VI. EL PISO OCEÁNICO
AL TRATAR el tema del relieve de la Tierra es indispensable considerar tanto a los continentes como a los océanos. Ambos son comprendidos cuando se estudian en conjunto, tomando en cuenta las relaciones existentes entre ellos.
El estudio de la tierra firme es naturalmente más antiguo. A partir del siglo XVI el hombre empieza a comprender las dimensiones de la Tierra y la configuración general de los continentes. El concepto de espacio se amplió considerablemente.
El relieve de los fondos oceánicos fue hasta la primera mitad de nuestro siglo algo tan enigmático como el relieve de Marte o de Venus. La exploración del océano no podía realizarse a manera de hazañas personales como las de los científicos de la antigüedad: Plinio el Viejo (muerto observando una erupción del Vesuvio), Copérnico, Galileo, Leonardo da Vinci, Newton, Lamarck, Lyell, Darwin, Lavoisier, por citar a algunos de los más importantes.
Hazañas en el estudio de los continentes fueron realizadas por W. Smith y A. Humboldt. El primero elaboró el primer mapa geológico de un amplio territorio (Inglaterra), recorriendo a pie sus confines; el segundo viajó por el mundo, llevó los conocimientos entonces avanzados a otros países y recopiló información abundante para la elaboración de sus obras clásicas. Ambos autores son de la misma época, fines del siglo XVIII-principios del XIX.
La exploración de los fondos oceánicos sólo pudo iniciarse cuando se contó con una tecnología avanzada. Se trata de un trabajo en el que participan muchos hombres y juegan un papel fundamental los instrumentos de precisión.
Las cartas o mapas que representan las profundidades del fondo oceánico son las batimétricas. Un congreso geográfico internacional celebrado en Mónaco en 1899 recomendó la elaboración de la primera carta batimétrica mundial, misma que se realizó con base en 18 400 mediciones. Resultó una información muy general que permitía inferir un relieve submarino poco accidentado.
La expedición británica del Challenger; de 1872 a 1876, realizó mediciones en el Atlántico que reflejaron la presencia de una cordillera montañosa (la dorsal), idea que fue solamente reforzada por la expedición del barco alemán Meteoro de 1925 a 1927. La información fue insuficiente para definir la cordillera.
El concepto del relieve submarino poco accidentado fue dominante hasta la mitad de nuestro siglo. La segunda Guerra Mundial influyó en el avance de la ciencia. Las investigaciones que realizaron los países involucrados en el conflicto fueron a marchas forzadas. El desarrollo de nuevas y más poderosas armas exigía profundizar en la física, pero también se requerían más recursos minerales: petróleo, hierro, carbón, etc., por lo que la geología también hizo progresos. El tendido de cables y el desarrollo de los submarinos exigió conocer mejor el relieve del fondo del océano.
El fin de la Segunda Guerra permitió a los países victoriosos dedicar recursos y esfuerzos a la investigación en otras áreas: el cosmos y el océano. Los resultados no fueron inmediatos, en 1957 fue lanzado el primer satélite artificial y en 1961 se produjo el primer viaje de un hombre alrededor de la Tierra que realizó Yuri Gagarin en una nave espacial. En 1959, los oceanólogos estadounidenses B. C. Heezen, M. Tharp y M. Ewing publicaron el primer mapa de un gran territorio submarino: el Atlántico Norte. En los años subsecuentes se va complementando el mapa mundial conforme se acumula información del resto de los océanos. Fue muy importante la aportación de H. W. Menard sobre el relieve del Pacífico en 1959 y 1964.
El mapa de B. C. Heezen y colaboradores se publicó en una de las revistas científicas de mayor prestigio, pero quien lo observe apreciará que uno semejante que represente un gran territorio de la tierra firme, difícilmente lo aceptaría revista científica alguna como trabajo original. El conocimiento del fondo oceánico en 1959 equivale al de los continentes de principios del siglo XIX. Es obvia la diferencia entre las investigaciones de 1810 y las de 1950: la hazaña personal en un caso y la compleja tecnología y participación de un grupo numeroso de especialistas en el otro.
