega, está a 1.200-1.500 m sobre el nivel del mar, y en los Alpes a unos 2.700 m. La nieve y el hielo permanente se encuentran incluso en los trópicos, cerca del ecuador; por ejemplo, en el este de África, el limite de las nieves perpetuas está a unos 4.900 m, de modo que existen glaciares en el monte Kenia, el Klimanjaro y la cordillera Ruwenzori.
Mantos de hielo y casquetes glaciares.
Los mantos de hielo y los glaciares son heleros que han crecido hasta formar cúpulas que cubren una superficie de tierra, sumergiendo valles, colinas y montañas. De vez en cuando, aparecen “islas” de
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tierra, llamadas nunataks, que sobresalen en medio del “mar” de hielo. Por definición, se consideran mantos de hielo a los que tienen una superficie de más de 50.000 km2, los casquetes glaciares, en cambio, son más pequeños. El continente antártico está cubierto por un manto de hielo que asciende hasta una altura de alrededor de 4.200 m sobre el nivel del mar y se extiende sobre una superficie de 12,5 millones de km2. Gran parte de Groenlandia está cubierta por un manto de hielo (1,7 millones de km2), mientras que se encuentran casquetes glaciares en Noruega, Canadá e Islandia. Si se suman los mantos de hielo de la Antártida y Groenlandia, totalizan el 94% de la superficie de la Tierra que está cubierta permanentemente por masas de hielo. Hielo marino. No hay un manto de hielo sobre el polo norte porque allí no hay tierra; no obstante, el Ártico está siempre congelado y, en invierno, el hielo marino ártico cubre alrededor de 12 millones de km2. Una superficie de hielo que está unida a una costa se denomina inlandsis. Existen inlandsis en el Ártico, unidos a las costas del norte de Canadá y Groenlandia, y en la Antártida, donde destaca el inlandsis de Ross, con una superficie mayor que la de Francia. A causa de las corrientes oceánicas y la de fusión del hielo, en ocasiones los mantos de hielo se rompen, creando zonas de banquisas, llamadas también témpanos, cuando son más pequeñas.
Tipos de glaciares.
En comparación con los mantos de hielo y los casquetes, los glaciares son heleros pequeños y relativamente estrechos, que se deslizan por las laderas. Algunos glaciares árticos y antárticos alcanzan varios centenares de kilómetros de longitud, aunque el glaciar más largo de los Alpes europeos, por ejemplo, apenas mide 35 km de largo. Hay varios tipos de glaciares: los glaciares de descarga se extienden desde los bordes del manto de hielo y los casquetes glaciares; los glaciares de valle o alpinos están confinados en valles en gran parte de su extensión; y los circos glaciares están totalmente limitados a una cuenca rocosa pequeña, ya que a veces abarcan superficies de menos de 1 km2. La mayoría de los glaciares terminan en la tierra, aunque hay algunos (sobre todo los que constituyen la descarga de extensos mantos de hielo o casquetes glaciares) que llegan hasta el mar. Cuando esto ocurre, a veces se desprenden grandes bloques de hielo del extremo (la lengua glaciar), formando icebergs que son arrastrados por las mareas y las corrientes marinas.
Desplazamiento del hielo.
Los heleros se mueven y fluyen por influencia de la gravedad. El movimiento del agua congelada es, evidentemente, mucho más lento que cuando se encuentra en estado líquido. La mayoría de los glaciares se desplaza a una velocidad de entre 3 y 300 m por año. Los que están situados en laderas escarpadas a veces se mueven a mucha más velocidad; el glaciar Quarayaq, que recibe hielo del manto de hielo de Groenlandia, avanza una media de 20-24 m diarios. Numerosos glaciares experimentan impulsos, que a veces duran pocos días y otras varios
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años, durante los cuales el movimiento es sumamente rápido, llegando a menudo a velocidades equivalentes a los 10 km anuales. Los glaciares se desplazan de dos maneras. En primer término, está el llamado deslizamiento glaciar que se produce cuando el glaciar se desliza encima de la roca que tiene debajo. La otra manera, llamada deformación interna, implica los movimientos que ocurren dentro del glaciar, provocados por las tensiones resultantes del peso del helero. Numerosos glaciares se desplazan por una combinación de ambos mecanismos, pero en ambientes muy fríos, donde puede ser que el glaciar esté congelado sobre su lecho rocoso, a veces todos los movimientos se deben a la deformación interna. En los puntos más escarpados del glaciar suelen formarse profundas grietas, o planos de fisuras, por lo general perpendiculares al sentido del movimiento. Cuando el glaciar “rueda” por un acantilado, se forman cascadas, que se caracterizan por sus numerosas grietas y pirámides inestables de hielo, llamadas séracs. A veces, el glaciar se desplaza a un lado u otro de una zona de rocas más dura, conocida como testigo o nunatak. Al descender por la ladera, el glaciar prolonga el límite de las nieves perpetuas. La zona que queda por debajo de este límite experimentará una mayor fusión que la superior, para mantener así el equilibrio del glaciar e impedir que su tamaño crezca indefinidamente.
Los glaciares y el paisaje.
El hielo glaciar es un agente erosivo muy poderoso, que alisa las superficies rocosas y abre profundos valles. Los fiordos (por ejemplo, los de las costas de Noruega y Alaska) son valles glaciares en forma de U, que se hunden en el mar después de originarse en la fusión del hielo. Los valles en forma de U se consideran accidentes glaciares característicos, aunque a veces son creados por otros procesos, por ejemplo un río en su tramo medio e inferior. Al deslizarse, el glaciar erosiona porque arranca bloques de roca de su lecho rocoso y desgasta las superficies, es decir que va rompiendo pequeñas partículas y fragmentos rocosos. El hielo transporta la roca erosionada y la deposita, a medida que se va deslizando ladera abajo y fundiéndose. Los depósitos glaciares dan lugar a accidentes geográficos característicos, como morreras y drumlins o simplemente se depositan como tillitas, una capa de sedimentos que cubre el paisaje. Al fundirse el hielo de los glaciares, sobre todo durante los meses de verano, grandes cantidades de sedimentos son arrastrados por el agua, lejos del sistema glaciar.
Las glaciaciones.
Durante los periodos más fríos de la historia terrestre, los mantos de hielo, los casquetes y los glaciares cubrían superficies mucho más extensas que en la actualidad. En el pasado ha habido varias glaciaciones; los científicos calculan que deben haberse producido entre 15 y 12 glaciaciones durante los últimos 2 millones de años. La última glaciación finalizó hace alrededor de 10.000 años y, en su momento culminante, había grandes mantos de hielo que cubrían la mayor parte de Canadá y Escandinavia, casquetes sobre gran parte del centro de Inglaterra y glaciares en el sur. En cuanto a Europa, el hielo
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cubría los Países Bajos y el norte de Alemania, mientras que en América del Norte llagaba hasta mucho más al sur, hasta el norte de Estados Unidos. Hoy día no quedan masas de hielo tan al sur (aparte de los glaciares de las altas cumbres), aunque el paisaje conserva rastros de la presencia del hielo, en forma de valles erosionados y grandes cantidades de sedimentos.
Volcanes/ Introducción.
La imagen popular del volcán es la de una estructura cónica que echa ceniza, vapor, fuego y roca fundida por un cráter situado en la parte superior, a menudo con una violencia explosiva. Este tipo de volcanes existe, sin duda, pero a él corresponde menos del 1% de las actividad volcánica mundial. En realidad, más del 80% de la roca fundida, o magma, que llega hasta la superficie de la Tierra lo hace a través de largas fisuras en la capa superficial, la litosfera; esto se denomina volcanismo fisural. Como la más importante de estas fisuras se encuentra a lo largo del eje de las dorsales oceánicas, el grueso del vulcanismo terrestre se produce en el fondo del mar, fuera del alcance de nuestra vista. Hablamos de vulcanismos cuando el magma procedente del interior de la Tierra consigue atravesar una zona débil de la litosfera. Puesto que esta debilidad se suele producir en los lugares donde las placas tectónicas interaccionan y se distorsionan, la mayor parte de la actividad volcánica tiene lugar cerca de los bordes de las placas. Los volcanes continentales se suelen asociar con zonas de subducción y con regiones donde chocan los continentes. Se supone que, en última instancia, el magma es la astenosfera parcialmente fundida; es decir, la capa que está inmediatamente por debajo de la litosfera. Sin embargo, por debajo de la mayoría de los volcanes, parece que hay un depósito, o cámara magmática, donde se acumula el magma, entre la astenosfera y la superficie terrestre. Entre la cámara magmática y la superficie hay un conducto más estrecho al que se denomina chimenea. Los volcanes que hace mucho tiempo que no entran en erupción se consideran apagados o extintos. Otros que han permanecido sin actividad durante bastante tiempo, pero que pueden volver a entrar en actividad se conocen como inactivos, mientras que los que han producido erupciones en épocas históricas se consideran activos.
