UNIVERSIDAD DE SANTIAGO DE CHILE

FACULTAD DE INGENIERIA

CURSO

GEOMORFOLOGÍA APLICADA Y GEOLOGÍA

Clase N° 5

Geomorfología Litoral y Submarina

Prof. Alejandro Vial Latorre

Geógrafo

1er Semestre 2009

10.- El subsistema de erosión litoral

Cuando tratamos el tema de geomorfología litoral y submarina, ya estamos fuera de los grupos de sistemas de erosión morfoclimáticos o “zonales”. En efecto, los océanos son, por excelencia el mayor sistema de erosión no climático o “azonal”.

Este sistema de erosión tiene diversos “estilos”, según sea el entorno: principalmente dos, un ambiente litoral y un ambiente submarino. Sin embargo, en el ambiente submarino es posible distinguir cuatro “facies” asociadas a la profundidad: el nerítico, el pelágico, el abisal y el hadal; lo que veremos en la segunda parte de este capítulo.

Alrededor de los mares y los grandes lagos se desarrolla un sistema morfogenético peculiar que, como hemos dicho, tiene sus propias características diferenciadas y que en buena medida son independientes de las condiciones bioclimáticas. Hablamos de una franja de amplitud variable entre el límite de la tierra y el mar.

El litoral es el sector que está directamente sometido a la acción de las aguas marinas, y lacustres. La zona barrida por las aguas se llama estrán o zona intertidal. Su amplitud depende de las mareas (no más de 20 metros) y de la pendiente de la costa. Se calcula un total de 150.000 kilómetros cuadrados en todo el mundo.

La influencia del mar se hace sentir mucho más adentro, lo que se llama línea costera. Se encuentra entre el litoral y la zona pre-litoral. Esta es una zona en la que el relieve cambia con mucha rapidez, incluso en el intervalo de una pocas décadas.

La erosión litoral tiene unos caracteres originales que combina procesos morfogenéticos marinos aunque también hay que tener en cuenta la influencia de la intervención aérea.

La erosión marina, y los procesos morfogenéticos que conlleva, asocia de forma compleja acciones mecánicas (olas y corrientes), químicas y biológicas. Pero además, una de las originalidades del medio litoral es que existe una zona, el estero, que se ve periódicamente sometido a fenómenos de sumersión y emersión y por lo tanto de humectación y desecación muy rápidos, lo cual tiene consecuencias morfogenéticas muy importantes.

Además de las acciones morfogenéticas estrictamente marinas sobre el litoral también ejercen su influencia los procesos ligados al medio bioclimático.

Tendremos en cuenta dos modos de intervención: los fenómenos atmosféricos que influyen sobre la erosión marina y las combinaciones con los procesos morfogenéticos continentales.

El medio morfoclimático influye en las modalidades y la eficacia de los procesos morfogenéticos que afectan al litoral. Distinguiremos dos modalidades, la directa, a través de la interacción con procesos morfogenéticos continentales y la indirecta, a través del aporte de materiales a la erosión marina.

Interacción con procesos morfogenéticos continentales

La acción directa de los procesos morfogenéticos continentales afecta a la franja litoral situada detrás de la línea de costa, y son aquellos que corresponden con el dominio morfoclimático correspondiente. La meteorización proporciona material ablandado para la abrasión marina, o bien un roquedo más vulnerable, al verse sometido a mecanismos de transporte de los fragmentos más efectivo, la dinámica de las aguas marinas. En dominios fríos y tropicales húmedos esta acción en más efectiva que en los dominios templados y áridos.

El mar influye en las características de los procesos morfogenéticos continentales debido a su influencia sobre el clima, formando un topoclima1 más estable y húmedo. En este sector son más frecuentes las brumas y las precipitaciones, por lo que son más efectivos los procesos ligados al agua, tanto mecánicos como químicos. Además, la salinidad del agua dificulta la colonización vegetal, y por lo tanto la protección que esta ofrece ante la erosión. Este hecho explica el corte vertical de los acantilados modelados en limos o arenas.

En la franja litoral es constante la presencia del viento. Su importancia morfogenética es mayor en las regiones arenosas que presentan un amplio estero entre la marea baja y la alta. En esta zona el viento ejerce toda su competencia morfogenética hasta acumularse en dunas. En regiones de vientos fuertes la acción de viento se extiende a los relieves costeros próximos, sobre todo en forma de dunas que pueden alcanzar varias decenas de metros.

Geomorfología de costas.

El contacto entre el mar y el continente es denominado “costa”. No es propiamente una línea, sino una faja, que está delimitada por las cotas que alcanzan las mareas en la máxima pleamar y la más baja bajamar. Esta faja “intermareal”, denominada estrán, constituye el contacto entre mar y continente. En esta delgada zona se desarrolla la mayor parte de los procesos geomorfológicos propios del litoral. En ella se produce la rompiente de las olas y su avance y “resaca”, responsables del desplazamiento de los materiales sueltos que se encuentran en esta área.

1  Cuando algún lugar tiene un clima diferenciado del clima zonal decimos que es un topoclima.

Tipos de costa

Como consecuencia de las formas de ablación, su modelado y las formas de acumulación podemos hablar de diversos tipos de costa. Podemos clasificarlas de muchas formas, pero nos centraremos en dos tipos en los que la acción del mar es predominante, las costas primitivas (u originales) y las costas evolucionadas.

Según sea su disposición y composición, las costas pueden ser altas o bajas, rocosas, arenosas o pedregosas. En general el contacto entre mar y tierra se produce en forma suave (constituyendo “playas”) o abrupta (en forma de “acantilados”).

Los litorales presentan formas muy variadas en función de las particularidades de la erosión marina, las características litológicas y las influencias bioclimáticas. En un primer momento podemos distinguir entre las formas de ablación y sus formas de modelado, y las formas de acumulación, que nos dan distintos tipos de costa.

Como consecuencia de las formas de ablación, su modelado y las formas de acumulación podemos hablar de diversos tipos de costa. Podemos clasificarlas de muchas formas, pero nos centraremos en dos tipos en los que la acción del mar es predominante, las costas primitivas (u originales) y las costas evolucionadas.

Las costas primitivas se caracterizan por que sus formas son, fundamentalmente, las iniciales, las que caben esperar de la acción del contacto entre el mar y la estructura geológica continental. Son resultado de un contacto reciente, o bien un mar poco activo. Podemos distinguir las costas estructurales y las costas de los modelados subaéreos.

Costas estructurales. Las costas estructurales se caracterizan por que sus grandes líneas se corresponden con las direcciones tectónicas de las rocas. Cuando son muy recientes, o están activas se llaman costas tectónicas. Normalmente son algo elevadas. Se disponen de tres formas diferentes con relación a la línea de costa, longitudinales, transversales y oblicuas.

Las costas longitudinales (tipo pacífico) son paralelas a la línea de costa. Presentan un trazado rectilíneo, particularmente rígido cuando existen fallas, en las que el bloque hundido está sumergido. El plano de falla forma, así, un falso acantilado, que dificulta la acción marina cuando su base está por debajo de la rompiente de las olas. Este tipo de costa también se forma cuando quedan al descubierto antiguas fallas que habían sido fosilizadas, costas de línea de falla.

Cuando el mar entra en contacto con relieves plegados se forman las costas tipo dálmata. Se caracterizan por la existencia de islas alargadas cuyo origen está en los sinclinales, sumergidos, y los anticlinales, las islas, separados por surcos marinos, canali. Las aguas de estas zonas suelen ser tranquilas, debido a la multitud de obstáculos que encuentra la corriente. Las estructuras apalachenses dan lugar a costas del mismo tipo.

En las costas transversales (tipo atlántico) las estructuras geológicas son perpendiculares, más o menos, a la línea de costa. Su trazado presenta entrantes y salientes continuos y muy definidos. Hay, pues, multitud de cabos y golfos profundos entre ellos, consecuencia de la inundación de las estructuras tanto plegadas, como apalachenses o falladas, en las que se inunda el graben.

Cuando las estructuras geológicas se disponen de forma oblicua con la línea de costa (costas con redans) se forman bahías en forma de hoz separadas por promontorios simétricos.

Especial interés tienen las costas primitivas de origen volcánico, ya que suelen ser muy recientes o incluso activas. Hay que recordar que los archipiélagos volcánicos, y los volcanes en general, se alinean a lo largo de las grandes fracturas tectónicas terrestres, o sobre las dorsales oceánicas. Las islas volcánicas son, en realidad, un cráter. Cuando se abre una brecha en el cono, el mar invade la caldera formando una bahía y una isla con forma de herradura, o múltiples islas que rodean la caldera. La multiplicación de los volcanes a lo largo de las costas, da lugar a un trazado lobulado cuyos cabos son las lenguas de lava más o menos recientes. La

originalidad de las costas volcánicas es que apenas han sido desmanteladas, ya que en caso contrario se clasifican en uno de los tipos anteriores.

Costas de modelado subaéreo. Las costas de modelado subaéreo son aquellas en las que la erosión ha conformado diferentes relieves y son estos las que entran en contacto con el mar. Los ejemplos más típicos son las entradas de mar a través de los valles de ríos (rías) o glaciares (fiordos).

Ría gallega  (Vigo)

Las costas de rías se forman en regiones de relieve accidentado profundamente entalladas por los cursos fluviales. Se forman, predominantemente, en regiones de relieve sobre rocas metamórficas, cuya desembocadura es inundada por el mar al subir su nivel eustático. Su localización depende de la red de fallas o la existencia local de rocas menos resistentes. El tipo clásico es el de ría abierta, con forma de embudo orientado hacia el mar, pero también se da la ría en botella, cuya salida está cerrada por un paso estrecho. Ante la salida de las rías suele haber islas, residuos de rocas resistentes. En los márgenes de la ría se desarrollan tímidamente, acantilados, áreas pantanosas o flechas.

Fiordos Elefantes y Cupquelán. Región de Aysén

Las costas de fiordos se localizan en regiones en los que la lengua glaciar ha alcanzado la costa, y cuya parte más baja también ha sido inundada por el ascenso del nivel eustático del mar. No obstante, la desaparición del peso del hielo ha provocado el ascenso isostático del continente, con lo que el contacto entre el mar y el continente ha sido mucho más variable, lo que ha dificultado la erosión marina. El fiordo presenta una entalladura muy profunda modelada sobre rocas resistentes. Normalmente están ramificados. Su localización depende de la red de fallas o la existencia local de rocas menos resistentes. Sus paredes son notablemente verticales, con valles colgados que vierten sus aguas en forma de cascadas. Suelen estar enmarcadas por un strandflat, una plataforma de abrasión que ha quedado colgada debido al ascenso isostático del continente. Los escollos rocosos forman skjargaard. La sedimentación en los fiordos es pobre, y además la profundidad de los valles dificulta la emersión de depósitos.

Las costas cubiertas por un inlandsis presentan formas que dependen de los modelados locales, ya sean de excavación o sedimentación. Suelen presentar múltiples entalladuras y estar precedidas de islas bajas. La inundación de los canales intermedios forman costas de fjards con bahías y estrechos muy complejos. Delante de ellas se desarrolla el skjargaard. Cuando hay valles digitalizados muy cerrados se habla de costa de forden. Pero lo más característico son los amplios lóbulos frontales del inlandsis sobre los que se desarrollan bahías abiertas poco profundas que conforman la costa de bodden.

Las formas de erosión

En las costas de erosión predominan los procesos ablación marina, acantilados y plataformas de abrasión litoral. Las costas acantiladas bordean los mares con mucho oleaje, sobre todo en regiones montañosas o de macizos antiguos y escudos. También aparecen en rocas sedimentarias compactas, como las calizas. Los acantilados más verticales se presentan sobre las rocas más sensibles a la acción mecánica y lo suficientemente coherentes como para mantener la verticalidad.

Acantilado visto de perfil. En la parte superior, la terraza.  Rompientes en arrecifes antepuestos a la costa. Hawaii

Los acantilados.

Un acantilado es un resalto no cubierto de vegetación, de fuerte pendiente (entre unos 15º y la posición vertical o hasta en desplomo), de altura muy variable, situado en el contacto de la tierra y el mar, y que es debido a la actividad o a la presencia marinas. Se puede llamar falso acantilado a una forma que presente caracteres más o menos análogos a los expresados, pero que no está ligada a la actividad o a la presencia del mar. Lo más frecuente es que en su pie el acantilado esté precedido por un estrán rocoso, de pendiente mucho menor que él y que lleva tradicionalmente el nombre de plataforma de abrasión. Pero hay casos, sobre todo en las puntas, en los que el acantilado (verdadero o falso) penetra en el mar sin mediación de ningún rellano y en las bahías el acantilado suele estar precedido de una playa en lugar de una plataforma rocosa. Las denominaciones de costa rocosa y costa acantilada no son forzosamente sinónimas.

Costa acantilada

La concepción clásica de la formación de un acantilado y de la plataforma rocosa que le precede, es muy sencilla, y bastará recordarla brevemente: la escarpa terminal de la pendiente o vertiente del continente hacia el mar es resultado del arranque de una «cuña» de materiales mediante la acción mecánica de las olas; la plataforma rocosa marca el nivel en el cual se ha detenido esta acción, por lo menos temporalmente; el desgaste de dicha vertiente se prosigue, por efecto de las olas armadas de fragmentos de roca que provienen de los derrubios del propio acantilado. Las olas minan el pie de éste, haciendo que, por encima del socavón así formado, quede una masa en voladizo que desaparece periódicamente por desmoronamiento al faltarle la base; las olas crean, además, grutas cuyo techo se hunde, y dentro de las cuales la fuerza del mar aumenta considerablemente por el cerramiento y la presión. En rocas heterogéneas, las grutas subrayan todas las porciones débiles (capas blandas, líneas de falla...). La plataforma de abrasión es más regular que la línea de los acantilados, aunque en detalle presente muchas rugosidades estructurales.