A fines de la década de los años sesenta ya se contaba con cartas batimétricas mundiales de mucha calidad. Todavía no tienen la precisión que las de la tierra firme, ya que para la elaboración de estas últimas todos los accidentes se reflejan en las fotografías aéreas, base de la cartografía, de tal manera que el trazo de curvas topográficas (líneas que unen puntos a una misma altitud) es de mucha precisión; en cambio, para las cartas de los océanos se aplican mediciones en líneas continuas, pero sin cubrir 100% de la superficie del piso del océano. En 1990, K. C. Macdonald y P. J. Fox señalan que sólo menos del 5% del piso oceánico había sido cartografiado. Esto se refiere al conocimiento detallado.
La explicación sobre el origen de las depresiones profundas de grandes dimensiones (del tipo del Baikal y las trincheras oceánicas) y de las montañas marginales a los continentes (tipo Andes) se hizo más simple: unas se forman por la separación de bloques gigantescos de la corteza terrestre, las placas, y otras por el choque entre las mismas. Con la particularidad de que estos procesos ocurren hoy día con velocidades de cm/año.
Es necesario mencionar a quienes han hecho contribuciones importantes al conocimiento del relieve submarino para grandes territorios. Además de B. C. Heezen y H. W. Menard, tres oceanólogos ex soviéticos han escrito obras fundamentales sobre el tema: G. Udintsev (el Pacífico), A. Ilin (el Atlántico) y V. Kanaev (el Índico).
Para entender el relieve submarino es necesario recordar los dos tipos de corteza terrestre: continental o granítica y oceánica o basáltica (Figura 2). Una parte del continente está cubierta por agua: la zona continental submarina; la porción correspondiente a la corteza oceánica es la zona del lecho oceánico y otra, donde se conjugan ambos tipos de corteza, es la zona transicional del continente al océano.
Desde la costa hacia el interior del océano se extiende una planicie de una suave inclinación, de anchura variable: es la plataforma continental, una extensión del relieve de la tierra firme hacia el océano. Cuando la margen de tierra firme es montañosa (la Sierra Madre del Sur o los Andes), la plataforma continental es estrecha, menor de 15 km y llega a ser incluso de 2 a 5km.
La plataforma continental es más ancha frente a las planicies costeras, de
15-30 km, aunque en algunos casos es mayor: al occidente de Yucatán alcanza
hasta 180 km y en algunas regiones del planeta, 400 km y más. En cambio, frente
a la margen oriental de la misma península, en el Caribe, es de unos dos kilómetros,
y el relieve submarino pasa en una corta distancia a una profundidad de 4 000
m (Figura 17).
Figura 17. Perfil del relieve submarino del Golfo de México y del Mar Caribe.
La plataforma continental es una superficie que en el tiempo geológico y tan sólo en el último millón de años, se ha encontrado en condiciones subaéreas y subacuáticas. Varios científicos calculan que hace 30 000 años el nivel del mar era en promedio 100 m más bajo que el actual.
Es una estructura de carácter global, o sea, se extiende en todos los océanos, aunque en algunas regiones está ausente. Su límite hacia el interior es una zona donde cambia la pendiente de unos 30 minutos a 2-4 grados y ocurre a una profundidad promedio de 200 m, aunque algunos autores consideran un valor de 130-140 m. Hay plataformas continentales que alcanzan 400 m de profundidad y las hay también de 40 m.
Se trata de una ladera también de carácter global que se extiende hasta profundidades
de 2 500 a 4 000 m, con una pendiente promedio de 4 a 7°, en ocasiones de 30
grados y más y una anchura de 8 a 260 km (Figura 18). Es la porción mayor del
continente cubierta por los océanos. Los rasgos del relieve del talud continental
son complejos, lo único que hay en común en esta gran estructura, además de
su disposición global, es el declive general de más de 1 000 m. En su superficie
se reconocen escarpes (porciones de fuerte inclinación), mesas, montes submarinos
(de varios cientos de metros), cañones submarinos, etcétera.
Figura 18. Relieve submarino en el golfo de México y Caribe (territorio mexicano). 1-6, tipos de talud continental: 1, planicie de inclinación débil, 2, cortado por numerosos valles submarinos, 3, con lomeríos y cañones; 4, de pendiente muy fuerte (escarpes); 5, de pendiente fuerte; 6, planicies inclinadas y lomas, 7, cañones submarinos, 8, bancos coralinos.