Productos volcánicos.
El material que se encuentra en la cámara magmática es líquido, pero cuando llega a la superficie terrestre puede encontrarse en estado líquido, sólido o gaseoso. El magma contiene volátiles disueltos, como agua y dióxido de carbono. Mientras el magma asciende hacia la superficie, la presión se reduce y los volátiles se liberan, a menudo con fuerza explosiva. Entonces, la consiguiente explosión destroza el magma y arroja los trozos al aire. Cuando estos llegan al suelo, a menudo se han solidificado, aunque siguen estando muy calientes. Estos fragmentos sólidos se llaman piroclastos. Según el tamaño de las partículas, dichos fragmentos pueden ser (en orden creciente) polvos (menos de 0,35 mm de diámetro), cenizas (menos de 4 mm), lapilli (menos de 32 mm) y bombas o bloques (más de 32 mm). En explosiones particularmente violentas, se sabe que fueros arrojadas bombas de más de 100 toneladas, que recorrieron varios kilómetros. En cambio, las
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partículas más finas a veces caen mucho más lejos, transportadas por el viento. En algunas erupciones explosivas, no se produce una descarga repentina sino que, por el contrario, la chimenea del volcán pasa varias horas expulsando constantemente gases calientes y fragmentos rocosos a gran velocidad. En ambos tipos de actividad, los fragmentos sólidos pueden llegar a alcanzar alturas considerables, antes de volver a caer sobre la superficie. En cambio, en casos menos violentos, a veces los fragmentos no se elevan demasiado del suelo donde, en mortífera asociación con gases calientes, caer rodando y destruyéndolo todo a su paso. Esto se denomina “nuée ardente” (del francés, nube ardiente).
La lava.
No todas las erupciones volcánicas continentales son explosivas. En muchas no se produce más que una serena extrusión de magma. El magma que aparece sobre la superficie terrestre se suele llamar lava, tanto cuando es semilíquido como cuando se ha enfriado y solidificado, formando torrentes de lava. Aunque la lava fundida suele avanzar a escasa velocidad, en algunas ocasiones se ha registrado velocidades de hasta 100 km/h; y si bien la mayor parte de lava se solidifica en zonas próximas al volcán, se sabe de casos en los que ha recorrido hasta 50 km desde la chimenea. La lava suele salir a la superficie a temperaturas de entre 8001.200ºC, pero al fluir pierde calor en la atmósfera y en el suelo, enfriándose y solidificándose del exterior al interior. Al solidificarse, su superficie adopta una variedad de texturas, fundamentalmente según la viscosidad que tuviese en el estado fundido. Cuando la lava es sumamente móvil (es decir que es bastante líquida y poco viscosa) adquiere, al enfriarse, una capa superficial plástica fina que se arrastra en pliegues semejantes a cuerdas debido al flujo constante de lava todavía líquida que corre por debajo. Cuando finalmente se solidifica, se conoce con el nombre de lava pahoehoe o lava cordada. Cuando es más espesa, más viscosa y, por lo tanto, más gruesa y dura, que se quiebra por el flujo constante de lava todavía fundida, formando, una superficie fragmentada. Cuando la superficie queda muy mellada, la lava sólida se llama lava afrolítica; si en la superficie se forman muchos bultos, se la denomina lava en bloques. Cuando la lava surge bajo el agua, a menudo adquiere una forma completamente diferente. Como consecuencia del rápido enfriamiento, se parte en segmentos vesiculares y así, al solidificarse, recibe el nombre de lava almohadillada.
Formas volcánicas.
Fundamentalmente, hay tres tipos de volcanes continentales. El más sencillo es el cono escarpado (volcán de cono de escorias), compuesto por capas de fragmentos sólidos expulsados en sucesivas erupciones. Un ejemplo conocido es el Pericutín, en México, que comenzó sus erupciones en 1943 y, en 10 años, produjo un cono de más de 460 m de altura. Son pocos los volcanes que sólo emiten fragmentos sólidos en cada erupción. Muchos expulsan partículas sólidas algunas veces y lavas en
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otras ocasiones. El resultado es un cono donde se alternan capas de partículas y lava (volcán compuesto). Algunos ejemplos famosos son el Vesubio, en Italia continental, el Strónboli (islas Ligures), el Etna (Sicilia) y el Fuji-Yama, en Japón. Cuando abunda la lava y las erupciones son frecuentes (a través de varias chimeneas), es probable que el resultado sea un volcán en escudo, una estructura enorme, que puede alcanzar varias decenas de kilómetros de diámetro, con laderas suaves, formadas por centenares de miles de torrentes sucesivos de lava. Este tipo de volcanes se suele encontrar en cadenas montañosas próximas a zonas de subducción (por ejemplo, los Andes), aunque el Mauna Loa, en Hawai, también es un volcán en escudo. La mayoría de los volcanes tiene un cráter en la parte superior, o próximo a ella, producido por la caída de lava sólida dentro de su chimenea. Sin embargo, cuando la explosión ha sido particularmente violenta, o si la parte superior del volcán se ha derrumbado porque la lava ha descendido un buen trecho por la chimenea, se puede formar una depresión de grandes dimensiones, llamada caldera.
Volcanes oceánicos.
Alrededor del 6% del vulcanismo terrestre tiene lugar en el fondo oceánico, lejos de los bordes de las placas. Estos volcanes reciben el nombre de volcanes submarinos, si la parte superior no llega hasta la superficie, aunque algunos llegan a emerger (por ejemplo en los últimos tiempos el de la isla del Hierro, que terminará posiblemente emergiendo). Se han localizado más de 10.000 volcanes submarinos sólo en el fondo del océano Pacífico, aunque actualmente la mayoría están extintos. Algunos de ellos nacen, al igual que los volcanes continentales, de magma derivado de la astenosfera. Los volcanes submarinos que se han originado de este modo están distribuidos al azar. No obstante, algunos volcanes oceánicos están hechos de magma que no procede de la astenosfera, si no de capas mucho más profundas. Son los volcanes “hot-spot”. Además de estos volcanes oceánicos, hay otras dos formas de vulcanismo oceánico: el vulcanismo de fisura, y el vulcanismo en arcos insulares en las zonas de subducción.
Desiertos/ Introducción.
Los desiertos son zonas del planeta donde hay una considerable escasez de agua. La principal causa de esta aridez es la poca precipitación, en particular de agua de lluvia, aunque las zonas desérticas también experimentan con frecuencia una enorme variación en la cantidad de lluvia caída de año en año. Si bien los desiertos no son necesariamente calurosos, muchos de ellos se encuentran en climas cálidos, lo cual aumenta la escasez de agua debido a la gran velocidad de evaporación. La falta de agua en los desiertos crea unas condiciones difíciles para los seres humanos, los animales y las plantas. Como consecuencia, hay menos organismos vivos que en zonas más húmedas, por lo que son necesarias adaptaciones especiales para asegurar la supervivencia. Como la escasez de agua es la característica principal de los desiertos, a veces la zona ártica y la antártica se llaman desiertos polares, porque allí no suele encontrarse agua, al menos de forma liquida.
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Por qué hay desiertos.
Gran parte de los desiertos del mundo coinciden con zonas que se caracterizan por las altas presiones constantes, condición esta que no favorece la lluvia. A estos cinturones subtropicales de altas presiones se deben desiertos tales como el Sahara y el Kalahari, en África, y los desiertos de Australia y Arabia. Otros desiertos (por ejemplo, el de Gobi, en Asia) existe debido a su continentalidad, es decir, su distancia del mar. Por tal motivo, no llegan asta ellos los vientos húmedos procedentes de los océanos. A veces, este efecto se realza por la forma del paisaje: por ejemplo, el aire húmedo procedente del mar se precipita sobre las montañas en forma de lluvia o nieve y, cuando el aire llega al otro lado de las montañas, se habrá secado, formando así un desierto de sotavento. Este tipo de desiertos es frecuente, por ejemplo, al norte del Himalaya. Los desiertos de las costas occidentales del sur de África y de América del Sur (Namib y Atacama) se ven afectados por la presencia de las corrientes oceánicas frías que bañan estas costas, que enfrían el aire con el que entra en contacto evitando la evaporación de humedad de la superficie del océano y la formación de lluvia. En algunos lugares del desierto de Atacama no se ha registrado la más mínima lluvia en los 400 años previos a 1971. No obstante, con mucha frecuencia el agua fría del océano provoca nieblas que son la principal fuente de humedad en estos desiertos hiperáridos. La actividad humana a veces contribuye también a la creación de nuevas zonas desérticas; este proceso se conoce como desertificación.