Los acantilados se diferencian por su perfil. Siempre tiene una pendiente muy fuerte y terminan en una nítida ruptura de pendiente basal que señala el paso a la plataforma rocosa. Generalmente esta línea presenta una muesca más o menos profunda y continua. También pueden presentarse una serie de grutas más o menos profundas a lo largo de la línea. Estas grutas se desarrollan en los puntos más vulnerables, como las diaclasas y fallas que presenta la roca, o bien en zonas donde las olas inciden con especial virulencia. Las grutas tienen forma de embudo y pueden desembocar en cámaras circulares cuyo techo puede estar abierto al exterior por detrás de la línea de costa, muy frecuentes en zonas calizas. Durante las tormentas o las grandes mareas el agua es inyectada a presión por estas grutas y expulsas con violencia por estos boquetes, llamados tafonis. En estas grutas se distingue: pistas, acanaladuras, cúpulas y tafonis, si tienen salida al exterior. La progresiva erosión de estas estructuras produce, de menor a mayor: boquetes, pozos, puentes naturales, espigones, agujas y conjuntos de islotes.

Los acantilados más verticales y con el escarpe más rígido y definido se desarrollan sobre rocas sedimentarias o esquistosas coherentes, como las calizas, las areniscas y las pizarras. Si la capa no ha sido plegada, y por lo tanto está en posición horizontal, muestra un brusco escarpe en la intersección de los planos horizontal y vertical.

En las rocas sedimentarias deleznables, menos coherentes, la verticalidad es menos acentuada, hasta reducirse a los 45º (100%), incluso a los 30º en las regiones áridas. Además, los movimientos en masa y los fenómenos de acarcavamiento producen un perfil irregular. Si se alternan rocas deleznables y coherentes, dispuestas horizontalmente, aparecen numerosos resaltes en la línea del acantilado.

Las rocas cristalinas, como las de los macizos antiguos o las rocas volcánicas, dan lugar a acantilados muy definidos, pero con un perfil convexo y cubiertos de vegetación. Sin embargo, la erosión marina sólo afecta a la base de la roca, por lo que en realidad se trata de falsos acantilados, ya que no son producto de la erosión marina.

Situación   inicial:   contacto   directo   del   mar   con   una costa alta.  Comienza el proceso de erosión del pie del acantilado

Situación final: la erosión ha socavado el acantilado, dejando un estrán pedregoso antepuesto.  El mar no llega hasta el pie del acantilado y ha aparecido una playa.

Los acantilados pueden presentar una muralla costera vertical que puede alcanzar los 300 y hasta los 500 metros de altura, auténticos mega-acantilados como los de Irlanda, Escocia o Galicia.

Mayores son los mega-acantilados de la costa del norte de nuestro país.

Acantilado costero al sur de Iquique

Iquique:  Plataforma costera  entre  el  mar y el  mega­acantilado

El mega­acantilado supera los 800 m. 

Esta   costa   acantilada   se   extiende   a   lo   largo   del   litoral norte,  desde  el  cerro  Camataga  (939m) al  sur  de Arica, prácticamente hasta Taltal.

Se presentan algunas interrupciones por trozos de terrazas, como   en   Iquique   y   la   península   de   Mejillones,   o desembocaduras de cursos de agua, como el río Loa.

Las plataformas de abrasión litoral o rasas costeras2. Las plataformas de abrasión litoral, llamadas, también, rasas (o terrazas) costeras, son rampas de anchura variable con una pendiente muy suave (la misma que la de la playa) labrada por la acción de las olas por ametrallamiento y la compresión-descompresión sobre el sustrato rocoso del continente. Normalmente está cubierta por arena, gravas o cantos que es el material abrasivo que usan las olas para desgastar la roca. En la parte cercana al acantilado puede observarse pero mar adentro puede tener una terraza de acumulación más o menos potente. El talud terminal de la terraza marca el límite del dominio litoral. Por supuesto el depósito de clastos no puede ser tan potente que la fuerza de las olas no sea capaz de movilizarlo por completo.

La terraza se encuentra a los pies de los acantilados, aunque los cabos y las puntas carecen de ella. Tampoco se forma terraza en las zonas donde la eficacia de la erosión marina es escasa. En las bahías puede asentarse sobre ella una playa arenosa.

La anchura de estas terrazas es variable. En mares con mareas débiles no tiene más de unos cinco metros de anchura, y en los de mareas vivas pueden alcanzar varias decenas de metros.

La terraza costera, pues, se forma por la acción de las olas en la zona que estas alcanzan, pero frecuentemente se presentan terrazas escalonadas, estas son una prueba de las diferentes alturas que el nivel del mar ha alcanzado en el pasado. En rigor, la terraza es la plataforma de abrasión heredada. Las plataformas escalonadas se presentan en gradas separadas por rebordes con escarpes más o menos altos. En ocasiones en estas terrazas han quedado depósitos de cantos, gravas y hasta arenas, residuos de playas fosilizadas.

En los esteros de mayor pendiente situados por delante de los acantilados aparecen las plataformas acanaladas. Estas presentan acanaladuras paralelas orientadas según la línea de máxima pendiente, que se rellenan de arena durante la marea.

En las cavidades de las rocas se forman torbellinos que crean marmitas de erosión turbillonar. Son oquedades más o menos profundas abiertas hacia el mar a través de un surco por que entra y sale el agua.

La Portada de Antofagasta

La terraza no es una plataforma lisa y regular, sino que tiene una amplia variedad de micromodelado que traduce la estructura geológica de la roca: diaclasas, diferentes planos de

2  Se conocen también como “terrazas litorales”.

capas, esquistosidades, líneas de debilidad, etc. Aparecen, así, surcos, crestas, cubetas y resaltes rocosos que no superan el metro de desnivel.

La consideración del relieve continental inmediatamente adyacente proporciona indicaciones, preciosas muchas veces, acerca de la importancia del retroceso de la tierra bajo la acción del mar. En efecto, si el relieve continental está formado de colinas, y se da el caso que la parte propiamente marina del acantilado esté continuada por una pendiente que desciende hacia el interior, y no hacia el mar, se puede decir que el mar se ha “comido” por lo menos la mitad de una colina. En el caso contrario (es decir, cuando hay una pendiente superior dirigida hacia el mar), la erosión marina no ha llegado todavía a destruir la mitad de la colina; y prolongando idealmente hacia abajo lo que queda de su pendiente se puede reconstruir lo que el continente ha perdido; a menos que por una acción previa no se hayan destruido, y descombrado, totalmente una o varias colinas delanteras; pero, en general, el examen de un sector bastante largo de la costa efectuado por un observador experto permitirá decidir.

Distintos tipos de costa:

Costas de acumulación

Las costas de acumulación se presentan en regiones llanas. Su característica más importante es que están en vías de emersión, o de progresión, más o menos rápida. La costa primitiva se encuentra retranqueada con respecto a la línea de costa actual, incluso varios kilómetros. Su variedad depende de las formas de acumulación litoral.

Las costas de lidos se caracterizan por la existencia de un largo cordón litoral arenoso paralela a la línea de costa primitiva. Este cordón, de decenas de kilómetros, está interrumpido por surcos que permiten la renovación del agua del interior. Algunos brazos del cordón pueden estar enlazado con la costa. Cuando el cordón se encuentra aislado a varios kilómetros se habla de costa con islas en barrera. Son propios de mares con muy poca marea y golfos extensos. Las lagunas interiores son áreas de acumulación que tienden a colmatarse.

En el dominio fluviomarino y pantanosas predominan las costas pantanosas y con marismas. Son muy bajas y llanas. Se localizan en torno a mares con plataformas continentales poco profundas capaces de acoger los derrubios finos que aportan los grandes ríos. Cuando en las zonas pantanosas hay manglares se forma una costa con manglares.

Los deltas forman costas deltaicas. Su configuración se debe más a la acción de los cursos de agua que a los agentes marinos. Aparecen en mares con poca marea y en la desembocadura de los grandes ríos siempre que la plataforma continental tenga poca profundidad. Los deltas coalescentes forman llanuras deltaicas.

Cuando la arena forma dunas de litoral hablamos de costas dunarias. Se caracterizan por presentar un ancho cordón de dunas que puede extenderse durante decenas de kilómetros y elevarse decenas de metros. Hacia el interior se presentan diferentes estadios del paso de dunas vivas a dunas fijas colonizadas por la vegetación. El agua de arroyada puede quedar atrapada en el interior del cordón dunario formando rosarios de lagos de agua dulce, colgados ligeramente por encima del nivel del mar. Se localizan en zonas de amplios esteros barridos por la brisa del mar.

Los arrecifes coralinos también forman costa, costas coralinas.

Todos estos tipos de costa tienen contactos entre sí, de tal manera que existe una zona de transición en la que se mezclan formas de sendos tipos de costa. Las costas con estuarios presentan caracteres ligados a la inundación del curso fluvial, aunque sus formas dependan más de la dinámica de las aguas corrientes. No obstante, también se forman flechas que aíslan lagunas. En costas con grandes golfos, resultado de la sumersión de las regiones bajas de una llanura aparecen costas con limans cerrados por flechas de origen fluvial o eólico.

Las formas de acumulación litoral. Las formas de acumulación litoral son el resultado de la sedimentación marina y de la actividad de los seres vivos. Se localizan delante de las costas bajas y presentan gran cantidad de tipos, dependiendo de las modalidades de desarrollo y las condiciones del medio que las acogen. Los principales tipos son: las playas, con sus diferentes tipos de playa, las dunas litorales, las áreas pantanosas marítimas y las marismas, las desembocaduras fluviales: estuarios y deltas del dominio fluviomarino y los arrecifes coralinos. Cada una forma un tipo de costa..

   

Las playas

Una playa es una acumulación litoral de sedimentos sueltos con tamaños que van desde el grano al bloque. Se encuentran en el espacio en el que los sedimentos son movilizados por las olas. Por lo tanto van desde los puntos más extremos a los que son lanzados los guijarros por las olas más fuertes hasta las profundidades en las que la agitación es capaz de mover el fondo. Las playas sólo están formadas por arenas, gravas o bloques movilizables por la acción de las olas. Las partículas menores de 40 micras son una rareza, ya que la agitación de las aguas las mantiene en suspensión.

En las playas se distinguen diversos elementos morfológicos, el cordón litoral, el bajo de playa y la anteplaya.

El cordón litoral es la parte superior del estero. Su parte culminante se llama cresta de playa, que contiene los fragmentos de mayor calibre, y se sitúa por encima de las pleamares que tienen lugar con el mar en calma. En su cara externa aparecen gradas de playa, escalonadas, que se corresponden con sucesivas crestas de playa formadas en diferentes momentos. En su base pueden existir surcos espaciados regularmente y delimitados por lomas terminadas en punta, que forman crecientes de playa. Esta estructura puede haberse quedado separada del relieve litoral, en este caso suele encerrar una marisma o una laguna.

El bajo de playa viene marcado por una atenuación de la pendiente. Está formado por elementos más finos y se desarrolla desde la parte inferior del estero hasta el límite de las bajamares. Si es arenoso o limoso aparecen pequeños surcos muy móviles llamados ripple marks. Las ripple marks son pequeñas ondulaciones que se forman en depósitos de arenas y limos no consolidados que están sumergidos en un fluido en movimiento. Se forman, pues, tanto por la acción de las aguas como por el viento, pero sólo las ripple marks formadas por el agua tienen carácter morfogenético, ya que las que se forman por el viento son muy inestables. Las marcas están orientadas en paralelo a la dirección del flujo y se encuentran siempre en la zona inundada. Las ripple marks provocadas por las olas son simétricas entre sí, mientras que las formadas por corrientes constantes son asimétricas, más tendidas en la dirección de las corrientes. Los surcos pueden adoptar otras formas, lobuladas, que pueden ser alunadas si se abren en la dirección de la corriente o linguales si se abren en dirección contra corriente. Si el flujo se encuentra con un obstáculo las ripple marks dibujan surcos romboidales alargados llamados losanges.

La anteplaya es la zona que está permanentemente sumergida. En ella aparecen barras y surcos prelitorales, que se disponen paralelamente en dirección oblicua al trazado de la costa. Los surcos son acanaladuras transversales que aparecen entre ellos canalizan el agua mar adentro. Se trata del mecanismo que desaloja de la costa el agua llegada en superficie. Durante las bajamares las partes superiores de las barras y surcos pueden quedar al descubierto y estos aparecen inundados por láminas de agua llamadas bacas.

Como hemos visto la mayoría de los materiales de las playas los aportan las aguas corrientes, pero su organización morfológica depende de la dinámica marina. La continua trituración de los fragmentos les confiere una facies pulida y brillante. Los fragmentos más angulosos se pierden, por lo que una de las características de los depósitos marinos es la redondez de las gravas y cantos. Una de las originalidades de los depósitos marinos es el entrecruzamiento de los lechos superpuestos, producto de la indefinición de la corriente. Los depósitos marinos presentan un calibre de todos sus elementos muy similar en cada sector, esta homometría es producto de la eficacia y constancia de los mecanismos de transporte marinos.

Todos los elementos de la playa se organizan según un perfil transversal más o menos regular. Su pendiente varía en función de la topografía subyacente pero siempre es muy suave. En las arenas la pendiente suele ser de unos dos grados, y en las gravas puede llevar hasta los 20º.

El dibujo muestra las partes principales de una playa: 1= Playa; 2 = Estrán; 3 = Cordón Litoral; y detrás del cordón litoral, Laguna Litoral y Marismas.