Entre los rasgos más interesantes se encuentran los cañones submarinos, semejantes a los valles profundos que cortan las montañas. Nacen en la plataforma continental y muchas veces son una continuación de los cauces de los ríos de la tierra firme. Poseen afluentes pequeños, de unos 1 000 m de longitud y corte vertical de hasta 20 m. Por los fondos de los cañones escurren corrientes esporádicas a manera de ríos submarinos con una alta saturación de sedimentos, son las corrientes de turbiedad.
El oceanólogo estadounidense F. Shepard hizo valiosos estudios sobre el origen de los cañones submarinos. Una antigua hipótesis considera que se formaron en la tierra firme, posteriormente cubierta por las aguas marinas. Esto es aceptado para las condiciones de la plataforma continental, pero no para el talud continental: su profundidad es considerable y por lo menos en el tiempo geológico moderno el nivel del mar no se encontraba en niveles tan bajos.
Una segunda hipótesis explica que los cañones submarinos corresponden a fallas, o sea, rupturas profundas de la corteza que originan depresiones.
Una tercera hipótesis propone a las corrientes de turbiedad como agente formador de los cañones submarinos: el escurrimiento socava, diseca el fondo oceánico.
Así como diversos oceanólogos apoyan una hipótesis determinada, otros, como el ruso O. Leontiev, consideran que los cañones submarinos se forman por varios factores, en especial las fallas que constituyen una depresión, socavada gradualmente por las corrientes de turbiedad. Es muy posible que muchos cañones submarinos actuales hayan sido en el pasado subaéreos que seguían la traza de una falla que se prolonga hasta el talud continental, es el caso del río Hudson en Estados Unidos.
Al talud continental sigue a profundidad el pie del continente (Figura
19), término equivalente a la traducción que se ha hecho al alemán y ruso de
continental rise, reflejando con precisión lo que es esta estructura.
Se trata de una superficie de una pendiente de hasta 2.5° en la porción superior,
pero se reduce gradualmente hacia su base donde llega a ser de 10 minutos en
su unión con la planicie abisal. Generalmente se extiende hasta los 3 500-4
500 m de profundidad. Se origina por acumulación de sedimentos que se depositan
en la base del talud continental, removidos de las zonas más altas a las más
bajas.
Figura 19. Perfil general del océano (k. Bogolepov y V. Chikov, 1976). A, tipo Atlántico, b, Pacífico. 1, plataforma continental, 2, talud continental, 3, pie del continente; 4, planicie abisal; 5, montañas submarinas; 6, dorsal (a, cresta; b, laderas); 7, cuenca del mar marginal, 8, arco insular, 9, trinchera.
Las desembocaduras de los cañones submarinos son semejantes a las de los grandes ríos de la tierra firme, que constituyen depósitos de material arenoso en avance gradual hacia el mar; como en el Nilo o el Misisipi. Los ríos que no alcanzan el océano, como los que desembocan en las planicies de zonas áridas, forman depósitos del tipo de abanicos al llegar a una planicie por la que el agua no puede continuar su escurrimiento lineal; el material acarreado en suspensión se deposita expandiéndose. Estas formas son conocidas como conos de eyecciones; son semejantes al delta, sólo que el primero se observa completo en el relieve y el segundo parcialmente, ya que se encuentra en gran parte cubierto por el mar.
Existen acumulaciones que cubren la plataforma y talud continentales originando un cono submarino gigantesco. Un ejemplo se encuentra en el golfo de Bengala, cuyo fondo consiste en un cono de depósitos de los ríos Ganges y Bramaputra, extendiéndose desde el litoral hacia el interior más de 1 300 km y hasta los 4 000 m de profundidad. No es un fenómeno aislado, sino en relación estrecha con la cordillera del Himalaya, donde nacen los ríos que lo alimentan. El Amazonas forma en su desembocadura un cono de eyecciones de más de 700 km de longitud con un espesor de sedimentos de 10 km; en él tienen desarrollo dos cañones de hasta 1 000 m de profundidad (ésta se mide a partir del borde de los mismos).