Climas desérticos.
Algunos desiertos son más secos que otros. Por tal motivo, se suele distinguir entre zonas semiáridas, que recibe una media de 200-500 mm de lluvias al año; zonas áridas, con una precipitación anual de 25-200 mm; y zonas hiperáridas, tan secas que a veces no llueve en ellas durante varios años. La suma de zonas áridas e hiperáridas compone los verdaderos desiertos terrestres. Las zonas semiáridas, que suelen estar situadas en los bordes de los desiertos, abarcan alrededor del 15% de la superficie de tierra del planeta, mientras que a las zonas desérticas árida e hiperáridas corresponden, respectivamente, alrededor del 16% y del 4%. En la mayoría de los desiertos, los meses de verano son cálidos o calurosos, con una temperatura media por encima de los 20ºC y temperaturas máximas que a veces superan los 50ºC, en los más tórridos. En cambio, durante los meses de invierno las temperaturas experimentan grandes variaciones, según el nivel de latitudes en que se encuentren. Los desiertos formados por los cinturones subtropicales de altas presiones por lo general son los que tienen inviernos más cálidos; de hecho, en partes del desierto arábico no puede decirse que haya una estación fría, ya que las temperaturas medias del mes más frío superan los 20ºC. Sin embargo, en algunos desiertos los inviernos si que son fríos. Algunas partes del Sahara central son sumamente montañosas, de modo que la gran altitud contribuye al descenso de la temperatura invernal; en cambio, la temperatura media del mes más frío en el desierto de Gobi es inferior a –20ºC, debido tanto a su gran distancia del mar (continentalidad) como a su elevada altitud.
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Muchos desiertos experimentan también una gran amplitud térmica diaria, con días calurosos y noches frías. Esto se debe a que los cielos despejados, sin nubes, dejan escapar el calor, unido a la escasa capacidad de la tierra, desprovista de vegetación, para absorber calor. En el Sahara central se ha registrado una amplitud térmica diaria de 55ºC a –3´3ºC.
Paisajes desérticos.
La imagen típica del desierto nos presenta inmensas planicies de dunas, donde no se divisa una planta ni una roca. Si bien algunos desiertos están compuestos por dunas inmensas, modeladas por el viento, éste no es el caso en todos ellos, ni tampoco es una característica de los desiertos en general. Sin embargo el viento puede ser un importante agente modelador del paisaje, debido a la limitada presencia de vegetación para proteger la superficie del suelo. El viento erosiona golpeando con arena contra la roca desnuda, alisándola y creando formas como los yardangs. Si hay suficientes sedimentos, el viento también transporta y deposita arena para formar dunas. La arena que compone las dunas del desierto en general procede del cauce de los ríos secos y los lechos de los lagos o de la costa. El desgaste de los elementos, mayor si la amplitud térmica diaria es grande, afecta también la superficie de la roca desnuda, aumentando la disponibilidad de partículas del tamaño de la arena. Aunque en el desierto las precipitaciones son escasas, la falta de vegetación y la gran intensidad de las tormentas hace que el agua desempeñe un importante papel en el moldeado de su paisaje. Los cauces de los ríos del desierto, a menudo llamados uadis, transportan grandes volúmenes de agua y sedimentos durante las tormentas. Esto provoca la formación de cañones y zonas con muchos barrancos, denominadas badlands, en lugares donde se encuentran sedimentos blandos y fáciles de erosionar. Cuando hay montañas, a veces se producen torrentes muy erosivos. La gran cantidad de sedimentos que transportan los torrentes a menudo se deposita cuando el río se aleja de las montañas y llega a terrenos más suaves y planos, formando un cono de deyección. Con el tiempo, por la acción del viento y el agua, el paisaje desértico a veces se divide. En aquellas zonas donde el lecho rocoso está formado por estratos horizontales (por ejemplo, en las zonas desérticas de Arizona y Nuevo México, en el sudoeste de Estados Unidos), esto provoca la aparición de montes aislados, con la parte superior plana, llamados mesas y oteros. En los lugares donde las rocas no están estratificadas de la misma manera, aparecen “montes-islas” más redondeados (a veces llamados inselbergs). Un ejemplo conocido es Ayers Rock, en Australia.
Plantas, animales y seres humanos.
Las plantas y los animales sobreviven en el desierto, si se adaptan en parte a la rigurosidad de las condiciones. Las personas también se han adaptado a las condiciones del desierto, buscando formas de aprovechar el agua disponible, por ejemplo, viviendo en oasis (manantiales permanentes), o excavando pozos en el lecho de ríos secos para aprovechar las reservas de agua. En nuestros días, gracias a la tecnología, cada vez hay más personas que viven y viajan cómodamente por los desiertos, como lo demuestran las ciudades construidas en los desiertos norteamericanos. No obstante, la vida en estos lugares a veces sigue siendo muy precaria y siempre existe el riesgo de las
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sequías; no olvidemos las tragedias humanas de los últimos años en el extremo meridional del Sahara o en el Cuerno de África.
Mesetas y llanuras.
Algunas partes de la superficie de la tierra del planeta parecen muy planas y niveladas o tienen una suave pendiente, sin montañas ni depresiones notables. Estas regiones llegan a ser muy extrañas, abarcando decenas de miles de kilómetros cuadrados, como en las llanuras centrales de América del Norte. Por lo general, las zonas que tienen una superficie nivelada, relativamente más altas que las zonas vecinas, se llaman mesetas, y las que tienen poca altitud relativa se llaman llanuras. Tanto unas como otras pueden ser de distintos orígenes, de los cuales los más importantes se mencionan a continuación.
Mesetas. Hay dos tipos de mesetas tectónicas. Las primeras son los escudos, formados por antiguas masas rocosas que permanecen en pie, con bordes bien definidos que descienden hacia tierras más bajas. Como ejemplos, cabe mencionar la meseta de Deccan, en India, la meseta arábiga y el escudo canadiense. El otro tipo son las mesetas ínter montañosas que, a pesar de su relativamente elevada altitud, tienen sus límites definidos por montañas más altas todavía. Un ejemplo de ellas es la Gran Cuenca (Great Bassin) del sudoeste de los Estados Unidos que, debido a las montañas que la rodean, constituyen un desierto de sotavento. Las mesetas volcánicas son el resultado de una afloración de lava que cubre el paisaje y forma una meseta basáltica plana. Como ejemplo típico se puede citar la meseta de Atrim, en Irlanda del Norte. Las mesetas residuales están formadas por la erosión y división del paisaje, que acaba unificándose en zonas de mesetas residuales con la misma altitud. En zonas áridas, la división de las rocas con estratos horizontales provoca a veces la formación de mesas y oteros, con la parte superior plana.
Llanuras. Las llanuras estructurales nacen cuando una zona de rocas horizontales no se ve afectada por la actividad tectónica. Un ejemplo podrían ser las Grandes Llanuras del centro-oeste de Estados Unidos. Las llanuras de erosión se forman por erosión fluvial o glaciar. En los desiertos, al erosionar el viento los sedimentos finos se forman planicies llanas de roca o grava, llamadas hammada o reg en el Sahara. Las llanuras sedimentarias se originan cuando se han depositado sedimentos sobre el suelo, que forman una superficie llana, como por ejemplo en las planicies aluvionales de los ríos.
Ríos y lagos/ Introducción.
Los ríos y lagos son los volúmenes de agua superficial más importante de las masas terrestres. Un río una corriente de agua dulce que
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circula por un cauce y desemboca en otro río, un lago o el mar, u ocasionalmente en un desierto interior. Un río corto y estrecho recibe el nombre de riacho, riachuelo o arroyo. Un lago es una masa de agua continental que ocupa una depresión en la superficie terrestre. Por lo general, recibe agua de los ríos, aunque en ocasiones sólo de manantiales. Lo normal es que tenga algún desagüe, o que desemboque en un río, aunque también hay lagos cerrados, que sólo pierden agua por evaporación, como el lago Eyre, en Australia, y el Great Salk Lake, en Utah, Estados Unidos.
