VII. LOS PROCESOS EXÓGENOS
AL VIAJAR algunos cientos de kilómetros por carreteras de nuestro país, encontramos cambios bruscos en el paisaje. Hay costas a partir de las cuales se extienden amplias planicies hacia el interior del continente, o bien se levantan, inmediatamente, montañas. El paisaje de las selvas tropicales de Chiapas es muy distinto del de los grandes volcanes del paralelo 19, tres de ellos con nieve permanente; diferentes son las altiplanicies de las regiones áridas del norte de México y los desiertos de Sonora y de Baja California.
Los mismos sistemas montañosos mexicanos se distinguen entre sí por el tipo de rocas que los constituyen, por el tiempo en que se formaron y por su relieve. Hay enormes diferencias entre las montañas de la península de Baja California y las de las sierras Madre Oriental, Occidental y del Sur.
A algunas personas les viene a la mente, al observar estos paisajes: ¿De dónde salieron?, ¿Cómo se formaron? Por siglos esto tuvo una respuesta simple: la superficie terrestre es tal como la hizo el Creador. A partir del Renacimiento se cuestionan los dogmas establecidos. La construcción de caminos y canales y las obras mineras aportaban una rica información a los naturalistas como Leonardo da Vinci y "Agricola". Observaron las capas de roca, su sobreposición, deformaciones y rupturas, los fósiles que contienen, etc. Todo conducía a que la historia de la Tierra era mucho más compleja que los relatos bíblicos, sucesos que ocurrían en una región aislada del planeta, para cuyos moradores eso era "el mundo entero". La concepción del tiempo y el espacio era en extremo reducida, como lo ha sido para todos los grupos humanos antiguos. Cuando aparecen Adán y Eva el continente americano ya estaba poblado.
Aunque los conceptos científicos sobre el relieve terrestre tienen un amplio desarrollo en el siglo XVIII con Buffon, Lomonosov y Hutton, sólo en el siglo XIX se fortalecen lo suficiente para dar vida a la ciencia de la geología, con Lyell en primer lugar.
La idea del cambio constante de la superficie terrestre es muy antigua, en apariencia surgió con los filósofos griegos de los siglos VI a IV a.C. Se observa en los ríos que transportan fragmentos de roca desde las montañas al océano. A simple vista los cambios son insignificantes, pero si este proceso dura cientos y miles de años y, si ha existido en el pasado, incluso por millones de años, resulta que hay montañas que han desaparecido y otras que deben de estar en proceso de destrucción total. Pero se ha mencionado en otros temas que la actividad interna de la Tierra se manifiesta en grandes territorios. La destrucción de un sistema montañoso por la erosión, en general, no es ininterrumpida ni irreversible.
La Tierra está constituida por rocas y minerales. En la superficie o cerca de ella están expuestos a la destrucción. La radiación solar, los cambios de temperatura, el agua, los organismos y otros factores contribuyen a la transformación de las rocas por el proceso del intemperismo o meteorización. El primer término se usa mucho en México y es muy apropiado. Sabemos que lo que está a la intemperie se destruye: la pintura de las fachadas, los monumentos, la superficie de los automóviles, etcétera.
Intemperismo significa destrucción de las rocas sin remoción de partículas. Se lleva a cabo por fenómenos físicos, químicos y bioquímicos.
En las regiones frías y húmedas el agua escurre —normalmente por las grietas de la roca— durante el día y se congela por la noche, de lo que resulta un incremento del volumen del agua y la fragmentación de las rocas.
Los cambios bruscos de temperatura en las regiones desérticas y la presencia, aunque escasa, del agua, debilitan la superficie rocosa. La evaporación del agua en los poros y en las grietas del subsuelo provoca la precipitación de las sales en solución y su cristalización, lo que contribuye también al desarrollo de la fractura.
Las raíces de las plantas rompen las rocas durante su crecimiento, de la misma manera que lo hacen con las banquetas.
Estos son más intensos en las zonas húmedas tropicales que en las áridas. El agua es un agente corrosivo; en presencia de bióxido de carbono y de oxigeno reacciona con los minerales de las rocas. El hierro es afectado por oxidación, las sales y carbonatos por disolución, los silicatos, muy abundantes, por la hidrólisis (ruptura de la estructura molecular del agua por efecto de algunos elementos químicos).
Una roca dura y compacta, como un granito, difícil de romper con un martillo, se convierte en un aglomerado de granos de arena que se pueden desprender con la mano. No existe roca que no sea susceptible de ser convertida en polvo en la superficie terrestre por la acción del intemperismo. Cuando sus fragmentos son desplazados ya se trata de otro proceso: la erosión que realizan diversos agentes: hielo, agua superficial y subterránea, viento y oleaje. Finalmente, toda partícula transportada se deposita en algún lugar; es el tercero y último de los procesos exógenos principales: la acumulación.