Los mapamundi escolares modernos ya presentan la configuración de las montañas y depresiones oceánicas de mayores dimensiones. La toponimia geográfica ya no se limita a los océanos, mares e islas, sino que ya incluye también la rica variedad de los rasgos submarinos. La geografía básica rebasa el campo puramente descriptivo para considerar el origen y dinámica de los grandes accidentes del relieve terrestre.
Frente a las costas de California, E.U.A. y del occidente de Baja California, el relieve submarino presenta otras características: una plataforma continental, en general estrecha, en partes ausente, a la que sigue en vez de un talud continental, una topografía montañosa consistente en elevaciones de cientos de metros, mesas, depresiones y laderas de pendiente fuerte. A esta estructura F. Shepard y K. O. Emery la llamaron Borderland.
LA ZONA TRANSICIONAL DEL CONTINENTE AL OCÉANO
Un conjunto de estructuras con los mayores contrastes altitudinales integra esta zona. Se conoce también como margen activa, ya que constituye franjas limítrofes de los continentes y se caracteriza precisamente por una intensa actividad sobre todo sísmica, y en muchos casos volcánica. Existen dos tipos principales de zona transicional y son los siguientes:
El primero consiste en una trinchera marginal al continente. Se presenta en
el sur del Pacifico oriental, frente a las costas de México, a partir de Cabo
Corrientes y hasta Panamá. En Sudamérica, otra trinchera se extiende frente
a la cordillera de los Andes, paralela a las costas de Perú y Chile (Figura
20).
Figura 20. El relieve submarino del sur de México.
Un segundo tipo de zona transicional es el que presenta tres estructuras: cuenca de mar marginal, arco insular y trinchera.
Se trata de depresiones amplias, de forma más aproximada al círculo y a la
elipse. Alcanzan profundidades de 2 a 5 km y limitan con montañas submarinas
que constituyen islas dispuestas en forma de arco (Figura 21). Las encontramos
frente a Alaska, en la cuenca del Mar de Bering (3 900 m); sigue al occidente
la del mar de Okhotsk (3 374 m), y hacia el sur: del Japón (4 224 m), China
oriental (22 717 m), Mar de Banda (5 912 m), Nueva Guinea (2 600 m), Mar de
Salomón, Mar del Sur de China (>5 000 m), Mar del Coral (4 842 m).
Figura 21. Estructuras de una zona de transición del continente
al océano.
La cuenca de mar marginal está constituida por una plataforma continental, un talud continental, un pie del continente (en general estrecho) y una planicie abisal. En ocasiones se levantan montañas submarinas sobre su fondo.
Los límites de las cuencas de mar marginal son auténticos sistemas montañosos
submarinos con cimas de volcanes alineados en forma de arco. Son volcanes jóvenes
y, una gran cantidad de ellos, activos en tiempos históricos. Se encuentran,
además del Cinturón de Fuego del Pacifico, en el Índico (en la Sonda) y en el
Atlántico, en el Caribe y al oriente de la Patagonia. Llaman la atención los
grupos de islas de Tonga y Kermadec, al norte de Nueva Zelanda por su carácter
rectilíneo, con una longitud aproximada de 2 500 km. Paralelamente se extiende
una trinchera (Figura 22).
Figura 22. Trincheras principales del mundo.
La trinchera es una fosa profunda de hasta 11 km. Longitudinalmente mide cientos y hasta algunos miles de kilómetros. En su fondo tiene un ancho de 5-6 km y en la porción superior de 100-200 km.
Frente a las costas del Pacífico del sur de México, Centroamérica y Sudamérica, la plataforma y talud continentales son estrechos; ambos llegan a ser de menos de 20 km de ancho. El talud continental pasa a una pendiente mayor; en general va aumentando de 4 a15 grados, en lo que es la ladera empinada de las trincheras; en el lado opuesto es de menor pendiente y altura.
Las trincheras son paralelas a sistemas montañosos: la Sierra Madre del Sur, la Sierra de Chiapas, los Andes, por lo que el desnivel vertical se puede considerar, no con respecto al nivel del mar, sino a las cimas de las montañas. Esto proporciona valores mayores de 9 km frente a las costas de Oaxaca en México y más de 14 km frente a las de Sudamérica. La explicación del porqué existen las trincheras la ha dado y muy racionalmente, la tectónica de placas. Se forman en la zona donde una placa oceánica se hunde por abajo de otra continental, la subdicción que se realiza con una velocidad de algunos centímetros por año. Los movimientos provocan sismos que varían en intensidad según la magnitud del movimiento y la profundidad a que ocurre.