La formación de una playa es producto del oleaje y las corrientes de deriva. Son estas las que transportan los materiales aportados por las corrientes fluviales a lo largo de la costa. En el primer momento la acción de las olas se ve frenada por la acumulación de depósitos a cierta distancia de la costa. Se forman así bancos litorales que acaban por emerger. Es entonces cuando el oleaje ataca el depósito remodelando su configuración y desplazándolo hacia la costa. La fuerza del swash es mayor que el flujo del retorno, lo que empuja el depósito en avances sucesivos hasta lograr un perfil de equilibrio en el que el flujo de retorno y el swash se compensan. Este perfil depende de la fuerza de las olas y el calibre de las partículas, así que es muy inestable.

Los oleajes normales sólo movilizan arenas, mientras que los oleajes de los temporales movilizan gravas y cantos, que pueden implicar modificaciones apreciables de las playas. Los oleajes normales aportan material a la playa, engrosándola y levantándola, mientras que los fuertes desalojan, mar adentro, arena de la playa. Cuando un oleaje muy fuerte desaloja la arena de la playa hasta mostrar el sustrato en el que se asienta se observa un pequeño escarpe que marca el límite entre el continente y la acción de las olas. El equilibrio de las olas constructoras y destructoras depende del carácter del clima y sus variaciones estacionales.

Algarrobo Zapallar

Tipos de playas

La forma de una playa depende de cómo las corrientes de deriva litoral y el oleaje distribuyen los sedimentos. A pesar de la variedad podemos distinguir varios tipos de playas agrupados en dos familias: playas libres y playas bloqueadas, dependiendo de si los sedimentos se encuentran atrapados por la topografía o no.

Entre las playas libres distinguimos: playas de cola de cometa, que se desarrollan detrás de un obstáculo, islote o escollo, debido a la reducción de la velocidad de la corriente de deriva tras el obstáculo y en paralelo al oleaje medio. La cola de la playa puede alcanzar la costa si se encuentra próxima. El punto de contacto puede colmatarse con lo que se forma una playa de tómbolo. Las playas de tómbolo unen la costa con un islote. Si el obstáculo es suficientemente grande se crea una playa de tómbolo en cada lado, dejando en el centro una laguna. En mares con mareas vivas las playas de tómbolo se ven interrumpidas por pasos. Si la corriente de deriva es muy fuerte la playa de tómbolo se reduce a una playa de espiga, que se forma por la destrucción del depósito. Por último, si los aportes sedimentarios son muy abundantes se forma un cordón litoral por delante de la playa de espiga. Se forman así tómbolos triples.

Las playas bloqueadas se disponen perpendicularmente al oleaje medio. Entre las playas bloqueadas distinguimos: las playas adosadas a la costa; suelen tener forma de arco y son muy estables. Se sitúan en ensenadas abiertas entre promontorios. Las playas de ensenada son continuamente enriquecidas por aportes, ya que no pueden desalojar partículas. En costas acantiladas de trazado rectilíneo es más difícil a formación de playas. Se forman, no obstante, playas de tránsito, que se desplazan a lo largo de la corriente de deriva a impulsos discontinuos. Por el contrario, en las costas bajas sin acantilados las arenas colmatan las pequeñas irregularidades lo que hace aparecer playas largas y rectilíneas. Estas playas tienden a conformarse de manera rectilínea aún cuando existan entrantes, bahías. En el contorno de los entrantes aparecen flechas, depósitos adosados al litoral por uno de sus extremos. En ellos se acumulan arenas que forman fondos altos. Sobre ellos, las olas de temporal favorecen la aparición de grandes ondulaciones paralelas a las olas, llamadas barras de antecosta. El oleaje normal las amontona haciéndolas emerger y formando las flechas. La flecha termina en una especie de gancho curvado hacia el interior. En la zona interior el gancho existe un punto muerto móvil llamado fulcrum. Esta movilidad permite la formación de sucesivas flechas superpuestas.

Las flechas pueden adoptar diversas posiciones con relación a la línea de costa: oblicuas cuando el oleaje medio es también oblicuo a la línea de costa; flechas de centro de bahía, dispuestas de espaldas a la línea de costa, y dejan pasos para las corrientes de marea; flechas de entrada de bahía, que se desarrollan desde uno de los extremos, es la más común, y tienden a transformarse en flechas de obstrucción, que encierran lagunas. No obstante, las corrientes entre la bahía y el mar abierto dificultan en cierre completo de la flecha. En los estuarios es la corriente fluvial la que mantiene abierto el paso. Este tipo de flechas reciben el nombre de poulier, y el canal abierto el de musoir.

Las barras de antecosta, cuando emergen, forman cordones litorales libres, lidos. Con el tiempo estas barras alcanzan las puntas salientes de la costa y dejan encerradas lagunas y albuferas. Estas barras también tienen un dibujo arqueado, debido a que las corrientes son más fuertes en el centro que en ellos extremos. No obstante, estas barras están rotas por pasos, graus, que permiten el intercambio del agua entre la laguna y el mar.

Asociadas a las playas arenosas se encuentran dos formas de acumulación de agua: las lagunas litorales o albuferas, que son el resultado de cursos de agua cuya competencia les impide romper el cordón litoral; y las marismas, que son áreas inundables en costas muy bajas, donde se mezclan aguas continentales y agua de mar infiltrada a través del cordón litoral. En nuestro país casi todos los esteros de la zona central terminan en una laguna litoral; y se puede encontrar marismas en la costa del golfo de Arauco.

La fuente de alimentación de la arena de las playas se encuentra en los ríos que llegan al mar, ya que el mar por sí mismo prácticamente no produce arena. Las playas de rodados se encuentran con mayor frecuencia en las costas rocosas alejadas de desembocaduras de ríos.

Las playas pedregosas se forman, regularmente, por los trozos de roca que el mismo mar extrae del pie del acantilado que hace las veces de cabecera de la misma playa, ya que el oleaje ─ayudado por los propios trozos de roca mencionados─ ataca permanentemente la base de los acantilados, destruyéndolos paulatinamente.

Playa pedregosa. Lago Calafquén

Influencia del clima

A pesar de que estas formas de playa se desarrollan en todas las latitudes también existen peculiaridades debidas al medio morfoclimático.

Las playas de los dominios de la zona fría se ven favorecidas por la abundancia de materiales sueltos, aunque de gran tamaño y a pesar de la presencia de hielo en la línea de costa, que dificulta la formación del depósito.

Las playas de los dominios de la zona tropical húmeda se caracterizan por su longitud y la finura de sus materiales, aportados por los grandes ríos. Las acumulaciones alcanzan rápidamente su equilibrio y permiten el desarrollo de grandes flechas y cordones litorales que encierran un rosario de lagunas, llamadas restingas. En estas playas es frecuente el gres de playa, una especie de arenisca formada por arena, conchas y gravas más o menos cementados por calizas. Estos depósitos están ligeramente inclinados hacia el mar, con el mismo ángulo que el de la playa.

Las playas de los dominios de la zona templada tienen gran cantidad de formas heredadas, sobre todo de formaciones periglaciares y glaciares. Pero además, las características del oleaje varía con las estaciones, lo que provoca períodos constructivos y destructivos, y gran movilidad de los depósitos.

Las dunas litorales

Las dunas litorales se encuentran asociadas a las playas arenosas. El margen costero se ve sometido a vientos litorales constantes que modelan las arenas y forman costas dunares. Las dunas se disponen transversalmente a los vientos dominantes. Además, la salinidad y la porosidad del suelo dificultan la colonización vegetal. No obstante, las plantas halófilas, juncos y gramíneas, frenan la progresión de las dunas hacia el interior.

Vista general de una anteduna, playa Agua Amarilla, cerca de los Vilos, 31º 50’S (R. Paskoff) Duna de Concón, vegetación estabilizadora en la 

ladera de barlovento (H. Manríquez)

Por encima del límite de las mareas las dunas forman, por coalescencia, un cordón paralelo al litoral llamado duna marginal. Esta duna, aunque más estable, es muy vulnerable a la acción de los vientos de temporal que desplaza gran parte de la duna y forma otro cordón dunar aún más al interior. En este cordón aparecen formas de detalle en el que están implicados la acción del viento y la presencia de plantas. Los vientos fuertes, desalojan la arena y excavan unos surcos entre ellas llamados caoudeyers. Estos surcos, dejan entre sí montículos arenosos colonizados por plantas llamados crocs. Hacia el interior la arena se amontona caóticamente en montículos llamados pourrieres. Estos pourrieres presentan una fuerte pendiente a sotavento. Todo este conjunto de dunas en espacios abiertos y sus respectivas depresiones se denomina lette.

Las dunas litorales tienen una disposición es inversa a la de las barjanas, con la convexidad a sotavento, el talud de cara al viento y las alas en sentido contrario. La presencia de varias dunas consecutivas y unidas da lugar una duna de peine. Cuando una duna se ve atacada por el viento en el estadio inicial de la formación de un pourriere se forma una duna parabólica, caracterizada por el recorte de las alas al encontrarse con la vegetación. Finalmente se forman dunas alargadas paralelas a la dirección del viento.

La movilidad de las dunas litorales se pierde hacia el interior, debido a la menor acción del viento, la escasez de arena y la colonización vegetal, se forman así dunas fijas. En las regiones áridas su influencia puede sentirse muy lejos de la costa.

Progresión de la urbanización sobre las dunas colgadas de Concón entre 1954 y 1996

Las dunas y el hombre

La ocupación humana en el borde costero se encuentra asumiendo una orientación paralela a la línea de costa, generando una urbanización continua, favoreciendo las conurbaciones y en definitiva desnaturalizando espacios de indudable valor natural: el ser humano se encuentra coexistiendo con las dunas.

Estas unidades naturales están sometidas a una presión constante debido a una insuficiencia de espacios para localizar actividades, es por ello que se experimenta una competencia de usos (urbano, portuario, industrial, pesquero, acuícola, agrícola, recreativo), por un suelo cada vez más escaso en las costas.

Las dunas, vistas como espacios con múltiples y muy variadas interacciones posibilitan entregar algunas recomendaciones que permitan realizar una gestión sustentable de las costas y de las dunas como uno de sus elementos característicos.

· La existencia de las dunas es un fenómeno natural y no existen entonces fundamentos para oponerse a sus movimientos, salvo donde su desplazamiento presente un riesgo para las obras humanas

· Se deben considerar las características diferenciadas de las costas y no abordarlas como unidades únicas e indiferenciadas

· Es necesario conocer y comprender el funcionamiento de las unidades naturales con el objeto de no interrumpir su desarrollo.

· Se deben elaborar cartografías detalladas de unidades fisiográficas costeras que muestren su sensibilidad ecológica a diferentes usos.

? Es necesario estimular una ocupación transversal a la línea de costa, dejando “ventanas verdes”, (como por ejemplo los campos de dunas) entre los espacios urbanos.

? Es imprescindible elaborar mapas de riesgos en la costa. (inundación, erosión, aluvión, deslizamiento)

Como conclusión general, las dunas constituyen espacios de indudable valor ambiental, geográfico y patrimonial, su protección debiera contar con una política de conservación que permita incorporar estos y otros elementos particulares para su gestión y manejo territorial.

Concón (33º01’S), origen de las dunas colgadas y deterioro de la cubierta vegetal que las estabiliza por el paso de vehículos todo terreno (H. Manríquez)

NotaPara mayor información referente a las dunas chilenas, consultar el texto “Las dunas de las Costas de Chile” (R. Paskoff y H. Manriquez), publicado por el Instituto Geográfico Militar (2004)

Las áreas pantanosas del litoral y las marismas

Además de arenas, gravas y cantos, en las aguas marinas también existen limos y arcillas, y estas partículas más pequeñas también son sedimentadas. Son materiales aportados por los ríos, la ablación marina y el viento. Esta sedimentación se hace en condiciones especiales, rincones del litoral al abrigo de la agitación de las olas y aguas someras. Aparecen en las zonas más altas de las mareas justo en su punto culminante y en el comienzo del descenso de la marea. Surgen, así, regiones mal drenadas de carácter pantanoso y marismas. La zona pantanosa del litoral se diferencia de la marisma en que esta tiene una pendiente contraria a la dirección del mar.

La sedimentación marina de las partículas más finas, menores de dos micras, produce limo, un fango viscoso, plástico e impermeable. Se compone de arcillas, restos orgánicos, en proporciones inferiores al 10%, y hierro, en proporciones inferiores al 6%. La materia orgánica confiere a los limos un color negro o gris, y el hierro un color rojizo. Mezclados con los limos se encuentran fracciones de partículas más gruesas, menos del 20%. Este es un medio permanentemente saturado de agua, suelo gley salado, lo que favorece la presencia de gran cantidad de paltas y animales.

Dependiendo de las condiciones de sedimentación tendremos: limos arenosos (terre de bri), que pueden tener hasta un 80% de arenas, la tangue contiene hasta un 80% de caliza, y las marismas tropicales (potopoto) contiene grandes cantidades de materia orgánica. Pero, además de condiciones de aguas tranquilas, la sedimentación se ve favorecida por la presencia de vegetación que atrapa las partículas.

Las áreas pantanosas del litoral

La colmatación de las depresiones litorales cerradas crean terrazas cada vez más altas que favorecen la sedimentación de limos, formando llanuras bajas. Sus características varían dependiendo de su distancia de la línea de costa. Las que se encuentran al borde del mar (vasiere) son cubiertas periódicamente por la marea.

En las regiones templadas y frías la frecuencia sumersión por la marea disminuyen en las zonas más alejadas. Se diferencian, entonces, en el vasiere, dos sectores: el slikke y el schorre.

El slikke se corresponde con la parte más blanda y sin vegetación del estero. Se encuentra sumergida durante las mareas altas normales. En los períodos de desecación el fango se cuartea fragmentándose en polígonos. Se encuentra surcado por pequeños canales sinuosos que se renuevan en cada bajamar. La ausencia de vegetación se explica tanto por la frecuencia de la inundación, como por la alta salinidad del medio. La poca vegetación consiste en algas. Sólo en la zona superior del slikke, donde sólo alcanzan las mareas altas, aparece una vegetación herbácea de halófilas. En las aguas cálidas este es el dominio del manglar.