¿De dónde sale el agua de los ríos?
Los ríos pueden recibir agua de distintas fuentes, aunque éstas siempre están relacionadas, directa o indirectamente, con las precipitaciones, un término colectivo para designar la caída de humedad procedente de la atmósfera sobre la superficie terrestre. A veces, la lluvia que cae sobre la tierra desciende por las pendientes formando una corriente superficial, concentrándose y, quizá, formando un curso de agua. Esto suele ocurrir cuando la superficie es impermeable (es decir, que el agua no la puede atravesar, como ocurre con algunas clases de rocas). se produce a veces una impermeabilidad transitoria cuando el terreno ya está saturado de agua o cuando las lluvias son torrenciales. Con frecuencia, no obstante, los ríos reciben agua de los manantiales. Esto sucede porque el agua de lluvia en general penetra en el suelo, acumulándose o atravesando rocas permeables o porosas en forma de agua subterránea. En las rocas permeables, el agua atraviesa la propia roca mientras que, en las porosas, circula por orificios y fisuras. Un depósito rocoso que contiene agua subterránea se denomina acuífero. Los manantiales aparecen en la intersección de la parte superior del acuífero con la superficie del suelo. El agua subterránea es una fuente fluvial importante, ya que aporta agua incluso aunque no haya precipitaciones, manteniendo así un caudal constante. Una tercera parte del agua de los precipitaciones sólidas (nieve) o hielo para formar un glaciar o un importancia en zonas montañosas y
ríos es la fusión de las de nieve que se ha transformado en manto de hielo. Esto tiene especial en altas latitudes.
Ríos perennes, estaciónales y transitorios.
Hay ríos en los principales ambientes del mundo, incluso en los polos y desiertos. En zonas templadas, como Europa occidental, el noreste de EUA y Nueva Zelanda, y en los trópicos húmedos, las precipitaciones suelen estar bastante repartidas a lo largo del año, a fin de reabastecer constantemente las aguas subterráneas, con la cual los ríos fluyen durante todo el año. Sin embargo, estos ríos perennes experimentan variaciones estaciónales y diarias en su caudal (el régimen hidrográfico), debido a las fluctuaciones estaciónales de las precipitaciones y al aporte de cada tormenta. Algunos ríos sólo tienen caudal de forma estacional, sobre todo en ambientes con clima de tipo mediterráneo, donde hay dos estaciones bien diferenciadas: un invierno húmedo y un verano seco. Es posible que los ríos de las regiones glaciales, también tengan un caudal
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estacional. Las corrientes glaciales, que recibe el agua directamente de los glaciares, por lo general sólo existen durante los escasos meses de verano en que se derrite el hielo. En climas desérticos y secos, es posible que los ríos no tengan agua durante años, a causa de la escasa frecuencia de las tormentas del desierto, e incluso cuando éstas se producen, que sólo la tengan durante unos días o hasta apenas horas. No obstante, cuando descargan las tormentas, estos ríos transitorios a veces fluyen a gran velocidad, porque las tormentas del desierto suelen ser torrenciales. Esto les otorga un gran poder y la capacidad para erosionar y transformar grandes cantidades de sedimentos. En algunos desiertos existen ríos perennes. El Nilo, por ejemplo, a pesar de su régimen hidrográfico evidentemente estacional, fluye a través del desierto egipcio durante todo el año; asimismo, el río Colorado atraviesa zonas desérticas del sudoeste de EUA. El motivo que permite la subsistencia de estos y otros ríos en los desiertos es que su cabecera se encuentra en lugares de climas húmedos.
Las cuencas de los ríos.
Sólo los ríos más cortos consiguen fluir desde su cabecera hasta el mar sin que se le incorpore ningún otro, ni convertirse en afluentes o tributarios de otro mayor. Por lo tanto, la mayoría de los ríos forman parte de un sistema fluvial, que ocupa una cuenca hidrográfica. En realidad, toda la superficie terrestre se puede dividir en cuencas hidrográficas, separadas por tierras relativamente altas, llamadas divisorias de aguas. Algunas cuencas hidrográficas no abarcan más que unos cuantos kilómetros cuadrados; en cambio hay otras que son enormes; la más extensa, la del Amazonas, se extiende sobre 7 millones de km2.
Ríos y paisajes.
Los ríos constituyen una fuerza importante en la formación del paisaje. Erosionan rocas y sedimentos, abriendo cauces incluso valles, y modelando el paisaje de las tierras altas. Estos cauces pueden ser muy superficiales o tan profundos como el Gran Cañón que el río Colorado ha recortado en algunos lugares hasta una profundidad de 1500 m. Por lo general, se considera que los valles fluviales tienen forma de V, aunque de echo esta forma varía según su posición a lo largo del curso del río, el tamaño de éste y los tipos de rocas que conforman el paisaje que atraviesa el río. Los ríos transportan, además, gran cantidad de materiales que han sido erosionados por otros agentes, como los procesos de desgaste de los elementos, los glaciares y el viento. A su vez, estos sedimentos se depositan en los propios ríos, dentro de los cauces fluviales o en forma de aluvionales, o son transportados a lagos o al mar. El depósito de sedimentos en un valle, para formar una planicie aluvional, por lo general provoca una disminución del declive del cauce fluvial. Cuanto más suave sea la pendiente, más probabilidades hay de que el río forme meandros (curso sinuoso o divagante) en los depósitos blandos de la planicie aluvional. Con el tiempo, y como consecuencia de la erosión de la orilla del río en la parte cóncava del meandro (donde la corriente es más rápida), a veces el curso elige el camino más recto y el meandro queda “estrangulado” y abandonado, configurando una laguna muerta, semicircular (oxbow).
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En ocasiones se forman islas sedimentarias dentro del curso de un río que transporta demasiados sedimentos, creándose así un sistema de canales. Cuando un río llega hasta el mar cargado con demasiados sedimentos, la perdida de energía fluvial a veces hacen que estos se depositen en la costa, formando un delta, como en los casos del Mississippi y el Nilo. A lo largo de los siglos, los deltas (llamados así porque su forma recuerda a la de la letra griega homónima ) provocan en ocasiones una gran acumulación de tierra, allí donde antes estaba el mar.
Lagos.
Los lagos se encuentran a veces en el curso de los ríos, cuando éstos caen en alguna depresión. En ciertas circunstancias, tal vez marquen el final del curso fluvial. Estas depresiones pueden ser de erosión, formadas por la acción de los glaciares o del viento; también pueden ser sedimentarias, formadas, por ejemplo, al producirse un deslizamiento de tierras que bloquea el curso fluvial; y, por último, puede ser estructurales, formadas por movimientos terrestres, por ejemplo en los rift valleys. También se forman lagos detrás de la morrenas terminales de los glaciares en retirada. Un lago volcánico, formado por la acumulación de agua de lluvia en el cráter de un volcán, suele no tener afluentes ni desagües. En climas calurosos y bastante secos, los lagos pierden mucha agua mediante la evaporación. Esto provoca una concentración de sales a partir de la cual el agua del lago se vuelve salina. El mar Caspio, el mar de Aral y el mar Muerto son lagos salinos. En realidad, los tres tienen desagüe, pero todos los lagos que pierden por la evaporación lo mismo que ganan por sus afluentes están de echo cerrados, es decir que no tienen desagüe.
Ríos, lagos y personas.
Los seres humanos utilizan los ríos y lagos para muy diversos fines. Desde que existe la humanidad, han proporcionado agua y alimentos. Con el tiempo, su importancia y diversidad de usos ha ido en aumento. Han proporcionado agua para riego y también vías naturales de navegación. En América del Norte, el río Mississippi y los grandes lagos son rutas importantes para el transporte de productos agrícolas e industriales; además, gracias a la construcción de canales, han mejorado las “conexiones” en el sistema de transporte por agua. Los cursos del río se han rectificado, ensanchando y profundizado, también se han construido presas para obtener embalses y fuentes de energía hidroeléctrica. Sin embargo, el hombre también ha hecho un mal uso de los ríos y lagos, arrojando a ellos aguas residuales y residuos industriales, poniendo así en peligro las plantas naturales y las comunidades animales.
El ciclo del agua.