Las grandes profundidades de las trincheras se explican por una velocidad de hundimiento mayor que la de depósito de sedimentos en su fondo.
Estas regiones de arco insular y trinchera son de una gran actividad, sísmica
y volcánica, donde el relieve terrestre se está creando. Se reconocen por lo
menos 35 trincheras en el mundo, las principales están en la siguiente lista.
|
Trinchera
|
Océano
|
Profundidad (m)
|
|
1. Marianas
|
Pacífico
|
11022
|
|
2. Tonga
|
Pacífico
|
10882
|
|
3. Filipinas
|
Pacífico
|
10265
|
|
4. Kermadec
|
Pacífico
|
10047
|
|
5. Izu-Bonin
|
Pacífico
|
9810
|
|
6. Kuriles
|
Pacífico
|
9717
|
|
7. Santa Cruz
|
Pacífico
|
9174
|
|
8. Volcano
|
Pacífico
|
9156
|
|
9. Buganvilia
|
Pacífico
|
9103
|
|
10. Amirante
|
Índico
|
9074
|
|
11. Yap
|
Pacífico
|
8850
|
|
12. Puerto Rico
|
Atlántico
|
8742
|
|
13. Japón
|
Pacífico
|
8720
|
|
14. Perú-Chile
|
Pacífico
|
8069
|
|
15. Sandwich
|
Atlántico
|
8428
|
|
16. Aleutianas
|
Pacífico
|
7822
|
|
17. Caimán
|
Atlántico
|
7491
|
|
18. La Sonda
|
Índico
|
7209
|
|
19. Mesoamericana
|
Pacífico
|
6489
|
Algunas trincheras son de grandes dimensiones longitudinales, rebasan los 2 000 km la Mesoamericana, la de Perú-Chile, la de Tonga (y su extensión a Kermadec), la de la Sonda. Otras, profundas, contrastan con su escasa longitud de algunos cientos de kilómetros, como: Santa Cruz, Volcano, Buganvilia, Amirante y Yap.
En el fondo marino del prearco de las Marianas fueron reconocidos, en 1987 en una expedición del Alvin, por Patricia Fryer y otros investigadores, montes de suave inclinación y altura de 1-2 km por 15-30 km de diámetro en su base. Su constitución no era de lava, sino de un lodo blanco. El origen de estas elevaciones se atribuyó al proceso de subducción de una placa oceánica bajo otra continental, pero el proceso en sí, requirió de estudios más amplios. En 1992 la misma autora consideró que dos grandes montes submarinos se habían formado por medios distintos, resultado de ascenso al lecho oceánico de rocas del manto. En un caso podría tratarse de un bloque que fue levantado, algo semejante a un gran diapiro de serpentina. El origen de otro monte se explicó por un ascenso de flujos de lodo de serpentina a través de un conducto. El proceso se explica como un movimiento de bloques a lo largo de fallas, que provoca la trituración de la roca y convierte la peridotita en polvo, mismo que es transportado a la superficie por los fluidos provenientes de la profundidad, aprovechando la misma falla. Resultó así, el descubrimiento de un tipo de volcanes de lodo y montañas submarinas de serpentina. Estas estructuras pueden estar presentes en muchas regiones del océano.
La cuenca del Caribe, por su estructura, es seguramente la región más compleja del planeta. Es prácticamente la única región de transición en el Atlántico, a excepción de las islas Georgias del Sur; con las que se asocia la trinchera de Sandwich, al oriente de la Patagonia.
En el Caribe se reconoce un arco insular: el de las Antillas; y dos trincheras: Puerto Rico y Caimán. No guardan ningún paralelismo.
El relieve de la cuenca del Caribe consiste en varias depresiones y montañas submarinas, que en conjunto constituyen un relieve poco común visto en el plano del Océano Atlántico y el mundo.