El schorre es la parte más alta del pantano, y por lo tanto sus fangos son más estables y están más poblados por vegetales. Sólo se inunda durante las mareas vivas y los temporales. Normalmente se reconoce por un pequeño escarpe (inferior a un metro) que le separa del slikke. Posee canales meandriformes, heredados de cuando función como slikke, por donde penetra la marea. En la parte superior comienza la formación de suelo, al disminuir la salinidad, mientras que en la zona afectada excepcionalmente por la marea aparecen los prados salados.

Las marismas

En este medio, el hombre ha favorecido la formación de suelo construyendo canales, diques y sembrando plantas halófilas. Se crea, así, el paisaje de marisma, que tiene un aprovechamiento agropecuario.

Las marismas tienen una pendiente contraria a la dirección del mar, lo que dificulta la evacuación del agua. En el interior aparece una turbera de musgos y cañaverales llamada marisma húmeda. Esta marisma se inunda por desbordamiento de los ríos, en las riadas más grandes se desborda la marisma. La parte externa, más elevada, se deseca rápidamente, tras la marea.

Marismas en la costa del Golfo de Arauco.

Las marismas están marcadas en el mapa con el signo convencional: 

Las marismas presentan diversos niveles de estancamiento, que se corresponden con diferentes niveles de terrazas. Los antiguos canales de marea subsisten en forma de surcos meandriformes, un poco elevados. Entre ellos se forman pequeñas lomas (de 0,5 a 2 metros).

Marismas. Costa del Golfo de Arauco

En las regiones muy pobladas las marismas han sido explotadas desde la Antigüedad por sociedades muy organizadas. Con el tiempo, la marisma termina por ser desalinizadas por los aportes de agua dulce (lluvias y desviaciones de ríos). Estas tierras son muy feraces. La construcción de diques frente al mar y paralelos a la línea de costa protegen la marisma de la invasión del agua del mar, o del agua de río por medio de diques fluviales. También se construyen diques de bocamanga, que protegen la zona de las crecidas de los ríos y los canales que la atraviesan. La construcción de obras de drenaje controlan el agua excedentaria. Consiste en una red de zanjas y canales que vierten las aguas al exterior. Antiguamente el agua se movilizaba por medio de molinos, hoy en día se hace con bombas extractoras. La expresión más acabada de este tipo de paisaje son los pólders holandeses.

Las desembocaduras fluviales: el dominio fluviomarino

En las desembocaduras fluviales podemos encontrar playas, áreas pantanosas, marismas y formaciones dunares, pero todas ellas son fruto de la combinación de procesos fluviales y marinos. Según las condiciones de su evolución podemos distinguir estuarios y deltas.

Mecanismos morfogenéticos

En principio, las desembocaduras fluviales son brazos de mar que inundan la parte más baja de los valles fluviales. En ocasiones esta sumersión afecta a valles más o menos grandes de laderas abruptas, se forman, así, las rías, calas (en las regiones cársticas) y fiordos (cuando se inundan valles glaciares). En valles poco encajados estas diferencias apenas se aprecian.

En las desembocaduras se desarrollan procesos morfogenéticos específicos, caracterizados por el encuentro entre las aguas dulces, turbulentas y cargadas con sedimentos de los ríos y las aguas del mar: saladas, limpias y agitadas por el oleaje y las corrientes. La pendiente casi nula de la desembocadura sólo es capaz de transportar los materiales más finos. Durante los mascaret y las mareas de salinidad se produce sedimentación en el cauce del río, mientras que durante las mareas dinámicas se produce sedimentación en la parte baja del estero y arrastra los materiales sedimentados anteriormente al final del cauce. Los excedentes de la carga sólida alimentan la sedimentación marina, los más gruesos, arenas, se depositan en deltas submarinos. En estos depósitos se forman canales que prolongan la corriente fluvial mar adentro. También sirven para formar barras de antecosta, que tras su emersión pueden formar flechas y cordones litorales. Estos elementos aíslan zonas donde el agua pierde agitación, y son ideales para el depósito de los aportes fluviales más finos. De su cara exterior se desprenden partículas que se sedimentan en los fondos marinos.

Así pues la deposición de sedimentos en la desembocadura depende del volumen de los aportes fluviales, el caudal del río, el vigor del oleaje y la fuerza de las corrientes de marea. Los ríos pequeños no tienen suficiente vigor como para sostener estos depósitos. Los estuarios y los deltas aparecen ante ríos muy poderosos.

Las desembocaduras fluviales: estuarios

Un estuario es una desembocadura fluvial en cuya acumulación sedimentaria se dibujan intrincados canales cuyo modelado depende de las mareas que empujan hacia arriba el flujo de agua. Solamente existen en mares con mareas importantes. El estuario, pues, se desarrolla tras la línea de costa. Existe un canal principal, delimitado por sedimentos laterales que colmatan los entrantes, aunque pueden estar enmarcados por laderas rocosas (musoirs). Su modelado es fruto de la corriente de reflujo. Su extensión depende del área cubierta por la pleamar y de la pendiente del río, de tal manera que en un río con poca pendiente su capacidad para arrastrar la carga sólida disminuye, y la marea influye en la sedimentación de la misma en zonas a las que no llega físicamente.

Desembocadura del Bío­Bío Desembocadura del río Valdivia

En los estuarios la sedimentación no es uniforme, ya que durante las crecidas del río llegan fragmentos notablemente más gruesos. También, durante los temporales, el mar aporta fragmentos gruesos, que se depositan en la parte baja del estuario. No obstante, la sedimentación es siempre efectiva lo que termina por levantar el lecho del río.

Existe una zona de máxima turbidez en el encuentro de las aguas marinas y fluviales. En el punto que alcanza la pleamar y en el momento inicial del descenso de la marea, la competencia transportadora es mínima. En esta zona se depositan los materiales finos en suspensión. Se forman, entonces, áreas pantanosas y marismas de estuario. Hacia el interior, y en los sitios abrigados de la cosa, se van formando lagunas o albuferas de agua dulce, colonizadas por cañaverales. Una albufera es un lago de aguas someras poco saladas separadas del mar por una barra o flecha que generalmente aparece en un estuario o al abrigo de un entrante en la costa. En las regiones tropicales los mangles colonizan el estuario río arriba. Los deltas submarinos pueden prolongar el estuario un poco por delante de la línea de costa.

El estuario llega a alcanzar un equilibrio entre el flujo del río y la marea, de tal manera que ya no es posible la sedimentación y todos los aportes nuevos son transportados hacia el mar.

  

Desembocadura del río Maule

     

Las desembocaduras fluviales: deltas

Un delta es un depósito sedimentario construido en la desembocadura de un río por delante de la línea de costa. Son el resultado de una mayor competencia del flujo de las aguas corrientes que del mar (o lago) que penetran en él, formando costas deltaicas. Los depósitos son modelados por la acción del mar. Se encuentran, principalmente, en mares sin mareas, aunque los hay en todos los mares del mundo, la condición es que los aportes fluviales superen a la capacidad del mar para desalojarlos.

Las sedimentaciones en los deltas son muy potentes, varios centenares de metros. Los fragmentos más gruesos se depositan cerca de la desembocadura, mientras que los finos llegan más lejos. Los depósitos con partículas más gruesas forman las capas de fondo y las capas frontales, con una pendiente notable en dirección al mar, y terminados en un talud. Son el basamento sobre el que se construye el delta. Encima de estas se depositan las capas somitales (las superiores), depositadas por el agua de las crecidas y el viento cuando el brazo de mar inicial está colmatado. Forman un cono aplanado de arenas y limos, y son la parte emergida del delta.

Su modelado es complejo. Existen muros naturales, rebordes de ribera por los que se canalizan los diferentes brazos del río, tanto los vivos como los abandonados, áreas pantanosas y lagunas. La disminución de la pendiente del río implica el abandono de los fragmentos más gruesos, con lo que se va elevando el lecho menor. Se forman así los muros naturales. El río se desborda con más facilidad, y durante las crecidas en el lecho mayor, muy amplio, se depositan los fragmentos finos. Estos muros pueden ser destruidos durante las grandes crecidas, generando una red de brazos de río, unos vivos y otros abandonados. La sedimentación es diferente en distintos zonas, por lo que se crean, así, sectores de lagunas de agua dulce, áreas pantanosas y de marismas y zonas colmatadas emergidas.

La intervención del mar en el modelado se limita al margen exterior del delta. Consiste únicamente en la redistribución local de los depósitos. Con esta redistribución se forman crestas prelitorales, cordones y flechas que encierran lagunas saladas en las que se depositan los materiales finos. Así pues hay sectores en los que predomina el transporte de material y sectores en los que lo que predomina es la acumulación. Pero, además, dependiendo de las crecidas fluviales estos sectores son cambiantes. El resultado es una llanura compartimentada muy feraz y explotada para la producción agropecuaria. En ellos se construyen canales, se desecan zonas, se levantan muros artificiales, y se acelera la deposición de sedimentos. No obstante, en los países ricos, la construcción de pantanos a lo largo de todo el curso fluvial disminuye la carga sólida que transporta el curso de agua, lo que redunda en una menor capacidad de sedimentación. Incluso en algunos deltas, como el del Ebro, la capacidad de desalojo del mar es superior a la capacidad de deposición del río, con lo que se está desmantelando el delta.

Los deltas se diferencian por su forma. Todos los deltas tienen forma de abanico, y presentan la forma convexa al mar. No obstante, en esa forma general hay particularidades y distinguimos: deltas digitalizados, con forma de huella de palmípedo, cada canal del río se adentra en el mar formando un pequeño subdelta, el canal principal crea un subdelta más grande y largo. Cuando sólo hay un brazo que se adentra en el mar se forma un delta en cúspide, con una forma triangular muy característica. Son típicos de ríos con grandes aportes y aguas poco agitadas. En los mares con oleaje algo más fuerte se forman deltas lobulados, parecidos a los digitalizados pero con cada extremo más corto y redondeado debido al empuje de los depósitos hacia la costa. Cuando la marea es activa se forman deltas de medias lunas, que presenta secciones cóncavas entre las bocas de cada canal. Cuando lo que predomina es la corriente de deriva aparecen deltas redondeados. Cuando las mareas y las corrientes son muy vivas sólo se desarrolla un delta atrofiado, que no es más que un ligero saliente de la línea de costa.

Para terminar hay que mencionar la influencia del medio morfoclimático en la formación de los deltas. No hay que olvidar que son construcciones fluviales que depositan los materiales de la erosión continental. Los deltas de los dominios de la zona fría son muy grandes, debido a la gran cantidad de fragmentos aportados por los ríos, sobre todo durante el deshielo. Son fragmentos relativamente grandes, que incluyen grandes bloques de hielo. El crecimiento desmesurado del delta puede llegar a que se fusionen deltas de ríos próximos, formando llanuras deltaicas.

Los deltas de los dominios de la zona tropical húmeda también pueden alcanzar grandes dimensiones, pero están formados por materiales muy finos, con lo que las zonas emergidas apenas destacan del conjunto. El manglar coloniza las formaciones deltaicas. Durante las grandes avenidas estos deltas se inundan por completo, lo que supone una catástrofe para la población asentada en ellos.

Los deltas de los dominios de la zona xérica, normalmente en la boca de los ríos alóctonos, la abundancia de arena forma dunas que elevan notablemente los muros aluviales. Las depresiones entre ellas están ocupadas por lagunas, e incluso sebjas.

Los arrecifes coralinos

En el mar también encontramos formaciones sedimentarias en cuya génesis intervienen de manera decisiva los seres vivos. Son construcciones coherentes debidas a la fijación de diversos minerales (carbonatos) que se encuentran disueltos en el agua de mar y los seres vivos lo utilizan para su crecimiento. Estos organismos deben estar sumergidos parte del día. Se forman, así, los arrecifes. Un arrecife es una barrera de rocas situada en el mar y en zonas de mareas que durante la marea alta permanece sumergido y durante la marea baja aparece parcialmente emergida. Cualquier tipo de roca, independientemente de su génesis, forma un arrecife, pero aquí nos interesaremos por los arrecifes creados por los seres vivos, los corales.

En el Mediterráneo las algas que fijan calizas construyen, bajo la zona de ruptura de las olas, trottoirs, o andenes, que tienen una anchura que oscila entre unos decímetros y dos metros.

Un arrecife coralino es una construcción biológica formada por los esqueletos calcáreos de madréporas agrupadas en colonias de pólipos y algas a lo largo de las costas tropicales de aguas cálidas y poco profundas, y los materiales procedentes de la cementación y fragmentación de los esqueletos antiguos. Las partes vivas forman una biocenosis compleja en la que encontramos vegetales y animales. Los pólipos son animales que viven fijos en el fondo de las aguas por uno de sus extremos, y tiene en el otro, la boca, rodeada de tentáculos. Las algas tienen especial importancia puesto que dan cohesión al armazón de las madréporas.

La temperatura del agua es decisiva, no debe bajar de los 18 ºC y la oscilación térmica no debe ser mayor de 3 ºC; la temperatura ideal está entre los 20 y los 30 ºC. Estas condiciones se encuentran en las zonas occidentales de los océanos tropicales. La salinidad debe ser superior al 27 ‰, por lo que no se encuentran frente a las desembocaduras de los grandes ríos. Además, la agitación de las aguas es necesaria para asegurar la renovación de los nutrientes. En condiciones óptimas pueden crecer un centímetro al año.