El agua existe en los tres estados: líquido, gaseoso (vapor de agua) y sólido (nieve y hielo). Además, pasa de un estado a otro por medio de la congelación, la fusión, la condensación y la evaporación. El agua no se produce sobre la superficie terrestre ni en la atmósfera, ni tampoco se pierde. En realidad, existe una cantidad finita, que circula en lo que se conoce como ciclo hidrológico o ciclo del agua. El agua se desplaza por este ciclo, tanto físicamente como cambiando de estado. En la actualidad, el 97% del agua del ciclo hidrológico se
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encuentra en mares, océanos y lagos salinos. El 3% restante es agua dulce. Alrededor del 75% del agua dulce está en los glaciares y el manto de hielo, y apenas poco más del 24% es agua subterránea. Por consiguiente, los ríos, los lagos, el suelo y la atmósfera contienen una cantidad muy reducida (menos del 0´5%) del agua dulce del mundo, en un momento determinado. Durante las glaciaciones, la cantidad de agua que había en el manto de hielo y los glaciares era mayor, y la de los océanos, menor.
Las costas/ Introducción.
Las costas es el lugar donde la tierra se une con el mar. Es una zona de paisaje inestable, en la que a veces crece la tierra a causa del depósito de sedimentos y también en la que se puede perder tierra por los procesos de erosión marina. Pero lo que ocurra en la costa depende de diversos factores, tales como el clima, la geología costera, la orientación que tenga con respecto al viento y al oleaje, y la historia de las actividades humanas. Con tantos factores que afectan la naturaleza de los procesos que actúan sobre las costas, es fácil comprender que en el mundo haya costas de características tan diversas. En las regiones polares, a veces la costa queda protegida del impacto directo del mar por la presencia de inlandsis, mientras que en muchas zonas tropicales, gracias a la llegada de grandes masas de sedimentos aluvionales que los ríos transportan hasta el mar, se han desarrollado extensos manglares que protegen la costa y, al mismo tiempo, dificultan el acceso del hombre al mar. Pero en otros sitios la línea costera cambia activamente y evoluciona por el impacto directo de la energía del mar.
La energía del mar.
Las mareas y corrientes aportan a la zona costera parte de la energía del mar, pero las olas son el factor más importante en la formación de la costa, al entregar la mayor parte de la energía que erosiona, transporta y deposita los sedimentos. También hay que destacar, en zonas sonde predominan los vientos y las olas en solo un sentido, la capacidad del mar para transportar material a lo largo de la costa, en un sentido determinado, mediante un proceso que se denomina corriente costera. El viento produce olas en alta mar, donde el agua es profunda, y las empuja hacia la costa. La altura de las olas y la distancia entre ellas (la longitud de onda), además de su energía, dependen en gran medida de la fuerza del viento y de la distancia recorrida, que puede alcanzar varios miles de kilómetros; por ejemplo, los vientos predominantes del oeste que afectan las costas de Europa occidental transportan a veces olas producidas frente a la costa oriental de América del Norte. Las olas que han recorrido largas distancias suelen poseer una energía considerable como modeladoras de la costa. A medida que el mar pierde profundidad, al acercarse a la costa, las olas pierden energía y “rompen”, bañando la orilla. Si la playa tiene pendiente, el agua regresa al mar por efecto de la gravedad, como resaca; en ciertas circunstancias, ésta se concentra en corrientes, que resultan particularmente erosivas.
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Un factor importante para determinar el efecto de las olas sobre la costa es si son destructivas o constructivas. Las primeras son relativamente altas, en comparación con su longitud de onda, y rompen con una fuerza que genera una poderosa resaca erosiva que suele arrastrar materiales desde la playa. Las olas constructivas rompen con mayor suavidad y empujan material hacia la playa, levantándola.
Playas.
Las playas son el resultado de los depósitos de las olas constructivas, por lo general en ambientes costeros de escasa energía. Pueden ser de sedimentos finos, como limo y arena, o de material más grueso, como cantos rodados, o una combinación de los tres clases de sedimentos. El tipo de materiales presente en una playa depende de los sedimentos que tenga a su disposición las olas que la construyen. Esto a su vez dependerá de la fuente de sedimentos, que puede ser un río que los transporta hasta el mar, el fondo del océano o la misma costa, en forma de material erosionado y transportado hacia la playa por la corriente costera. El tipo de sedimentos, la energía de las olas, la amplitud de la marea y el efecto de las tormentas determinan la forma de la playa. La playa superior suele ser más escarpada, y sólo se ve afectada por la pleamar y el oleaje de las tormentas. Por lo general constas de materiales más gruesos, empujados hacia ella por las olas constructivas, y posee varios escalones sucesivos (bermas), producidos por las diversas pleamares. En la parte posterior, a veces se elevan una lomada formada por las tormentas. La playa inferior suele tener un relieve más suave y estar compuesta por sedimentos más finos. En algunas costas, detrás de la playa se forman dunas por la acumulación de arena que sube a la costa impulsada por el viento, durante la bajamar. En ocasiones, la corriente costera crea una playa paralela a la costa. Cuando esto ocurre y la línea de costa cambia de sentido, por ejemplo en un estuario (la boca de un río) o una bahía, a veces la playa continúa creciendo hasta formar una plataforma sedimentaria que se extiende mar adentro. Este banco incluso puede seguir creciendo para volver a unirse a tierra. Algunas bahías y estuarios están tan protegidos de la acción de las olas que no se forman playas. No obstante, si hay una fuente de sedimentos finos, como el limo que aporta algún río, en estos sitios protegidos aparecen marismas, donde crecen plantas capaces de soportar la doble incursión diaria de agua salada durante la pleamar.
Costas erosivas.
Hay erosión en los lugares donde las costas están expuestas a olas que han recorrido grandes distancias o donde los fuertes vientos marinos producen olas con mucha energía en distancias relativamente cortas. Este tipo de costas suelen estar dominadas por acantilados, a cuyos pies suele haber una plataforma erosionada por las olas, que queda al descubierto durante la bajamar. Esta morfología pone en evidencia los restos de antiguos acantilados erosionados. En algunas zonas donde los acantilados se forman sobre rocas compactas y susceptibles a la erosión (por ejemplo, creta, calizas y algunas areniscas), la acción erosiva del mar suele crear chimeneas rocosas (pináculos independientes), arcos y cuevas. La erosión costera se produce a través de acción hidráulica (la presión de las olas que rompen a los pies del acantilado) y de
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abrasión (proceso por el cual los sedimentos del agua son arrojados contra la superficie rocosa). Al pie del acantilado, la acción erosiva se va debilitando con el tiempo, a medida que la plataforma se va ensanchando y consigue absorber la energía de las olas lanzadas hacia la costa. Esto incluso puede producir la aparición de una playa al pie de un acantilado.
Paisajes costeros.
Los paisajes costeros no sólo dependen de los procesos de sedimentación y erosión, sino también de la naturaleza y estructura de la geología costera. Si la estructura rocosa en general es paralela a la costa, los procesos que la afecten serán constantes en toda su longitud, obteniéndose así una línea costera concordante, es decir, relativamente recta. En cambio, se forma una costa discordante cuando la estructura rocosa llega a la costa formando un ángulo, lo cual permite al mar aprovechar la fuerza relativa de las distintas rocas, produciendo una mayor erosión en las menos resistentes. Así se obtiene una costa característica, con bahías y promontorios y, a medida que la erosión vaya aumentando con el tiempo, las bahías quedarán más protegidas, se depositarán allí los sedimentos y se formará una playa. Los seres humanos también afectan el paisaje costero. Una de las acciones más importantes en este sentido es la construcción de defensas costeras, ya sea para reducir el peligro de que las tormentas inunden las zonas bajas o como un intento de controlar la erosión. El depósito de sedimentos y las tierras ganadas al mar también pueden estar influidos por la acción humana, como en el caso de los Países Bajos, donde se han ganado 2.227 km²al Zuider Zee.
Variaciones en el nivel del mar.