El relieve del fondo oceánico que corresponde esencialmente a la corteza basáltica,
representa la mayor parte del mismo, 68.6% del total. Se han diferenciado, al
igual que en las dos zonas ya tratadas, tres tipos de estructuras: la planicie
abisal, las montañas submarinas y las dorsales (Figura 23).
Figura 23. Perfil del océano Atlántico entre Norteamérica y África.
Las planicies abisales se presentan, en general, a profundidad de 4000 a 6000 m; hacia el lado del continente limitan con la margen continental submarina o con una trinchera. Su extensión no es continua, ya que las delimitan montañas submarinas y las dorsales. Así, resulta desmembrada en varias menores rodeadas por elevaciones, de ahí el nombre más apropiado de cuenca abisal.
Hay planicies abisales que son verdaderos planos horizontales o de una inclinación insignificante, de algunos minutos que son más comunes en el Atlántico; otras presentan un relieve de lomeríos, consistente en elevaciones de 200-500 m de altura sobre su base y con montañas aisladas de más de 500 y 1 000 m de altura; son características del Pacífico y del Indico, aunque también las hay en el Atlántico.
Otro rasgo de las planicies abisales son las fracturas profundas, más o menos paralelas, que las cortan. Constituyen depresiones profundas, incluso de más de 1 000 m con respecto a la planicie abisal y de decenas de kilómetros de ancho. Para los mexicanos es bien conocida la fractura Clarión, una fosa alargada y profunda, con montañas volcánicas jóvenes en sus márgenes, las islas Revillagigedo: Clarión, Roca Partida, Socorro y San Benedicto. La dorsal del Pacífico oriental está fragmentada por nueve grandes fallas transformantes y numerosas menores que la desmembran en segmentos de 10 a 200 km de longitud.
Al norte de la fractura Clarión se presentan paralelamente y en secuencia las
fracturas: Molokai, Murray, Pionero y Mendocino; al sur, Clipperton, Galápagos
y Markis (Figura 24).
Figura 24. Las fracturas mayores del Pacífico oriental
Se reconocen numerosas cuencas abisales en los océanos, de muy diversas dimensiones, son 15 en el Pacífico, 18 en el Atlántico y 18 en el Índico.
Las planicies abisales son más jóvenes que las superficies de los cratones, ya que en las primeras no se han reconocido rocas más antiguas de los 200 m.a. Representan una superficie considerable de una placa oceánica; están en constante transformación, en unas zonas por actividad volcánica y en otras, hundiéndose en el manto por la subducción. También se ha encontrado que la profundidad de las planicies abisales aumenta con la edad del fondo y con su distancia al eje de las dorsales.
Los procesos exógenos que influyen en el fondo oceánico no acaban de estudiarse. Los franceses J. Borusseau y J. Vannez reconocieron en la planicie abisal de la margen de la Antártida corrientes del fondo originadas por la fusión de bloques de hielo en las profundidades, y alcanzan velocidades de hasta 2.5m/seg., aunque la media es de 0.1 m/seg. Realizan un trabajo de erosión y acumulación.
A este tipo de relieve pertenecen verdaderos sistemas montañosos, semejantes a los de los continentes por sus dimensiones de cientos e incluso de algunos miles de kilómetros de longitud.
Las islas Hawai son grandes volcanes que forman parte de un sistema montañoso de más de 2 000 km de longitud orientado al noroeste. En Hawai se encuentran las montañas más altas del planeta, el Mauna Loa y el Mauna Kea que superan la altura del Everest: si medimos desde la base en la planicie abisal, a unos 5 000 m bajo el nivel del mar; hasta la cima en condiciones subaéreas, a 4 170 m la del primer volcán y 4 210 la del segundo, obtenemos un poco más de los nueve kilómetros.
Los sistemas montañosos mayores se localizan en el Pacífico y el Índico, en el primero son 17 principales, en el segundo son 15, e igual número en el Atlántico. La actividad volcánica actual no se presenta en todos, en algunos la hay en una región determinada pero no en toda la extensión del sistema montañoso. Son elevaciones distintas de las que constituyen los arcos insulares o las dorsales. En los primeros, la actividad volcánica joven se presenta prácticamente en toda la estructura y es lo que permite a los volcanes submarinos asomar y levantarse por encima del nivel del océano.