En un arrecife coralino distinguimos: el frente, orientado hacia el mar y con una pendiente superior a 45º. Puede tener varios centenares de metros. En su culminación se desarrolla una cresta de litotamnion, formada por litotamniados, unas algas rojas que viven en la zona de ruptura de las olas y la marea. Esta cresta es un elemento de protección ante las olas. En ella existen profundas entalladuras y túneles que permiten la comunicación entre el agua del mar y la del interior de arrecife. En la parte interna hay una cresta arrecifal (o platier) de varios centenares de metros compuesto por corales muertos y grandes bloques arrancados durante los temporales. Estos bloques son atacados en la base por proceso químicos, adoptando un aspecto de rocas en forma de seta. Fuera de la cresta arrecifal, a sotavento, se forman islas arenosas coronadas por dunas (cayos), que son colonizados por cocoteros y manglares. En los sectores descubiertos durante la bajamar se observan las formas típicas de los esteros calizos. En el dorso del arrecife se acumula la arena y tiene una pendiente más reducida. Aquí la agitación de las aguas es menor.

Tipos de arrecifes

La organización de los arrecifes coralinos depende del sustrato, la dirección de las olas, las corrientes y los vientos (que generan las olas). Los edificios totalmente sumergidos forman plataformas coralinas o platures. A sotavento se acumulan cayos arenosos muy inestables. Los arrecifes bien formados siempre tienen una parte emergida.

Adosados a las costas del continente e islas aparecen los arrecifes marginales. Tienen un carácter discontinuo, rotos por las desembocaduras de los ríos. En la parte exterior se desarrollan playas de arena coralina. Entre el arrecife y el continente se forma un surco estrecho de aguas poco profundas llamado canal de embarque. Cuando estos arrecifes tienen continuidad durante varios kilómetros se habla de barreras de arrecifes. Un rosario de islas bajas y alargadas revelan su posición. Cuando las barreas de arrecifes rodean una isla forman un anillo entorno a ella. Las barreras de arrecifes encierran un lagón, que puede ser muy ancho (hasta 50 kilómetros) y relativamente profundo (40 ó 50 metros). En su dorso se depositan arenas y limos que tienden a colmatar el lagón. Si las aguas son limpias se forman nuevas colonias de corales de crecimiento vertical que forman pináculos.

Los arrecifes coralinos más característicos son los atolones. Se caracterizan por su forma de anillo que encierra un lagón de diámetro variable (desde unos centenares de metros a 60 kilómetros). Su profundidad también varía entre unos metros y unos centenares de metros, ya que tiende a rellenarse por depósitos de arenas y limos. Por el lagón se dispersan pequeñas islas bajas similares a los pináculos. Entre ellas existen amplios surcos que permiten la renovación del agua. Los collares de atolones reciben el nombre de faros. Son resultado de la existencia de oleaje en las dos caras del arrecife, bien por que es tan grande que en el lagón hay un oleaje potente o bien porque los vientos soplan en direcciones diferentes en distintas épocas del año (monzones), en cuyo caso se alinean en barreras de arrecifes.

Génesis de los arrecifes coralinos. Además de las condiciones ecológicas antes descritas, para la formación de arrecifes coralinos es necesario que exista un soporte rocoso no muy profundo, para que en él se fijen las especies vegetales y animales. En los arrecifes marginales ese sustrato es el propio continente, pero en los atolones de mar abierto hay que suponer la existencia de un fondo alto, bien de origen continental, pero sumergido, bien por la existencia de un volcán sumergido. Sin embargo existen atolones y arrecifes pelágicos, cuya base está muy por debajo del límite considerado viable para la vida de los corales. Este fenómeno tiene dos explicaciones complementarias el ascenso del nivel eustático del mar durante el cuaternario y la subsidencia del conjunto bajo el peso de las nuevas construcciones coralinas.

Geomorfología Submarina.

Planeta Tierra - Planeta Océano

Así como la voz Geografía fue adscrita a la descripción de las tierras emergidas, la voz Oceanografía, formada por las raíces griegas okeanos, océano, y grafo, describir, fue aplicada a la descripción de los océanos y mantuvo plena vigencia durante la etapa colombina, puesto que los periplos de Colón, Vasco de Gama, etc., permitieron la cabal exploración y descripción de la distribución de los océanos y las formas de sus bordes litorales.

Pero hacia finales del s. XVIII el capitán James Cook inició el estudio científico de los océanos al realizar determinaciones de la temperatura superficial del agua; estas observaciones de superficie fueron proseguidas por Kotzebue, Fitzroy, etc., hasta mediados del s. XIX, en que fue abordada la exploración científica de las profundidades y del contenido oceánicos.

De este modo, los meros afanes exploratorios se vieron definitivamente evolucionados en una nueva y sugestiva ciencia, cuya autenticidad es subrayada al estar presidida por la investigación de las relaciones causa-efecto en una amplísima y compleja gama de fenómenos, importantes desde el punto de vista utilitario. En consecuencia, parece llegado el momento de reflexionar en el sentido de que, anacrónica o desfasada respecto a estas directrices actuales, aquella segunda raíz etimológica debe ser reemplazada por la, asimismo griega, logos, tratado, conduciéndonos a la voz Oceanología que, mucho más lógica, debería sustituir definitivamente a la de Oceanografía, todavía utilizada por inercia.

Definición, contenido y ciencias asociadas. La Oceanología abarca todos los aspectos relativos al océano, a su contenido y a sus nexos con los medios limítrofes: atmósfera, litoral y sustrato; en suma, en la ciencia que intenta explicar los procesos oceánicos y sus relaciones con las fases sólida y gaseosa de la Tierra y con el Universo. Diversificada en numerosas ramas (Física oceanográfica, Biología marina, Química oceanográfica, Geomorfología submarina, Sedimentología, Geología submarina, etcétera), entraña un dilatado dominio científico, obviamente apoyado sobre gran número de ciencias auxiliares: la Astronomía y la Mecánica explican las fuerzas externas e internas de la dinámica oceánica; la Meteorología ayuda a establecer el recíproco influjo entre océano y atmósfera; la Biología identificando su contenido biótico y su ecología; la Química analizando la composición del agua y los sedimentos marinos; la Física interpretando la dinámica oceánica; la Geología interpretando la Geomorfología, submarina, la identidad y distribución de los sedimentos y fondos rocosos, el origen de las propias cuencas oceánicas y su evolución en el decurso de la historia terrestre, etcétera; la Geofísica aportando los únicos medios para investigar el sustrato oceánico; etc. Equipos de trabajo. La naturaleza del medio operacional y la enorme diversidad de investigaciones implicadas exigen atención preferente hacia los equipos personales e instrumentales. Se precisan científicos competentes y capaces de soportar la dureza de la vida y el trabajo a bordo de barcos que deben adecuarse para un preliminar análisis de datos y muestras, así como para el archivo de éstas, cuyo estudio definitivo se realiza en los laboratorios de tierra firme.

El buque oceanográfico debe disponer de un laboratorio electrónico dotado de amplificadores y registradores de datos (obtenidos por los ecosondadores, batitermógrafos, magnetómetros, sismómetros, gravímetros, etc.), así como de calculadoras, microscopios, etc., para el preliminar examen de datos y muestras. Otro laboratorio húmedo permite el examen de las muestras biológicas y el análisis químico del agua (fosfatos y oxígeno libre). Las observaciones, ya sean puntuales o en perfiles continuos, precisan conocer en cada momento la exacta situación del buque, que es obtenida mediante la navegación astronómica y las equipos electrónicos (radar, shoran o loran) que, como el de radiocomunicación, suelen instalarse en el puente de mando.

Entre el equipo instrumental deben figurar rastrillos, redes y mangas que, por arrastre, permitan las capturas biológicas en diversas profundidades. Los ecosondadores y batitermógrafos suministran registros continuos de la profundidad y temperatura, mientras que los hidrofotómetros y bioluminógrafos miden la cantidad total de luz que, respectivamente, existe y emiten los seres marinos. Los termosondadores miden el flujo térmico emanado del fondo marino del que es posible obtener muestras mediante cucharas, dragas y tubos de sondeo. Cámaras especiales, tomavistas y cámaras de televisión permiten fotografiar el fondo marino y observar directamente los seres vivos; los batiscafos (en cuyo interior descienden los investigadores) seleccionan muchos aspectos de la observación. En fin, la infrayacente corteza terrestre es estudiada mediante equipos sísmicos, geomagnéticos y gravimétricos especialmente diseñados para el medio oceánico.

Problemas oceanológicos. En el dominio de la Física destacan los intercambios energéticos con la atmósfera, muchos desplazamientos acuáticos (mareas de fondo, olas y ondas internas, circulación profunda, etc.) abordables con las nuevas técnicas experimentales que permiten una mayor precisión en la determinación de los parámetros termodinámicos el contenido gaseoso, la salinidad y expansión termohalina, la conductividad eléctrica, densidad, velocidad acústica, índices de refracción, distribución de radioelementos, etc.

En el dominio de la Geología descuella el problema implicado por el mecanismo de la dispersión sedimentaria y la propia naturaleza del sustrato oceánico que alberga la clave sobre el origen y la evolución de las cuencas oceánicas, etc.; también debe dilucidar (con la Biología) los procesos microbiológicos capaces de transmitir energía química a los sedimentos en los que se advierte una difusión y adsorción de elementos químicos en virtud de procesos que es preciso determinar en conexión con la Química; gracias a los isótopos, en conexión con la Física ha logrado resolver algunos problemas paleoclimáticos (evolución térmica oceánica durante el Cuaternario, etc.) y lograr técnicas que, rutinariamente, permiten la datación precisa de los sedimentos cuya edad no rebase del medio millón de años, aunque actualmente se intenta alargar hasta cinco millones mediante el berilio 10.

En el dominio de la Biología, subsisten los clásicos problemas de identificación y sistematización de nuevas especies marinas, el estudio de su hábitat, relaciones ecológicas, etc.

Aplicaciones prácticas. Además de facilitar las comunicaciones, el océano es un enérgico destructor mecánico, químico y biológico, así como el recipiente en que se confinan y regeneran naturalmente los desechos continentales. El 71% de la energía solar (fuente de la energía vital) que alcanza a la Tierra es recibida por los océanos que, en consecuencia, constituyen un inmenso almacén energético cuyos aspectos mecánico (oleaje, mareas, etc.), calorífico (diferencias térmicas oceánicas), nuclear (agua pesada y deuterio, del que es fuente inagotable), etc., son susceptibles de explotación.

Los recursos minerales del océano (magnesio, bromo, petróleo, manganeso, etc.), al igual que el agua desalinizada, ya han comenzado a explotarse industrialmente. Inmenso almacén de recursos nutritivos, precisa la investigación del incremento y racionalización de las pesquerías Y en fin, su propia fenomenología superficial y profunda entraña preciosas aplicaciones en las comunicaciones, en la guerra, etc.

Los océanos no están repartidos de forma equilibrada sobre la Tierra, el tamaño y la ubicación de los mismos varían, al menos en espacios de tiempo largo. La corteza terrestre está compuesta de terrones en continuo movimiento y del desplazamiento de los continentes se forman los océanos, mientras otros desaparecen o en parte con sus suelos se hunden bajo estos pliegues o capas continentales. Actualmente más de dos tercios de la superficie terrestre está cubierta de agua, y un 97% de todas las aguas que hay sobre la Tierra, son agua de mar. Todos los mares están conectados unos a otros, y conforman finalmente como nexo común el océano.

En el hemisferio norte del globo, con la extensión del suelo de los continentes de América del Norte, Europa y Asia, asciende el componente de tierra un 39%, y el componente de mar con 155 millones de kilometros cuadrados, por consiguiente el 61%. En el hemisferio sur, por el contrario, sólo están situados los conos sur de los continentes sudamericano y africano, así como los pequeños continentes Indico y Antártico, que juntos cubren solamente una superficie de tierra del 19%. En cambio 207 millones de kilómetros cuadrados o el 81% del área están cubiertas por agua.

Los continentes y sus correspondientes islas dividen al océano en: Atlántico, Pacífico e Indico,y a través del círculo de agua antártico se encuentran enlazados libremente unos a otros. Las zonas polares son independientes pero no se diferencian, el mar del Polo Norte se le suma al Atlántico. El continente y las cadenas de islas estrangulan en mayor o menor medida las zonas de mares aisladas, transformándolas así en mares secundarios. Los mares intermedios como el Mediterráneo, el Caribe o el mar del Polo Norte están rodeados por la Tierra en su mayor extensión.

Si bien el desarrollo de la costa oceánica es medible cartográficamente resulta insuficiente el conocimiento del suelo submarino. A partir de 1995 la marina estadounidense hizo público los valores de gravitación de la Tierra, de los cuales los oceoanógrafos pudieron suministrar un atlas del suelo submarino con extraordinaria precisión. Muestra la topografía con una exactitud de 6 km.

La   cubierta   de   agua   sobre   la Tierra al norte “del hemisferio de tierra”

 De polo a polo

De la distribución de las zonas marítimas del polo norte al polo sur, se hace evidente qué partes de las regiones de la Tierra se sitúan en cálido, frío, húmedo o seco. Se puede distinguir la posición cercana al Ecuador y meridional del océano Indico y la inmensidad del océano Pacífico en la región tropical y subtropical (hasta unos 45° a ambos lados del Ecuador), mientras que el Atlántico con casi la misma latitud une las zona polares de la Tierra.

El 40% de la superficie de la Tierra se encuentra situada en zonas climáticas tropicales, entre el Trópico de Cáncer y el Trópico de Capricornio (23° 27’ de latitud septentrional y meridional). Aquí donde la intensidad de los rayos solares producen una mayor evaporación de los mares, los océanos influyen fuertemente sobre el calor y la economía hídrica de la Tierra.