A lo largo de toda la historia geológica, el nivel del mar ha experimentado cambios significativos por una cantidad de motivos diversos. Uno evidente es que, durante las glaciaciones, el agua desaparece de los océanos y pasa a formar mantos de hielo, casquetes y glaciares, lo cual provoca el descenso del nivel del mar. Sin embargo, recientes investigaciones han indicado que no es menos importante el echo de que, durante periodos particularmente fríos, el agua de los océanos se contraiga, produciendo también un descenso del nivel del mar. Por lo contrario, cuando la Tierra se vuelve a calentar, el hielo se funde y el agua se expande, provocando un ascenso del nivel. Pero no todos los cambios del nivel del mar se deben al clima. Por ejemplo, en épocas en que el movimiento de las placas tectónicas es particularmente vigoroso, el aumento de volumen del magma que sube en las dorsales oceánicas desplaza más agua de la habitual, elevando el nivel del mar. Estos cambios del nivel del mar a nivel mundial se conoce como cambios eustáticos. No obstante, puede ser que también se produzcan cambios locales, llamados cambios isostáticos. La formación de hielo sobre la tierra trae como consecuencia la depresión de la corteza terrestre, bajo el enorme peso de los mantos y los casquetes helados; cuando el hielo se funde, la corteza vuelve a subir. La fusión de los casquetes glaciales de América del Norte y Escandinavia, al finalizar la última glaciación, hace 10.000 años, hizo rebotar la corteza, de manera que las zonas costeras se elevaron con respecto al mar, hasta 300 m en la bahía de Hudson y el mar Báltico. Asimismo, este rebote de la corteza
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en algunas zonas puede provocar su descenso en otras, a modo de compensación. Algo así ha ocurrido en Gran Bretaña, donde el levantamiento de Escocia ha contribuido al hundimiento de la costa meridional de Inglaterra. El aumento del nivel del mar puede provocar la inundación de las zonas costeras, sumergiendo los valles para formar estrechas ensenadas, llamadas rías. Por el contrario, el descenso del nivel del mar o el aumento del de la tierra a veces produce terrazas costeras, antiguas playas que se han elevado considerablemente con respecto al actual nivel del mar.
Islas/ Introducción.
Una isla es una porción de tierra, más pequeña que un continente, que está completamente rodeada de agua. Hay islas en ríos, lagos, mares y océanos. Su tamaño varía desde islotes de limo y arena, que no superan unos pocos metros cuadrados, hasta Groelandia, con una superficie de 2 ´2 millones de km². Las islas sobre todo las que se encuentran en mares y océanos, tienen diversos orígenes. A veces evolucionan a partir de procesos constructivos, que consisten en el depósito de sedimentos o la acumulación de materiales volcánicos u orgánico. También se puede formar por procesos erosivos, que hacen que una porción de tierra se separe del continente. El aumento del nivel del mar provoca asimismo en ocasiones la aparición de islas, al sumergirse las tierras bajas y quedar separadas las partes altas de la masa continental principal.
Islas volcánicas.
A veces, la actividad volcánica de los fondos oceánicos trae como consecuencia la formación de islas. Esto suele estar estrechamente relacionado con el movimiento de las placas de la corteza terrestre, ya que la formación de islas (por ejemplo, Islandia) se produce tanto en los bordes constructivos como en los destructivos. También pueden aparecer islas volcánicas (como Hawai) lejos de las placas. Islandia, situada sobre la dorsal centroatlántica, es la mayor isla volcánica formada en un borde constructivo. Con una superficie de unos 100.000 km², comenzó a formarse hace alrededor de 20 millones de años, que es la edad de las rocas más antiguas de la isla. Todavía sigue aumentando de tamaño, a medida que se va incorporando más material, periódicamente, a lo largo de una línea de actividad volcánica que atraviesa la isla de sudoeste a noreste. Gran parte de la actividad volcánica que ha dado origen a Islandia no ha sido en forma de erupciones espectaculares, sino como erupciones extrusivas de fisura, que consisten en la salida de grandes cantidades de lava a través de grietas de la superficie terrestre, que dan origen a rocas basálticas. Sin embargo, también han desempeñado un importante papel espectaculares erupciones. Por ejemplo, en 1.963 se produjeron erupciones frente a la costa meridional de Islandia. En el lapso de unas pocas semanas se fueron acumulando cenizas y lava sobre el fondo del océano, hasta que nació un islote nuevo, bautizado Surtsey.
Archipiélago.
El choque de las placas de la corteza en los bordes destructivos genera a veces una actividad volcánica significativa. Cuando esto se produce en el extremo de una masa terrestre, puede provocar la
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formación de montañas, pero cuando el choque ocurre en el océano, pueden aparecer islas. Las islas que surgen de esta manera no nacen solas, sino en cadenas o archipiélagos, paralelos al borde de la placa. Un buen ejemplo de ello es el extremo occidental del océano Pacífico, donde miles de islas (la mayoría volcánicas, aunque algunas se han formado por el plegamiento del fondo del océano) marcan el límite occidental de la placa del Pacífico. Estas islas comienzan al sur de Nueva Zelanda, siguen hacia el norte hasta el archipiélago de Tonga, antes de dirigirse al oeste, hacia Nueva Guinea, y otra vez al norte, atravesando las Filipinas, Japón, las islas Kuriles y, por último, las Aleutianas, para continuar en dirección al subcontinente norteamericano. El archipielago indonesio, que se extiende hacia el oeste y penetra en el océano Indico, a partir de los archipiélagos del Pacífico occidental, es el más extenso del mundo, con 13.000 islas que abarcan una distancia de 5.600 km.
Islas (hot-spot)
Las islas Hawai-Emperor y algunas otras del Pacífico central deben su existencia a la actividad de volcanes “hot-spot”. La actividad volcánica ha hecho erupción a través de la placa del Pacífico al recorrer zonas del manto terrestre que son particularmente activas. Al moverse la placa, lo mismo ha ocurrido con la situación de la actividad volcánica y la formación de islas. Las islas Hawai-Emperor miden más de 6.000 km de largo, e incluyen más de 100 islas y volcanes submarinos (volcanes que no han llegado a la superficie del océano). La isla más joven, que es la que está más al este, es la propia Hawai, donde todavía hay actividad volcánica.
Islas coralinas.
Las islas y arrecifes coralinos son un componente importante de los océanos y mares tropicales y subtropicales. Están formadas por los esqueletos de un grupo de organismos marinos primitivos llamados corales. Las islas coralinas se forman cuando el coral crece hacia la superficie del océano, desde plataformas submarinas poco profundas, que a menudo son conos volcánicos. Si el cono está totalmente sumergido, entonces aparece un atolón coralino: un anillo de coral circular, o en forma de herradura, que rodea una porción de agua marina, llamada laguna (lagoon). El coral deja de crecer hacia arriba en cuanto llega a la superficie. Por lo tanto, las islas coralinas son planas y bajas, a menos que su altura haya variado como consecuencia de algún cambio en el nivel del mar.
El nivel del mar y las islas.
Dichos cambios en el nivel del mar provocan a veces la aparición de nuevas islas o la desaparición de las antiguas. Durante la última glaciación, el este de Gran Bretaña estaba unido al continente europeo, porque el nivel del mar era inferior, ya que la mayor parte del agua del mundo estaba congelada en forma de casquetes y glaciares. Al fundirse el hielo, el nivel del mar se elevó y se volvieron a formar el mar del Norte y el paso de Calais. Así, hace unos 8.500 años, Gran Bretaña recuperó su condición de isla.
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Los océanos/ Introducción.
Los océanos cubren una parte mayor de la superficie terrestre que la tierra: el 71%, es decir casi las tres cuartas partes. Los tres océanos principales son el Pacífico, el Atlántico y el Índico. El Pacífico es el más grande y abarca más de una tercera parte de la superficie terrestre. El Ártico es menor que los otros tres y está cubierto de hielo casi en su totalidad. Los mares son mas pequeños que los cuatro océanos. La profundidad de los océanos es muy escasa, en comparación con su superficie. La parte más profunda, la fosa de las Marianas, en el Pacífico occidental, apenas alcanza los 11.000 m. No obstante, supera la altura de la montaña más alta de la Tierra: el monte Everest, de 8.863 m. El agua del mar. El agua del mar contiene sustancias sólidas en disolución, de las cuales las más abundantes son el sodio y el cloro que, en su forma sólida, se combinan para formar el cloruro de sodio: la sal común y, juntos con el magnesio, el calcio y el potasio, constituyen alrededor del 90% de los elementos el agua del mar. Hay otros elementos que están que están presentes en cantidades ínfimas. La salinidad del agua marina depende de la cantidad proporcional de sales que contiene. Una media del 3´5%, aproximadamente, del volumen del agua del mar corresponde a sustancias en disolución. Cuando hay mucha evaporación, desaparece una mayor cantidad de agua, permaneciendo las sustancias disueltas, por lo cual la salinidad es mayor cuando la evaporación es intensa, sobre todo si el agua marina está confinada o no se puede mezclar fácilmente con la de un océano más extenso, como ocurre, por ejemplo, en el Mediterráneo y el mar Rojo. La salinidad es escasa en las regiones polares, sobre todo durante los meses de verano, cuando el hielo se funde, diluyendo el agua. También hay poca salinidad en mares como el Báltico, unido al Atlántico pero sólo mediante un canal estrecho, y que está alimentado por gran cantidad de ríos. La mayor parte del agua terrestre, alrededor del 94% del total, se encuentra en los océanos, de donde se evapora más agua pura de la que retorna en forma de precipitaciones (lluvia, nieve, etc), aunque el volumen de agua de los océanos permanece inalterable porque éstos también reciben agua desde la tierra, a través de los ríos.