Además del ejemplo clásico de las islas Hawai para las montañas submarinas,
hay otras (Figura 25), como las islas Tuamotu, Eauripik, Bellinghausen, Tahití,
Marcus, Wake, Carolinas, Marshall, Gilbert, Ellice, en el Pacifico; las Bermudas
y Canarias en el Atlántico; Seychelles, Reunión, Amirante, Gran Comoro, Laquedivas,
Maldivas y Kerguelen en el Índico, por citar algunos ejemplos.
Figura 25. Los principales sistemas montañosos submarinos del Pacífico.
Muchas de estas islas son bien conocidas, en especial las mayores, siempre consideradas en los textos de geografía. Otras, muy pequeñas, se volvieron importantes porque su nombre se extendió al del sistema montañoso a que corresponden, como sucedió con Eauripik, Marshall, Gilbert, etc. Ocurrió lo que en los años posteriores a la segunda Guerra Mundial cuando los estadounidenses realizaron una explosión atómica en la isla Bikini del Pacífico, un atolón de pequeñas dimensiones del sistema montañoso Marshall. La isla apareció entonces en la geografía mundial y dio su nombre incluso a productos comerciales.
En la actualidad se explica el origen de estos sistemas montañosos submarinos por una actividad interna de la Tierra, pero concentrada en una zona determinada: el punto caliente. La actividad volcánica migra, se desplaza en una dirección fija. Ahora bien, no es el punto caliente el que se mueve, sino la placa litosférica, a manera de una losa que se desplaza sobre un soplete que arroja fuego concentrado en un punto por abajo de la misma; al moverse la losa, el fuego la habrá afectado en un franja alargada y estrecha. Los geofísicos suponen la existencia de por lo menos 100 puntos calientes en todo el globo, pero el de Hawai es el más enérgico y el mejor conocido. Cada volcán de la cadena de Hawai se extingue aproximadamente un millón de años después de su nacimiento. La placa se mueve sobre el punto caliente de Hawai con una velocidad promedio de 4.5 cm/año.
Los puntos calientes pueden ser el inicio de una serie de procesos globales, como la formación de un rift, a lo que seguiría un océano. Por ejemplo, la formación del Atlántico parece haberse iniciado en el extremo sur, donde se unían Sudamérica y Africa, con un rift que fue creciendo al norte. Dicen Vink, Morgan y Vogt en 1985: "Al igual que el modelo de la tectónica de placas, la noción de punto caliente es un concepto sencillo y profundo". Los puntos calientes son expresión de calor proveniente del manto, donde surge una masa ascendente de materia, conocida como pluma.
Las islas Hawai son parte de un gran sistema montañoso submarino, que incluye los que llevan los nombres de Emperador, Tuamotu, Line, Austral, Gilbert y Marshall. Jason Morgan propuso, en 1970, que se formaron por el movimiento de la placa del Pacífico sobre tres puntos calientes, mismos que forman zonas elevadas con diámetro promedio de 1 200 km, un porcentaje considerable en conjunto, de la superficie terrestre.
Éste es un tercer tipo de sistemas montañosos submarinos, pero muy distinto de los anteriores. Se trata de una estructura global, presente en los océanos Atlántico, Pacífico e Índico (Figura 11). La primera cartografía detallada de las dorsales se realizó para el Atlántico y fue un elemento fundamental para la elaboración de la nueva teoría de la tectónica global o tectónica de placas.
Este gran sistema montañoso se presenta aproximadamente en el centro del océano, con una configuración casi paralela a la de los continentes. En la porción superior del sistema montañoso, en la zona axial, se encuentra una depresión profunda. La dorsal está constituida por rocas volcánicas del tipo del basalto, cubiertas por sedimentos que se depositan en los océanos y poseen mayor espesor en la base de la dorsal que en la cresta. Estos y otros elementos permitieron a varios científicos considerar que la dorsal se forma por una expansión del piso oceánico a partir de una ruptura por la que asciende material magmático y se derrama sobre las laderas.