Existen grandes diferencias entre los océanos respecto a la superficie total oceánica y del tamaño de las cuencas hidrográficas de los continentes. Por lo general, el Atlántico está fuertemente rodeado por regiones llanas, en las cuales desaguan las grandes corrientes, como por ejemplo: el Amazonas, el Missisippi, el Congo, el Níger, el Nilo. El océano Indico está rodeado sólo en parte por pequeñas masas de tierra ubicadas en áreas secas. Son dignos de mención los afluentes Zambese o Ganges.

El océano Pacífico en cambio está prácticamente limitado por altas cadenas montañosas. Al este del gigantesco océano hay sólo ríos del tamaño medio, como el Colombia o Colorado, y al oeste, al menos, el Amir y Yang-Tsé, mientras que del continente australiano no desembocan grandes cantidades de agua.

 

El fondo marino de las profundidades

Si pudiéramos contemplar el fondo marino sin agua, no veríamos solamente abismos. Más bien podríamos contemplar un imponente paisaje, donde abunda la diversidad de formas como en tierra, con montañas y valles, altiplanos y llanuras abisales, extensas cadenas montañosas. Sin embargo, por encima del mismo hay una media de 3.650 metros de agua y, a partir de una profundidad de unos 500 metros, reina la más absoluta oscuridad. Además, con una temperatura relativamente constante de 1 a 3 °C, no es precisamente cálido según criterios humanos y la presión hidrostática del agua aumenta una atmósfera por cada 10 metros de profundidad. ¡Eso supone 1.100 atmósferas a once kilómetros de profundidad!

Casi un 80 % del fondo marino está por debajo de los 1.000 metros, por lo que la presión hidrostática normal para sus habitantes es unas cien veces superior a la presión atmosférica a la que estamos habituados. La variación de la presión al aumentar la profundidad en los océanos es un factor que no pueden evitar los organismos vivos y, en consecuencia, tienen que adaptarse al mismo. Evidentemente, estas condiciones adversas no impiden el despliegue de una diversa vida animal, pues incluso en los fondos de las simas más profundas encontramos seres vivos.

Si durante mucho tiempo se creyó que las profundidades marinas constituían un hábitat uniforme y escasamente poblado, sobre todo por la falta de nutrientes, esta imagen ha cambiado a lo largo de las últimas décadas. Con el descubrimiento y la exploración de comunidades bióticas desconocidas en las chimeneas hidrotermales o la sorprendente biodiversidad en las montañas submarinas, se confirmó progresivamente la impresión de una considerable variabilidad espaciotemporal de este ecosistema casi inaccesible.

Las transiciones entre las distintas zonas son fluidas: las zonas eulitoral y sublitoral están marcadas por las mareas y la situación del borde de la plataforma continental, la zona batial incluye el talud continental, la zona abisal engloba el pie del talud continental, las llanuras abisales y las dorsales oceánicas. La zona hadal comprende las fosas por debajo de los 6.000 metros.

 

Corrientes en la profundidad

Como gigantescas cintas transportadoras, las grandes corrientes marítimas atraviesan los océanos por diferentes pisos. Además la llamada circulación termohalina hace avanzar las corrientes profundas: las aguas saladas y frías son más pesadas que las cálidas, y se hunden en la profundidad. De la succión dejada por la corriente hundida lentamente fluyen a continuación masas de agua cálida, que se enfrían y siguen la misma dirección.

La bomba más grande de éste tipo trabaja en el norte del Atlántico. La corriente del Golfo mueve quinientas veces más agua que el Amazonas. La corriente del Golfo forma parte del sistema de corrientes universales. Es calentada por el sol caribeño, luego fluye hacia el norte a lo largo de las costas americanas hasta las aguas polares. Los vientos árticos entre Groenlandia y Noruega, enfrían las masas de agua, de alta salinidad, provenientes de los trópicos, hasta casi su punto álgido.

Por el alto contenido en sal, el agua se vuelve tan pesada que se hunde en la profundidad; en invierno se hunden aproximadamente 17 millones de metros cúbicos por segundo, y así es que la corriente lleva 20 veces más agua que los ríos en la Tierra. Las aguas frías comienzan su recorrido por el globo al cabo de dos hasta tres kilómetros de profundidad: hacia el sur a través de la cuenca occidental del Atlántico, hasta la corriente del círculo polar antártico, y desde allí hasta los océanos Indico y Pacífico. En las áreas de flotación, aproximadamente por delante de la costa peruana o californiana sale nuevamente el agua de mar sumergida después de cientos de años.

Por un lado mientras los vientos remueven, empujan rápidamente y por todas partes el agua de la superficie del Océano, por otro lado la corriente del Golfo alcanza hasta 9km/hora, en cambio las aguas profundas, se mueven sólo muy lentamente, como máximo hasta 0,36km/hora. Sólo un ciclo de agua de mar a lo largo de las cintas transportadoras globales tarda también aproximadamente 1000 años.

 

Geomorfología Submarina.

EL FONDO OCEÁNICO

LA EXPRESIÓN popular ¡Tan cerca y tan lejos! refleja muy bien la situación del fondo marino con respecto a los exploradores, pues aunque se encuentra a sólo unos 3.7 km, en promedio, de la superficie terrestre [en este caso bajo el nivel del mar (BNM)], y ¿qué es una expedición de menos de 4 km para un explorador?, las enormes presiones hacen que la exploración del fondo marino sea una empresa muy ardua. Sin embargo, los océanos ocupan 71% de la superficie terrestre, y para saber lo que pasa en ésta no basta con conocer menos de una tercera parte suya.

La batimetría, esto es, el mapeo de la profundidad del fondo oceánico o la topografía submarina, comenzó muy temprano en la historia de la navegación. Al principio se llevaba a cabo mediante sondas que eran simplemente pesos atados a la punta de un cable, que se bajaban hasta el fondo (si alcanzaba el cable) y a veces se untaban con gterraza para recoger muestras del suelo submarino.

Durante la segunda Guerra Mundial se desarrolló un equipo, llamado sonar, para hacer sondeos acústicos; el sonar emite un sonido y calcula la distancia al fondo marino a partir del tiempo que tarda el sonido en reflejarse en el fondo y volver a la superficie. Versiones modernas muy sofisticadas de este método se usan en la actualidad para obtener una imagen detallada de la batimetría.

Otro método de explorar el fondo oceánico era mediante el dragado, que consiste en arrastrar una combinación de rastrillo con red que permite obtener muestras de rocas y seres vivos. Hoy día hay vehículos robots o tripulados que permiten recolectar muestras e imágenes de zonas muy profundas del fondo oceánico.

Otras medidas modernas de propiedades del fondo oceánico se refieren a su gravedad y magnetismo, y barcos equipados con equipos de perforación (parecidos a los usados para la exploración en la búsqueda de petróleo) han obtenido un buen número de muestras de la estructura del fondo marino en muchos puntos de la Tierra.

Los estudios batimétricos indicaron la existencia de cuatro rasgos importantes del fondo marino

1) Grandes áreas relativamente planas que cubren la mayor parte del fondo a profundidades de 2 a 6 km, llamadas planicies abisales.

2) Profundas depresiones alargadas, llamadas trincheras oceánicas, que alcanzan grandes profundidades.

3) Enormes cadenas montañosas muy extensas, llamadas cordilleras oceánicas.

4) Grandes zonas de fractura que separan secciones de las cadenas montañosas.

Estos rasgos y otras propiedades del fondo oceánico son algunos de los datos que apoyan con más firmeza la teoría de la tectónica de placas, y que eran inexplicables hasta el surgimiento de ésta. A continuación veremos con más detalle algunos aspectos de estas características del fondo oceánico.

Antes de estudiar el relieve marino debemos situarnos en el medio. Para ello definiremos primero brevemente las diferentes zonas o regiones oceánicas, sus correspondientes límites, y algunos accidentes geográficos significativos.

Plataforma continental: En la configuración de los fondos marinos, a una profundidad media de aproximadamente unos 200 a 300 metros, se distingue la llamada plataforma continental, extendida en torno a la tierra firme con una mayor o menor anchura, y con un relieve muy accidentado de valles y alturas que se relaciona con el entorno físico de las tierras emergidas en que se sitúa. Sobre esta plataforma se van acumulando o sedimentando los materiales erosionados que son arrancados de las superficies continentales.

El 7,5% aproximadamente de los fondos oceánicos están ocupados por la plataforma continental; ésta se extiende por los bordes de los continentes con un desnivel muy suave de apenas un grado, desde el litoral hasta el llamado talud continental (véase más abajo el apartado sobre el talud continental) que cambia de nivel bruscamente.

La anchura de las plataformas es muy variable; suele ser inversamente proporcional al nivel de las cadenas montañosas con las que limita; así, las hay que superan los 500 km., como la correspondiente al litoral de Argentina; de anchuras medias como las del Atlántico Norte, costa Europea y Pacífico Oeste; o que apenas existen, como en las costas chilenas en el Pacífico oriental, donde las grandes cordilleras discurren paralelas o de forma contiguas al océano. Ocasionalmente se distinguen accidentes submarinos entre la plataforma y el talud continental, tales como cañones o valles excavados en V, e incluso canales submarinos correspondientes a los cauces de antiguos ríos actualmente sumergidos.

La plataforma finaliza en un talud (el talud continental) de fuerte desnivel, y a partir del cual se inicia la región pelágica, que constituye la más extensa de los océanos.

Plataforma submarina de las islas Falkland o Malvinas 

Región nerítica: Comprende la zona de la plataforma continental, es decir, se sitúa desde el borde del talud continental hasta el litoral, pero sin contacto con ésta última. Alcanza unos 200 metros de profundidad de media.

Talud continental: Es la superficie que separa la plataforma continental de la zona abisal. Se sitúa entre los 200 metros y los 2.000 metros de media. El límite de la plataforma continental con la zona abisal se llama talud continental, consistente en una inclinación del terreno muy abrupta o ruptura brusca de la pendiente del fondo, y que da paso a profundidades del orden de los 1.000 a 2.000 metros. La anchura del talud es variable, pero se estima una media de unos 45 km.; su superficie constituye alrededor del 9% de los fondos oceánicos. Ocasionalmente, muestran accidentes geográficos en forma de paredes escarpadas, canales o cañones submarinos, o gargantas oceánica. A través del talud continental se suceden movimientos de sedimentos marinos procedentes de la erosión continental, y que se depositan finalmente en la llanura abisal, la cual constituye la superficie de las profundidades marinas llamada región abisal.

Región pelágica: En sentido estricto, es la región del mar abierto a partir de la plataforma continental. Incluye el talud continental y las regiones nerítica, batial y abisal. En esta zona se alcanzan las mayores profundidades.

Región batial: Comprende la zona del talud continental. Se sitúa entre los 200 y 2.000 metros de profundidad aproximadamente.

Región abisal: Comprende las zonas marinas más profundas. Se extienden más allá del talud continental, aproximadamente desde los 2.000 metros en adelante. La región abisal es la zona del fondo marino más extensa del planeta; representa aproximadamente el 80% de las superficies oceánicas, es decir, más de la mitad de toda la extensión de la Tierra. Está comprendida entre los 2.000 y 6.000 metros de profundidad aproximadamente, pero en esta zona se encuentran también las mayores depresiones, algunas llegan incluso a los 11 km. de profundidad (véase el apartado sobre las fosas submarinas). En la región abisal, concretamente en su zona más llana o llanura abisal, se manifiestan procesos de sedimentación constante por efecto de la precipitación química de las sales disueltas, la descomposición de la materia orgánica, y las materias procedentes de la erosión continental que se deslizan a través del talud continental.

En lo que respecta a la producción biológica, la falta de luz solar impide la existencia de vegetación; la fauna está adaptada a grandes presiones y manifiestan características biológicas especiales, tales como ojos telescópicos o luminosos, e incluso degeneración total de esos órganos (muchos son ciegos) por extrema adaptación a la oscuridad.

Llanura abisal: Es la superficie llana del fondo oceánico que se extiende por la región abisal. La superficie llana o más o menos ondulada de la región abisal es la llanura abisal. Su desnivel es inferior a 1º, pero su anchura puede alcanzar varios cientos de kilómetros.

A pesar de su regularidad orográfica, presenta ocasionalmente accidentes submarinos salpicados por toda la superficie; entre ellos se distinguen cordilleras, mesetas, pequeñas islas de origen volcánico, pitones (agujas aisladas producidas por erupciones volcánicas), y guyots (similares a los pitones pero con las cúspides aplanadas).

Dorsales oceánicas: Son cordilleras o cadenas montañosas submarinas, habitualmente situadas en el centro de los océanos y con actividad volcánica. Las dorsales oceánicas son cordilleras sumergidas, habitualmente con actividad volcánica, que constituyen los límites de las placas litosféricas (también ocupan áreas continentales). En éstas dorsales se manifiestan fuerzas expansionistas de la corteza terrestre, y que al asomar a la superficie dan lugar a la formación de archipiélagos de origen volcánico; a lo largo de la historia geológica se han ido modificando y reposicionando estos límites. En las áreas existentes entre las dorsales y la plataforma continental se desarrollan las cubetas sedimentarias submarinas, consistentes en unas llanuras muy amplias y profundas con numerosos accidentes.

La comprensión de las dorsales oceánicas son fundamentales para el conocimiento de la evolución de las cuencas oceánicas, y es una referencia obligada en el estudio de la tectónica de placas. Las dorsales se asocian con la actividad volcánica, sísmica y las grietas hidrotermales que emiten fluidos ricos en sustancias químicas procedentes del interior de la corteza terrestre.

En las dorsales oceánicas se crea corteza oceánica. Al manifestarse la erupción volcánica, la corteza más antigua se separa hacia los bordes de la dorsal, mientras la lava fundida asciende hasta la superficie enfriándose y solidificándose. Esta actividad volcánica y magmática implica el movimiento de la dorsal oceánica; en el Atlántico se manifiesta el movimiento mas suave, con unos 2 cm. al año de media.