Las olas.
El agua de mar rara vez está quieta; por lo general se mueve en olas, mareas o corrientes. Las olas se deben al viento que sopla sobre la superficie. La altura de una ola depende de la velocidad del viento, del tiempo que ha estado soplando y de la distancia recorrida por la ola. La ola más alta que se haya registrado medía 34 m, aunque por lo general son mucho más bajas. Las olas desempeñan un papel fundamental en la formación de las costas. El agua no se desplaza con olas, sino que cambia de forma al pasar éstas, realizando un movimiento casi circular, elevándose para formar una cresta cuando llega y cayendo cuando ha pasado. Este movimiento se
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nota si nos fijamos en una barca, que sube y baja con el paso de las olas, pero no se desplaza con ellas (teoría ondulatoria). Hay otro tipo de olas en el océano, cuyo origen no está relacionado con los vientos. Son los tsunamis (maremotos), causados por terremotos o por la erupción de volcanes submarinos. Estos acontecimientos desplazan grandes cantidades de agua a gran rapidez, perturbando la superficie del mar y creando olas que se alejan de la zona del terremoto o del volcán. Los tsunamis viajan a gran velocidad, en torno a los 750 km/h. No obstante, en mar abierto provocan pocos daños, porque tienen escasa altura, por lo general menos de 1 m; pero en aguas poco profundas disminuye su velocidad y aumenta su altura, hasta los 10 m o más, y suelen causar daños catastróficos al llegar a la costa.
Mareas.
Las mareas se deben a la atracción gravitatoria que ejercen la Luna y el Sol sobre la Tierra, que provoca cambios en el nivel de los océanos. La atracción es mayor en la cara de la Tierra que queda frente a la Luna, lo que provoca una pleamar o marea alta. La atracción mínima se produce en la cara opuesta a la Luna, donde el agua del mar se eleva, alejándose de la Luna, ocasión en la que también se produce una pleamar. El Sol está mucho más lejos que la Luna de modo que, a pesar de ser mucho más grande, el efecto que ejerce en las mareas es menos de la mitad del ejercido por aquélla. Cuando la Luna y el Sol se encuentran frente a frente, o en la cara opuesta de la Tierra, se produce la máxima atracción; esto provoca las llamadas mareas vivas. Las mareas más suaves, llamadas aguas muertas, se producen cuando la Luna y el Sol forman un ángulo recto con la Tierra, porque las atracciones de ambos, al ser en direcciones opuestas, se anulan. Las mareas vivas se producen cada 14 días y las aguas muertas en mitad de los períodos comprendidos entre dos mareas vivas. En casi toda la Tierra hay dos pleamares diarias, aunque existen unos pocos lugares donde hay sólo una de cada o una combinación de ambas, con una pleamar muy superior a la otra. La amplitud de la marea (es decir, la diferencia entre los niveles de pleamar y bajamar) varía según el lugar, desde menos de 1 m, en el Mediterráneo y el golfo de México, a 14´5 m en la bahía de Fundy, en la costa oriental de Canadá.
Las corrientes
Las corrientes próximas a la superficie de los océanos, al igual que las olas, son impulsadas por los vientos, que las arrastran con ellos. Las corrientes se desplazan mucho más despacio que el viento, a menos de 8 km/h. No siguen exactamente la misma dirección que éste, sino que se tuerce hacia un lado por efecto de la rotación terrestre. En cada hemisferio, hay dos sistemas de vientos principales. Los vientos alisios, entre los 0º y los 30º de latitud, soplan del noreste en el hemisferio boreal, y del sudeste en el austral. Los vientos del oeste, entre los 30º y los 60º de latitud, soplan del sudoeste en el hemisferio boreal, y del noroeste en el austral. Estos dos sistemas producen un régimen de corrientes que fluyen desde las regiones
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ecuatoriales hacia latitudes de 50º, aproximadamente, regresando después al ecuador. A veces, las corrientes tienen una influencia significativa en el clima. Por ejemplo, la corriente del Golfo, que nace en el Caribe, proporciona al noroeste de Europa unos inviernos mucho más benignos que los de otras partes del mundo que tienen la misma latitud. Por el contrario, las corrientes frías, como la de Humboldt, en la costa del Pacífico, en América del Sur, provocan un descenso de las temperaturas.
Morfología del fondo marino.
La porción del fondo marino que está más próxima a tierra firma es el margen continental, que se divide en la plataforma continental, el talud continental y (en ocasiones) la escarpadura continental. La plataforma continental, también llamada plataforma submarina, es la menos profunda (entorno a los 200 m de profundidad) y es bastante plana. El agua que la cubre suele poseer vida marina en abundancia y la mayor parte de la pesca tiene lugar en esta zona. Alrededor de una cuarta parte de la producción mundial de petróleo y gas procede de las rocas que hay por debajo de las plataformas continentales. Las dorsales oceánicas son cadenas montañosas submarinas, vastas y escarpadas, que se encuentran a menudo, aunque no siempre, en el centro de los océanos. Tienen una media de 1.000 km de ancho y una altura de 3.000 m con respecto a las cuencas oceánicas adyacentes. Forman un sistema más o menos conectado, de alrededor de 80.000 km de largo, que penetra en todos los océanos principales. Sus distintas partes tienen nombres diferentes: por ejemplo, en el Atlántico central y sur se llama dorsal centroatlántica; en el Atlántico norte hasta el sudoeste de Islandia, es la dorsal de Reykjanes y, en el Pacífico, se conoce como dorsal del Pacífico Oriental. En promedio, las crestas de las dorsales se encuentran a unos 2.500 m por debajo de la superficie del océano, aunque en algunos lugares, como en Islandia, las rocas emergen formando islas. En las dorsales se está produciendo constantemente litosfera oceánica. Entre las dorsales oceánicas y los márgenes continentales se encuentran las planicies abisales, que son partes del fondo marino muy planas y uniformas, en torno a los 4.000 m de profundidad. En algunos lugares se ven interrumpidas por volcanes submarinos, surgidos del fondo del mar. A veces estos volcanes emergen, y forman islas, como las Hawai. Las partes más profundas de los océanos son las fosas oceánicas o abisales, con una media de unos 100 km de ancho y 7.000-8.000 m de profundidad, que pueden llegar a medir miles de kilómetros de largo. Hay dos tipos de fosas; las paralelas al borde del continente, situadas en lo más profundo del talud continental, o las que se encuentran en medio del océano, donde tienen forma de arco y corren paralelas a un arco insular.
El clima/ Introducción.
El clima es el conjunto de condiciones atmosféricas que experimentamos en un momento determinado. Estas condiciones varían con gran rapidez, a medida que la lluvia cede paso al sol o que la nieve se empieza a
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fundir. Estos cambios repentinos son más habituales en latitudes templadas que en los trópicos. El clima es el resultado de los movimientos del aire en la atmósfera. La atmósfera reacciona ante las diferencias en el calor que recibe del Sol entre los trópicos cálidos y los polos fríos. La rotación terrestre y la naturaleza de la superficie del planeta (ya se trate de tierra o mar, montañas o llanuras) también afectan los movimientos atmosféricos. Vistos desde el espacio, los tipos de nubes muestran la manera en que se produce este movimiento para producir las variaciones diarias que llamamos tiempo meteorológico.
La presión atmosférica.
En las zonas templadas de la Tierra, el principal factor meteorológico es la presión atmosférica, que representa la fuerza ejercida por una columna de la atmósfera sobre la superficie terrestre. Si se mide esta presión por medio de un barómetro y se compara la lectura con la tomada en otros lugares simultáneamente, aparecen unas líneas que determinan las zonas de presiones más altas y más bajas. Partiendo de un mapa isobárico, es posible determinar la dirección del viento. En términos generales, el viento sopla paralelo a las isobaras, las líneas que unen puntos de igual presión atmosférica. En el hemisferio boreal, las bajas presiones están a la izquierda de la dirección del viento, mientras que en el hemisferio austral están a la derecha. La fuerza del viento depende del gradiente barométrico; si este es brusco, esto significa que las isobaras están muy juntas y en ese caso los vientos serán más fuertes.