La dorsal como unidad posee una longitud total de más de 60 000 km. En el Atlántico ocupa la porción central del fondo oceánico; se extiende al Índico penetrando hasta el Mar Rojo y con una ramificación pasa al Pacífico, para atravesarlo desde el sur hasta la región mexicana de Cabo Corrientes en el Golfo de California. Este último es el equivalente del valle rift, cuya apertura provoca el alejamiento de la península respecto al continente.
En un perfil transversal una dorsal consiste en laderas de suave inclinación. La altura de la cima (cresta) con respecto a la base es de 3-4 km, aunque en localidades son mucho más bajas o más altas, de más de 6 km. A lo ancho presentan 1000- 2000 km. En la zona de la cima el valle rift tiene profundidades de 1-3 km. Naturalmente se trata de zonas activas con sismicidad y volcanismo.
A las dorsales corresponden algunas islas como Islandia, zona de un extraordinario volcanismo en tiempos históricos, las Azores, Ascensión, Santa Elena y Martín Vaz, en el Atlántico; para el Pacifico: Pascua y Galápagos (aunque asociadas a otro sistema montañoso) y, Príncipe Eduardo, Amsterdam y Sâo Paolo en el Índico.
El fondo oceánico, fundamento de la nueva teoría de las placas litosféricas
En 1965 T. Wilson reconoció un nuevo tipo de fallas (fracturas o rupturas en la superficie terrestre con extensión a profundidad), a las que llamó fallas transformantes. Cortan transversalmente a las dorsales, con movimientos laterales en direcciones opuestas y originan en el relieve submarino depresiones profundas. Son del tipo de las del Pacífico ya mencionadas, Clarión y otras. Es notable su expresión en la dorsal del Atlántico, en la fractura Romanche y, en el Índico, en Vema, Diamantina y otras.
El estudio del fondo oceánico permitió así, a partir del inicio de la década de los años sesenta, algo más que un conocimiento de la cara oculta de la Tierra. De la cantidad se pasó a la calidad. Se completó el rompecabezas novedoso y resultó que sus piezas no están fijas, sino en movimiento constante.
En 1977 se observaron por primera vez manantiales hidrotermales, al descender
la pequeña nave Alvin hacia la cresta de la dorsal del Pacífico en las
islas Galápagos, frente a la costa de Ecuador. En 1978 se realizó una segunda
expedición en territorio mexicano, en la boca del Golfo de California, donde
el sumergible Cyana
1
descendió al piso oceánico
con 12 tripulantes, franceses, estadounidenses y mexicanos. En 1979 continuó
la exploración con el Alvin, en esa ocasión se pudieron observar con
nitidez los manantiales (o ventilas ) hidrotermales en plena actividad
de emanación de "fluidos extremadamente calientes, ennegrecidos por precipitados
de sulfuros, eran arrojados hacia arriba a través de orificios con aspecto de
chimenea de hasta 10 m de altura por 40 cm de anchura", como los describieron
K. Macdonald y B.P. Luyendyk en 1984.
Este fenómeno endógeno relacionado con actividad volcánica que forma las dorsales pudo ser observado. Uno de los descubrimientos notables asociados con esto fue reconocer que en las localidades de manantiales hidrotermales se formaban colonias de organismos concentrados no por el calor de los fluidos sino por los alimentos que se generan. La vida de los manantiales hidrotermales es muy breve, se calcula de algunos años.
La velocidad de acumulación de sedimentos en los fondos oceánicos se mide en
mm/1 000 años. Actualmente existe una información abundante al respecto. Las
velocidades mayores se presentan en las márgenes continentales y las más débiles
en las dorsales. El mapa correspondiente del oceanólogo ex soviético A. Lisitsin
(Figura 26) muestra el tema en cuestión.
Figura 26. Velocidades de sedimentación en el océano en mm/1 000 años: 1)
menor de uno; 2) 1 a 10; 3) 10 a 30; 4) 30 a 100; 5) > 100; 6) no determinadas
(esquema de A. P. Lisitsin, 1974, en: Leontiev, 1982).
Como complemento se agrega un mapa global, del mismo autor, de espesores de
sedimentos (Figura 27).
Figura 27. Espesores de sedimentos en el océano. Valores en metros: 1) <
100; 2) 100-300; 3) 300-500; 4) 500-1000; 5) > 1000 (esquema de A. P. Lisitsin,
1974, en: O. Leontiev, 1982).