En el Pacífico oriental se suceden los desplazamientos más rápidos, con unos 14 cm. de media anual; en ella la corteza regresa al manto terrestre (queda subducida) al cabalgar una placa sobre la otra (se superponen). Cuando se produce la subdución se forman grandes fosas submarinas (véase el apartado sobre fosas submarinas). La fosa más profunda conocida es la de las Marianas, situada al Este de las Filipinas, con alrededor de unos 11 km. de profundidad.

Las mayores cadenas montañosas terrestres se incluyen en los sistemas de dorsales oceánicas. La cadena de Nansen, por ejemplo, se extiende por el océano Ártico desde la placa continental siberiana hasta Islandia; desde aquí continúa a través del Atlántico central hacia el Sur, bordeando el cabo de Buena Esperanza hasta adentrarse en el Océano Índico. Después se divide en dos ramas entre la India y Madagascar; la primera hacia el golfo de Adén, donde se vuelve a dividir, una hacia el mar Rojo y la otra convertida en cordillera se adentra en el Rift Valley, o gran falla africana. La otra rama se dirige al Sur de Australia y Nueva Zelanda, alcanzando el golfo de California tras cruzar todo el océano Pacífico.

Fosas oceánicas: Son grandes abismos o depresiones de los fondos marinos (de la región abisal), generalmente con más de 6.000 metros de profundidad. L as fosas oceánicas o submarinas son grandes abismos o depresiones de los fondos marinos (los superiores a los 6.000 metros de profundidad). Son físicamente estrechos y largos, ubicados en los bordes continentales y próximos a los archipiélagos. Las fosas oceánicas suponen menos del 2% de las profundidades oceánicas, pero son fisiográficamente muy notables, y al contrario de lo que cabría esperar se encuentran paradójicamente cerca de los continentes. La mayor parte de ellas se localizan en el borde occidental del océano Pacífico, pero también en el Índico y el Atlántico Norte.

La fosa más profunda, con unos 11.000 metros aproximadamente, y por tanto el punto más profundo de la Tierra, es la fosa Challenguer, también llamada de las Marianas, por encontrarse en las proximidades de esas islas. Le siguen las de Tonga, con unos 10.800 metros; y Filipinas y Kuriles, con unos 10.500 metros; todas ellas situadas en el Pacífico. Por su parte, las fosas más largas son las de Perú-Chile, con unos 5.900 km. de largo;  Java, con unos 4.500 km.; y Aleutianas, con unos 3.700 km.

  

Las fosas oceánicas, al igual que las dorsales oceánicas, tienen especial interés para comprender como funciona la tectónica de placas. Mientras que unas se asocian con una plataforma continental, otras lo son con un arco de islas. Las dorsales se forman cuando se separan dos placas litosféricas, mientras que las fosas surgen cuando dos placas colisionan y se produce la subducción, es decir, una de las placas se introduce por debajo de la otra que cabalga. Si una placa oceánica colisiona con otra placa continental, la oceánica se subduce por debajo de la continental por efecto de la mayor densidad de aquélla, formándose una fosa en el mar y una cadena de montañas volcánicas en tierra. Este fundamento se puede ver materializado por ejemplo en la costa chilena, donde una subducción que se produjo hace unos 80 millones de años formó en tierra la cordillera de los Andes, a la vez que en el mar, y a lo largo de toda la cordillera, se formó la fosa conocida como Peruana-Chilena, cuya profundidad se estima en los 7.635 metros. Otras zonas de Indonesia y Japón se pueden observar ejemplos similares.

Fosa de las Marianas

La fosa de las Marianas, también llamada fosa Challenguer en honor al HMS Challenguer II que realizó los sondajes en 1948, está considerada como la mayor depresión oceánica del planeta. Se sitúa en el Pacífico occidental, y se extiende en forma de arco junto a la dorsal de las Marianas a lo largo de unos 2.550 km., con una anchura aproximada de 70 km. Su profundidad es de unos 11.034 metros, sondada a unos 338 km. al Suroeste de la isla de Guam, en el extremo Suroccidental.

Como todas las fosas de este tipo, se formó por subducción de una placa oceánica bajo otra (véase más arriba el párrafo sobre los arcos de islas). La dorsal de las Marianas divide a su cuenca en dos sectores, uno occidental y otro oriental. Al Este de la fosa se sitúan las islas del mismo nombre.

Fosa de las Tonga

La fosa de las Tonga, en la Polinesia, es el segundo punto más profundo del planeta (después de la fosa de las Marianas), la depresión supera los 10 kilómetros de profundidad. Comienza próximo a las Islas Samoa y se extiende hacia el Sur hasta unirse a la fosa de las Kermadec, que continúa hasta Nueva Zelanda. La fosa de las Tonga es muy estrecha y escarpada, y hacia ella discurre en el Suroeste el fondo marino de las islas Samoa. Al Oeste se sitúan algunos montes submarinos, muy escarpados, y una cordillera de la que emergen algunas islas volcánicas activas.

La placa del Pacífico en su parte Este está activa y en pleno proceso de subducción; la fosa es un borde activo en el cual la placa del Pacífico se está sumergiendo hacia el Oeste bajo la placa indo-australiana. Toda la zona es objeto de actividad volcánica y numerosos terremotos submarinos.

Fosa de Tonga, en el Pacífico Occidental

Fosa de las Kuriles

La fosa de las Kuriles es una de las depresiones más hondas del planeta, con unos 10.542 metros de profundidad máxima. Se sitúa en el Pacífico Noroccidental, al Este de las islas Kuriles, la isla japonesa de Hokkaido y la península rusa de Kamchatka. S extiende a lo largo de unos 2.900 km. en dirección Norte-Sur en forma de arco. Su formación y el arco de islas asociadas, ha tenido lugar por la subducción de la placa del Pacífico bajo la placa Euroasiática.

Esta depresión enlaza con la parte meridional de la fosa de las Filipinas, y finalmente con la fosa de las Marianas, a través de una cadena submarina que comienza en el extremo Sudoriental del mar de Bering.

Fosa de las Filipinas

La fosa de las Filipinas, también llamada fosa de Mindanao, se sitúa en el Pacífico occidental, concretamente en el mar de Filipinas, bordeando la costa Este de la isla de Mindanao, y las islas de Samar y otras más pequeñas que se localizan en sus inmediaciones. Se trata de una de las mayores depresiones oceánicas del planeta, con una profundidad máxima de 10.540 metros. Se formó por colisión de dos placas oceánicas y subducción de una de ellas bajo la otra.

Fosa de Puerto Rico

La fosa de Puerto Rico es, junto con la de las Sandwich del Sur, una de las más profundas de las situadas en el océano Atlántico, con unos 9.212 metros y una longitud superior a los 1.500 km.

Se ubica al Norte de la isla de Puerto Rico, en el Atlántico occidental; limita con las placas tectónicas de Norteamérica, Sudamérica y Caribe.

La fosa de Puerto Rico se formó por subducción de una placa oceánica bajo otra, dando lugar a un archipiélago del tipo de arco (semicircular, profunda y estrecha).

En apariencia completa el arco de las grandes Antillas y es continuación de la fosa de Barliett, de 7.680 metros de profundidad, que se encuentra situada al Sur de la isla de Cuba.

Fosa de las Sandwich del Sur

La fosa de las Sandwich del Sur es, junto con la fosa de Puerto Rico, una de las más hondas del océano Atlántico, con 8.325 metros de profundidad. Tiene forma de semicírculo, y a lo largo de ella existen una serie de islas despobladas, aunque alguna de ellas es visitada regularmente por personal científico, ya que se encuentra en una zona periférica antártica de interés para la investigación. Algunas de estas islas son las Georgias del Sur, y las que dan nombre a la fosa, las Sandwich del Sur.

La fosa de las Sandwich del Sur es un punto geológicamente activo. En esta zona hay una placa muy pequeña, la de Scotia, que se subduce bajo la placa de América del Sur. Como se sabe, la colisión de dos placas oceánicas produce generalmente la subducción de una de ellas, es decir, una se sumerge bajo la otra dando lugar a una formación litosférica. En este caso la actividad sísmica submarina es frecuente, por efecto del movimiento o rozamiento continuo de las placas entre sí.

Fosa Peruano-Chilena

La fosa Peruano-Chilena se sitúa en el sector Sudoriental del océano Pacífico, discurriendo paralela a las costas de Chile y Perú, concretamente frente a los departamentos peruanos de Lima, Lambayeque, La Libertad, Ancash, Ica, Arequipa, Moquegua y Tacna; y los chilenos de Atacama, Antofagasta, Tarapacá, Coquimbo y Valparaíso.

La fosa disminuye en profundidad conforme discurre de Norte a Sur; la zona más profunda es la llamada fosa de Atacama, frente a la región chilena de Atacama, con una profundidad máxima de 8.065 metros y una fisiografía muy pronunciada en forma de V, debido a la escasez de sedimentación. Otra zona de gran profundidad es la que se encuentra frente al departamento de Lima, con unos 6.262 metros. Frente a las costas de Coquimbo y Valparaíso la fosa disminuye notablemente su profundidad.

Esta fosa se formó por acción de la subducción de la placa de Nazca bajo el Subcontinente sudamericano, que provocó el hundimiento del suelo oceánico y posterior acumulación sedimentaria procedente de los materiales listosféricos. Fosa de Atacama, frente a la costa de Chile

Fosa de las Caimán

La fosa de las Caimán, también conocida como hoya de Bartlett, en reconocimiento al marino del mismo nombre que la descubrió en 1880, está situada en el mar Caribe o de las Antillas, entre Guatemala, Honduras, Sureste de la isla de Cuba, y Belice. Tiene una profundidad máxima de 7.535 metros, y se extiende a lo largo de unos 2.000 km., con una anchura de unos 200 km.

En la depresión de la fosa de las Caimán se ubican las tres pequeñas islas británicas de ultramar del mismo nombre, caracterizadas por ser bajas, llanas y coralinas.

Fosa de las Aleutianas

La fosa de las Aleutianas se sitúa en las inmediaciones del archipiélago del mismo nombre, en el océano Pacífico septentrional. Presenta una profundidad máxima de 7.223 metros, y se extiende en dirección Este-Oeste a lo largo de unos 3.700 km., siguiendo el arco de islas volcánicas de las Aleutianas. Su formación se debió a la subducción de la placa del Pacífico bajo el archipiélago.

La cuenca del mar de Bering, que se sitúa al Norte de la fosa y del arco insular de las Aleutianas, constituye también una gran depresión oceánica, con una profundidad superior a los 3.000 metros. Mide unos 1.800 km. entre Norte y Sur, y unos 1.000 km. entre Este y Oeste. Al Oeste limita con la península rusa de Kamchatka.

Fosa de Java

La fosa de Java se sitúa al Sur del archipiélago de Sonda (Java, Sumatra y otras pequeñas islas pertenecientes a Indonesia), en el océano Índico oriental. Alcanza la mayor profundidad del Índico, con una máxima de 7.125 metros. Se extiende en dirección Noroeste-Sureste a lo largo de 4.500 km.

La fosa de Java también se conoce como fosa doble de Sonda, debido a que al Sur de la isla de Sumatra se divide en dos ramales paralelos y separados por una dorsal oceánica. Todo el conjunto constituye uno de los bordes geológicos más activos del mundo.

La placa del océano Índico está subducida bajo las islas de Indonesia, provocando frecuentes terremotos. De hecho, en este punto se concentran el mayor número de volcanes activos, ubicados en el arco de las islas de Java, Sumatra, Bali y Lombok. Los restos del Krakatoa, por ejemplo, que se encuentran situados en lo que queda de la isla del mismo nombre, produjeron en 1883 la mayor erupción volcánica de la historia, explosionando con tal virulencia que causó numerosas víctimas y destruyó la mitad de la isla; hoy en día sólo mide 15 km2.

Por su parte, los arcos de islas se producen cuando chocan dos placas oceánicas. Una de ellas queda subducida bajo la otra y se funde con el manto, dando lugar por un lado a una fosa y por otro a un arco de islas volcánicas. Un ejemplo de arcos de islas asociadas a la colisión de dos placas oceánicas son las Marianas, en las que se formó igualmente la gran fosa conocida con el mismo nombre. Arcos de islas con génesis similar son por ejemplo las Aleutianas, Tonga-Kermadec y Sandwich del Sur.

En las fosas oceánicas el agua es fría, normalmente no superior a 2º C. Aunque la presión le aporta ligeros incrementos conforme aumenta la profundidad. A pesar de la escasez de oxígeno, en las fosas existe producción biológica y constituye un hábitat para algunas especies marinas, tales como determinados crustáceos y moluscos, así como anémonas, poliquetos y holoturias.

El estudio de las fosas submarinas resulta técnicamente difícil, debido a las considerables presiones, ausencia total de luz e inmensas profundidades. El físico suizo Auguste Piccard (1884-1962), explorador de la estratosfera mediante globos aerostáticos, diseñó y construyó en 1947 el primer batiscafo tripulado para la exploración submarina, consiguiendo realizar varios descensos, uno de ellos en 1954 a 4.000 metros de profundidad.

En 1953 construyo su segundo batiscafo, el Trieste, mediante el cual su hijo Jacques Piccard consiguió el 23 de enero de 1960 situar el record del mundo en 10.916 metros de profundidad. Piccard, dirigiendo el Trieste y acompañado del teniente de la Marina Norteamericana Donald Walsh, logro esta hazaña en la gran fosa de las Marianas, la más profunda del planeta, cerca de

de la isla de Guam (véase abajo el apartado sobre la fosa de las Marianas). A esa profundidad el batiscafo tuvo que soportar una presión 1.000 veces superior a la atmosférica.

Figura 18.