La temperatura.
Un mapa isobárico informa también sobre otros aspectos del clima. La temperatura depende del lugar donde se origina el aire. Cuando éste sopla desde los polos, será frío; en cambio, cuando procede de los trópicos, será caliente. Los vientos que soplan desde el océano Atlántico en dirección al noroeste de Europa son relativamente frescos en verano, pero relativamente suaves en invierno; en cambio, los vientos procedentes del este son muy fríos en invierno, pero calientes en verano. Las temperaturas también dependen de si el Sol queda oculto por las nubes. No obstante, si el cielo está cubierto por la noche, esto contribuye a mantener el calor diurno.
Nubes y precipitaciones.
Las nubes se forman cuando el aire se enfría tanto que es incapaz de retener toda su agua en forma de vapor. Entonces se originan gotitas de agua, que a nuestros ojos aparecen como nubes. Para producir una nube, es necesario que el aire suba o que se vea obligado a subir. En días soleados, el suelo se calienta. Entonces, las corrientes ascendentes de aire caliente y húmedo sube lo suficiente como para producir nubes. Éstas se suelen formar encima de colinas o montañas, donde el aire se ve obligado a ascender. Algunas nubes, aunque no todas, producen precipitaciones (de lluvia, nieve, agua nieve, etc.), para lo cual es necesario que existan en ellas las condiciones adecuadas. Aparentemente, hay dos procesos principales: uno de los métodos de formación de las precipitaciones es mediante el choque y la fusión de gotitas de agua de distinto tamaño dentro de la nube. Puede ser que el
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aire ascendente que produce la nube tenga la fuerza suficiente para elevar algunas de las gotitas más pequeñas ; en cambio, las más grandes empiezan a caer porque son demasiado pesadas para el aire ascendente. Mediante esta colisión crecen y a veces se vuelven lo bastante grandes como para caer desde la base de la nube y no evaporarse antes de llegar al suelo. El otro método de precipitaciones se desencadena en nubes formadas por una mezcla de gotitas de agua y cristales de hielo. No todas las gotitas se congelan a los 0ºC; algunas se mantienen en el mismo estado hasta los –38ºC, de tan pequeñas que son. En estas condiciones, el agua tiende a pasar de estas gotitas a gotas más grandes, ya congeladas, y estos cristales de hielo al final acaban por caer de la nube. Si llegan hasta el suelo, se convertirán en nieve. Sin embargo, con mucha mayor frecuencia los cristales se funden al caer, produciendo lluvia. En ocasiones, algunas gotas de lluvia se depositan en las partes superiores de la nube, donde se congelan. Después de varias fases de subidas y bajadas a veces se producen gránulos de granizo, formados por capas de hielo. El granizo sólo se origina en determinados tipos de nubes, cuando el aire sube con gran rapidez. En este tipo de nubes, los cúmulonimbos, suelen originarse truenos y relámpagos. Durante la formación del granizo, se produce la separación de cargas eléctricas (la positiva de la negativa). La luz del relámpago es una chispa de electricidad entre la nube y la Tierra, o de nube a nube, resultante de la acumulación de cargas y de diferencias potenciales de hasta 1.000 millones de voltios. El relámpago calienta el aire y la repentina expansión de éste produce el trueno que llega hasta nuestros oídos.
Tipos de nubes.
Las nubes se distinguen por su aspecto y su altura. Las más altas son los cirros, que se forman a altitudes comprendidas entre 6 y los 10 km, donde las temperaturas están bastante por debajo del punto de congelación. Los cirros están formados por cristales de hielo, que a menudo suelen dispersar los vientos que soplan a estos niveles. Los cirros de cola de caballo suelen preceder una depresión y, por lo tanto, indican que la lluvia es inminente. Cuando las capas de cristales de hielo engordan y cubren buena parte del cielo, se llaman cirroestratos. Las nubes de altura media y un color gris uniforme, que tapan completamente el Sol, se llaman altoestratos y suelen aparecer después de los cirroestratos. A medida que se acerca la lluvia, la base de la nube desciende para convertirse en una capa de nubes gruesas denominadas nimboestratos, capaces de producir lluvia en abundancia. Cuando las nubes no consiguen ganar altura, como ocurre en los anticiclones, a veces se forman estratocúmulos, que indican que el aire sólo ha logrado subir hasta una cierta altitud antes de hundirse en las zonas despejadas que quedan entre las nubes. Esto produce un efecto aborregado, cuando las nubes son relativamente altas. Las nubes más impresionantes son las que se asocian con el aire que sube rápidamente. Cuando las nubes no se extienden demasiado, se llaman cúmulos; tienen formas definidas y a menudo parecen una coliflor. A veces, los cúmulos se unen y entran en la zona de cristales de hielo o incluso llegan hasta la base de la estratosfera. Cuando esto ocurre, ya no pueden subir más, sino que se extiende para producir una nube en forma de yunque, conocida como cúmulonimbos. La mayoría originan aguaceros, e incluso es posible que granice y truene.
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Sistemas templados.
En latitudes templadas, una de las principales zonas de ascenso y formación de nubes y, por lo tanto, de lluvias, es el área o depresión de baja presión atmosférica (también llamada ciclón). Vistas desde el espacio, las depresiones se caracterizan por un remolino o espiral de nubes, donde el aire se eleva. En las depresiones, el viento sopla en sentido contrario a las agujas del reloj, en el hemisferio boreal, y en sentido opuesto en el austral. La mayoría de las nubes se forman cerca de las superficies frontales, donde las temperaturas cambian rápidamente. En un típico sistema de bajas presiones se suele encontrar un frente cálido, un frente frío, una oclusión y un sector cálido. Fuera de las franjas de nubes de la depresión, también se producen aguaceros, aunque cada vez con menor frecuencia, a medida que aumenta la presión y el observador se aleja del centro de bajas presiones. Las áreas de altas presiones atmosféricas o anticiclones contienen aire que en general desciende y se calienta. Por lo tanto, el aire no asciende lo suficiente para producir una nube oscura, de modo que no suele desencadenar lluvias. En todas las zonas terrestres templadas, los anticiclones producen un tiempo cálido y soleado en verano, o frío en invierno, pero siempre seco. Dentro de los anticiclones, el viento sopla en el sentido de las agujas del reloj, en el hemisferio norte, y a la inversa en el sur.
Sistemas tropicales.
En los trópicos, es menos habitual encontrar presiones diferentes. Los gradientes barométricos suelen ser mucho más débiles que en las latitudes templadas, de modo que los vientos por lo general son flojos. Un importante sistema de bajas presiones que se encuentra es la tormenta tropical, que recibe varios nombres, como huracán, tifón y ciclón. Las tormentas tropicales habitualmente se produce en verano u otoño, cuando los mares tropicales alcanzan las máximas temperaturas. En su centro, hay un área de muy baja presión, rodeada de fuertes vientos, que a veces superan los 240 km/h, en el peor de los casos. En el centro, u ojo de la tormenta, los vientos son suaves. Fuera del ojo aparecen amplias franjas de nubes que giran en espiral como gigantesca rueda de Santa Catalina. Estas franjas de nubes producen lluvia intensas que provocan inundaciones, causando más daños que los fuertes vientos en sí. Una característica menos impresionante de los trópicos es el cambio estacional de vientos, conocido con el nombre de monzón. En partes de África, India, el sudeste asiático y el norte de Australia, los monzones provocan lluvias durante el verano. El resto del año son secos, y los vientos soplan en dirección contraria.
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Para medir la fuerza del viento.
Para hacer colaboraciones voluntarias al Proyecto La Oropéndola 1oo% Sostenible, dentro del cual se encuadra las publicaciones, sírvanse depositar aporte voluntario a la cuenta corriente de Caja Cantabria N°: 2066-0072-19-0900061648 Bº Santa Olalla nº 21 / Villasevil / C.P. 39.698 / Santiurde de Toranzo / Cantabria / España / Tel. 647 111 956 / Autor: Francisco José López Frá
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No imprimir si no es realmente necesario. El Medio Ambiente es cosa de todos y todas Muchas acciones pequeñas y locales hacen algo grande y global
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