1.TRINCHERAS

Las trincheras oceánicas son depresiones del fondo marino, angostas y alargadas, usualmente en forma de arco, donde se encuentran las mayores profundidades de la superficie terrestre. La figura 19 muestra la localización de las principales trincheras oceánicas; podemos ver que gran parte de ellas se encuentra en las orillas del Océano Pacífico. Las trincheras más profundas son la de Filipinas (11.52 km) y la de Marianas (11.03 km) que miden unos 1 200 y 2 000 km de largo, respectivamente. La trinchera más larga es la de las Aleutianas, que mide 3 300 km de largo y alcanza los 7.68 km de profundidad.

Figura 19.

Gran parte de las trincheras se encuentra en la frontera entre océano y continente, mientras que otras se encuentran a lo largo de arcos de islas, los cuales son cadenas de islas de composición volcánica, como por ejemplo las Islas Marianas y Tonga. Tanto en estas islas como en los continentes, la mayor parte de la actividad volcánica se encuentra distribuida en cinturones paralelos a las trincheras, que son montañosos en los continentes; por esta razón, a veces se utiliza la expresión arco de montañas para referirse a la región de la trinchera en los continentes.

Si se compara la distribución de estas trincheras con la de la sismicidad global mostrada en la figura 8, puede verse que la mayor parte de los grandes terremotos profundos ocurren muy cerca de las trincheras, del lado del continente o del arco de islas, según sea el caso. Estos terremotos, otros menos profundos y la mayor parte de los sismos pequeños que ocurren en estas regiones tienen mecanismos que son primordialmente reversos o normales.

2. CORDILLERAS OCEÁNICAS

La figura 20 muestra la posición de las principales cordilleras oceánicas (indicadas por pares de líneas paralelas), y su representación en el fondo marino se puede ver en la figura 8. Las cordilleras oceánicas son cadenas (algunas de ellas larguísimas, de miles de kilómetros) de montañas (algunas de ellas muy altas, tanto como el Everest) alargadas, casi todas submarinas (algunas de ellas asoman a la superficie del mar como islas), en cuya parte central existen rupturas, también alargadas, de donde brotan erupciones de cojín de lava basáltica que forma volcanes, y chorros de agua muy caliente (unos 350° C) con cantidad de minerales disueltos. A los lados de la ruptura existen otros volcanes y chorros de agua, pero la actividad eruptiva, la temperatura del agua y la concentración de minerales en ella, disminuyen rápidamente conforme aumenta la distancia a la ruptura central, y cesan a unos cuantos kilómetros de ella.

Figura 20.

El término lavas basálticas de cojín merece una breve explicación. Cuando la erupción ocurre bajo el agua, ésta enfría la superficie de la lava tan rápido que se le forma una costra de roca sólida en la superficie, por debajo de la cual la lava permanece líquida y, como los basaltos son poco viscosos, continúa fluyendo, de manera que forma una especie de tubos o cojines (de allí su nombre) de roca interconectados.

Las rupturas de las cordilleras oceánicas se encuentran usualmente a unos 2.5 a 2.8 km de profundidad, donde no llega ya la luz del Sol (penetra hasta menos de 1 600 m) y la vida a estas profundidades es, en otras regiones de los océanos, muy escasa. Sin embargo, alrededor de las rupturas de las cordilleras submarinas se encuentran colonias de plantas y animales que aprovechan el calor y los minerales del agua para vivir. Algunos de estos seres, esponjas silíceas en forma de champignon, largos "gusanos" en forma de tubo, algunos con capuchones de colores, etc., no se encuentran en otros lugares y algunas de tales especies recién descubiertas han recibido nombres como Riftias y Ridgeias, de las palabras inglesas rift y ridge, que significan ruptura y dorsal (o cresta), respectivamente.

Las cordilleras oceánicas más grandes son:

1) La cordillera Mesoatlántica (CMA) que divide al Océano Atlántico aproximadamente a la mitad, remedando la forma de las costas de Sudamérica oriental y África occidental. La cresta de la CMA es muy escarpada, como se puede ver en la figura 21c que muestra un perfil batimétrico a través de la cordillera, por lo que se le llama a menudo dorsal Mesoatlántica. En la línea central de la cresta, la CMA presenta un valle central o valle de ruptura, en cuyo centro se encuentran las rupturas volcánicas mencionadas arriba. En la figura 21b se muestra con detalle del valle central de la cordillera Mesoamericana.

2) La cordillera del Pacífico Oriental (CPO) que abarca desde cerca de Manzanillo, en la costa de Colima, hasta los 33° de latitud Sur, se diferencia de la CMA en que, aunque alcanza grandes alturas sobre el fondo marino, su topografía es mucho más suave (Figura 21a), tanto así que a menudo es llamada elevación del Pacífico Oriental. No presenta valle de ruptura en la cresta.

Figura 21.

3) Cordillera de Carlsberg (CCA) que divide el Océano Índico desde el Mar Arábigo hasta los 20° de latitud Sur (latitud del Madagascar central).

4) Cordillera Antártica. Esta cordillera rodea casi completamente a la Antártida (en el mapa de la figura 20 su tamaño está muy exagerado a causa de la proyección) y conecta con las tres cordilleras antes mencionadas. Su nombre es distinto para diferentes secciones: Antártico-Pacífico, de Chile, Antártico-Americana, Antártico-Africana y del Océano Índico Medio.

Fue B. Heezen quien, en 1960, sugirió el papel de las cordilleras oceánicas como lugares de creación de corteza. Basado en esta suposición, H. Hess pudo explicar el proceso de creación de los montes submarinos conocidos como guyots (véase el apartado VII.4).

3. ZONAS DE FRACTURA

Si nos fijamos en las cordilleras oceánicas mostradas en la figura 18, vemos que cada segmento está separado de los adyacentes por fracturas que se continúan hacia ambos lados. El fondo marino presenta diferentes profundidades y diferentes edades de cada lado de cada una de estas fracturas, a veces rectas, a veces curvas como segmentos de arco.

En algunos lugares se pueden ver grupos de fracturas tan cercanas que es imposible distinguir entre ellas, se les llama zonas de fractura, algunas de ellas serán mencionadas más adelante y unas cuantas están indicadas en la figura 20 con las letras ZF.

El tamaño de los sismos ocurridos en las zonas de fractura es mayor mientras menor sea la velocidad de movimiento relativo entre las placas y mientras más larga sea la parte activa (véase el apartado V.5) de la zona. Los mayores sismos ocurren cerca del centro de la parte activa, lo que indica que las altas temperaturas de la corteza que se encuentran cerca de las crestas de las cordilleras oceánicas no favorecen la ocurrencia de sismos.

4. LOS SEDIMENTOS EN EL FONDO DEL MAR Y SU EDAD

En primer lugar veremos algunos principios básicos de la sedimentación en los océanos, y a continuación las observaciones que causaron los problemas mencionados en el capítulo I.

Las principales causas de sedimentación en los océanos son: productos de erosión de los continentes arrastrados por ríos o acarreados por el viento, cenizas de explosiones volcánicas, también acarreadas y distribuidas por el viento, y deshechos orgánicos formados por fragmentos de conchas, esqueletos y otras partes duras de especies animales y vegetales, la gran mayoría de los cuales habitan aguas menos profundas de 400 m.

Los productos gruesos de erosión continental son naturalmente más numerosos en las regiones costeras, donde pueden depositarse de 50 a 500 m de sedimentos cada millón de años. Cerca de un volcán activo, en la dirección de los vientos dominantes, pueden depositarse unos 10 m/Ma de cenizas.

Por otro lado, las partículas más finas de erosión y vulcanismo continentales pueden ser acarreadas muy lejos sobre los océanos por el viento, después de lo cual pueden permanecer largo tiempo en suspensión en el agua antes de ser depositadas, por lo que pueden alcanzar una distribución bastante uniforme en las cuencas oceánicas. Estas partículas se depositan produciendo arcillas abisales (a profundidades de 2 000 a 6 000 m) a razón de 1-20 m/Ma.

La producción de desechos orgánicos es mayor donde hay más concentración de vida marina, principalmente de los seres microscópicos que forman el plancton, los cuales no se encuentran distribuidos de manera uniforme por todos los océanos. Sus concentraciones son mayores en zonas donde existen corrientes ricas en sustancias nutritivas, que se encuentran cerca de las costas occidentales de los continentes, a lo largo del ecuador y, cosa curiosa, en el Ártico y en el Antártico.

No todos los desechos orgánicos llegan a depositarse, pues gran cantidad se disuelve antes. Los que están compuestos por carbonatos normalmente se disuelven por completo antes de los 3 700 m (profundidad de compensación de carbonatos), los de sílice alcanzan profundidades un poco mayores. Esto quiere decir que no debemos esperar encontrar sedimentos orgánicos donde la profundidad del fondo oceánico es mucho mayor que la de compensación. En regiones someras se deposita un promedio de 10 m/Ma de sedimentos orgánicos.

En regiones donde hay gran densidad de población marina y, por tanto, gran densidad de desechos orgánicos, el agua somera puede saturarse y la profundidad de compensación puede aumentar. En estas regiones, como la ecuatorial, la sedimentación orgánica es mucho más rápida, del orden de 15 m/Ma, y puede alcanzar profundidades de 5 000 m.

Un rápido cálculo nos indica que, tan sólo del Cámbrico (590 Ma A.P., cuando aparecen animales con concha y esqueleto) a la fecha, se debían haber depositado unos 5 900 m (en algunos hasta 8 850 m) de sedimentos orgánicos en lugares someros. Por otro lado, la fecha de comienzo de la sedimentación está indicada por la edad de las rocas sedimentarias más antiguas que se conocen, que tienen unos 3 400 Ma de edad. Desde entonces a la fecha se debían haber depositado de 3 400 a 68 000 m de arcillas abisales en las cuencas marinas; de

170 000 a 1 700 000 m de sedimentos de origen continental cerca de las costas (en algunas de ellas un poco más debido a depósitos volcánicos). Estas cantidades son claramente absurdas, aun considerando sólo los mínimos y corrigiéndolos por compactación de los sedimentos.

En la realidad el espesor de los sedimentos es de unos 1 500 m en las cuencas oceánicas y esencialmente nulo en las crestas submarinas. Además, bajo las arcillas abisales se encuentra una capa de material orgánico, y en algunos lugares se encuentran debajo de ella otra capa de arcilla y otra de material orgánico.

La observación que permitió explicar estas contradicciones (sin tener que recurrir a las propuestas de que en el pasado los procesos de erosión y sedimentación eran distintos a los actuales) es que la edad de los sedimentos orgánicos y del propio fondo marino aumenta conforme más lejos se hallan de las cordilleras oceánicas.

Si se aceptaba la teoría de la expansión del fondo oceánico, era posible explicar la ausencia de sedimentos en las crestas (recién producidas), el aumento progresivo de sedimentos orgánicos que forman la capa orgánica próxima al fondo hasta alcanzar la profundidad de compensación, y luego el depósito de la capa superior de sedimentos abisales conforme el fondo se hace más profundo al alejarse de la cordillera.

Si, tras depositarse la capa abisal, el fondo oceánico pasa por una zona, como el ecuador, donde la profundidad de compensación es grande, se puede depositar otra capa orgánica que es a su vez cubierta por otra capa abisal al dejar atrás la zona de sedimentación orgánica. Esto explica la existencia de las otras dos capas, pero se requería de la teoría de la deriva continental para explicar por qué se encuentran en lugares alejados de las zonas en que pueden producirse.

Estas observaciones apoyaban las teorías mencionadas, pero quedaba aún el problema de dónde estaban los sedimentos antiguos y el fondo oceánico antiguo sobre el cual se deberían haber depositado

5. BANDAS DE MAGNETIZACIÓN DEL FONDO MARINO

Durante los últimos años de la década de 1950 y los primeros de la de 1960, se encontró en el campo magnético del fondo oceánico "bandas" de distinta polaridad alineadas con las cordilleras oceánicas y distribuidas simétricamente a ambos lados de éstas. La figura 22 muestra un fragmento del patrón de bandas magnéticas obtenidas sobre la cresta de Reykjanes (al sur de Islandia), sobre ellas se indica la edad del fondo oceánico correspondiente a algunas de las bandas.

Figura 22

Por las mismas fechas se llevaban a cabo estudios de magnetismo remanente en rocas de la superficie y se había planteado la posibilidad de que el campo magnético terrestre invirtiera de

vez en cuando su polaridad. Los cambios de polaridad observados para el fondo oceánico coincidieron perfectamente con los observados en rocas de tierra firme.

F. Vine y D. Matthews, combinaron la teoría de Hess acerca de la creación de corteza en las cordilleras submarinas con las investigaciones acerca de las edades de las bandas magnéticas y propusieron el siguiente mecanismo para la creación de dichas bandas.

Cuando el material del manto llega a la superficie en la angosta zona de ruptura de un centro de extensión se encuentra fundido, es decir, por encima de la temperatura de Curie. Al enfriarse, pasa por la temperatura de Curie, y obtiene magnetización termorremanente en la dirección del campo magnético terrestre existente en ese momento. Funciona en forma análoga (aunque el mecanismo de grabación es distinto) a una grabadora donde cada tramo de la cinta magnética graba el campo existente en el momento que pasó cerca de la cabeza de grabación (la fuente del campo). Este proceso se ilustra en la figura 23 que muestra además los nombres que han sido asignados a las diferentes épocas de una polaridad determinada, dentro de las cuales ocurren eventos que son intervalos pequeños de polaridad inversa a la de la época.

Figura 23.

El descubrimiento de las bandas magnéticas en el océano es importantísimo, pues significa que cada pedazo de fondo oceánico lleva escrita su historia. Basta con identificar la banda magnética para saber cuándo fue formado y qué orientación tenía entonces con respecto al polo magnético; además, el ancho de la banda indica qué tan rápida era entonces la extensión en el centro donde fue creado.