En los últimos 25 años el hombre ha conocido un intemperismo químico en las rocas que constituyen los monumentos centenarios de varios países de Europa, de una intensidad muy superior a la del proceso normal. El agua de lluvia contiene elementos y compuestos químicos que aceleran las reacciones con los minerales de las rocas, con la consecuente destrucción de las obras de arte, palacios y catedrales expuestos a la intemperie. Quinientos, ochocientos años resistieron las construcciones medievales y bastaron los últimos 25 para que la industrialización pusiera en peligro su existencia.
Algunos organismos contribuyen a la destrucción de las rocas. Las raíces de las plantas, al igual que las bacterias que viven en la superficie de las rocas, toman de éstas las sustancias que requieren, provocando reacciones químicas.
Las masas de hielo cubren actualmente cerca de 16.2 millones de kilómetros cuadrados de la superficie terrestre, de los cuales 13.2 pertenecen a la Antártida y 2.1 al polo norte, donde el grosor llega a ser superior a los 2 km. El relieve original queda oculto, aunque en regiones, sobre todo de la Antártida, asoman montañas y sus glaciares se extienden al océano descansando sobre la plataforma continental. El peso de millones de toneladas de los hielos ha provocado el hundimiento de la superficie de tierra firme contigua al océano, de lo que resulta una plataforma continental considerablemente profunda, de incluso 400-500 m bajo el nivel del mar.
El resto de los glaciares, propios de las montañas, representan sólo menos del 3% de la superficie helada de la Tierra. El glaciar de montaña, a semejanza de un río, ocupa un cauce definido y se desplaza permanentemente laderas abajo.
La capacidad de destrucción de las montañas por los glaciares es enorme. El hielo arrastra en su contacto con la superficie rocosa fragmentos de diversos tamaños, mismos que se encuentran permanentemente en desgaste por el roce y el choque con el fondo. El hielo excava un valle ancho, de incluso cientos de metros y una longitud variable, de menos de un kilómetro a 145 km el mayor: Malaspina en Alaska.
La velocidad de destrucción del relieve por los glaciares se ha calculado en 5mm/l00 años en la Antártida, 5 a 20 mm/l00 años en la Tierra de Baffin, en Alaska es en promedio de 90 cm/l00 años.
Conforme descienden, los glaciares encuentran temperaturas más altas, hasta
una zona donde ya no pueden continuar su escurrimiento: la magnitud del deshielo
supera a la congelación. El glaciar marca en su frente un limite de desarrollo
al depositar rocas que transporta en el fondo, el interior y en la superficie
(Figura 28) formando una cresta transversal llamada morrena frontal.
Figura 28. Un valle glaciárico visto en perfil (a) y en plano (b). Tipos
de morrenas. L, lateral, C, central, I, interna, F, de fondo o basal; Fr, frontal.
Dibujo de Lorenzo Vázquez Selem
El movimiento de los glaciares se produce con velocidades diversas. En los Alpes son de 10 a 40 cm/día, en el Cáucaso de hasta 1 m/día; en el Himalaya hay glaciares que se desplazan 4 a 10 m/día y algunos, en la época del año que tienen una masa mayor; hasta 20 m/día.
El que los glaciares se muevan a semejanza de los ríos es algo que ya se suponía en 1820. Fue L. Agassiz quien en 1841hizo las primeras observaciones al respecto, colocando varias estacas en un glaciar, donde obtuvo velocidades de menos de 4 m a un poco más de 8 m en un año, variaciones que se deben a un movimiento más rápido en la porción central del río de hielo.
Un caso sorprendente sucedió en septiembre de 1991 cuando en un glaciar del Tirol austriaco fue encontrado el cuerpo de un hombre, sepultado en el hielo hace aproximadamente 5 200 años, hecho que ha sido bien aprovechado por científicos de muy diversas disciplinas para conocer más de la vida humana y su entorno en esa época.
Al retroceder el frente de un glaciar por cambios climáticos (aumento de la temperatura media anual), queda en el fondo un cúmulo de rocas dispuesto paralelamente a la dirección del hielo, es la morrena basal o de fondo.
Además del interés que presentan los glaciares como agentes modeladores de la superficie terrestre, sus depósitos —las morrenas— son indicios de antiguos avances del hielo, de la dirección que siguieron, del límite de su extensión, e incluso de la magnitud de la masa de hielo.
Desde principios del siglo XIX varios naturalistas observaban en la región alpina que los depósitos de los frentes son semejantes a otros que se observan en niveles más bajos, muy lejos de los hielos actuales.
Fue el suizo H. de Saussure, en 1870, quien estableció que los glaciares depositan un tipo determinado de sedimentos y buscó los mismos en las zonas que actualmente no son afectadas por los hielos permanentes. Su compatriota L. Agassiz encontró los depósitos en la planicie suiza y en Nueva York, de lo que concluyó en 1846 que, en el pasado, buena parte de Europa y Norteamérica estuvieron cubiertas por el hielo. Los alemanes A. Penck y E. Bruckner se dieron a la tarea de estudiar estas acumulaciones rocosas que generalmente se presentan en zonas pequeñas; también, mientras más antiguas son, están peor conservadas. Encontraron que aproximadamente a la misma altitud había un depósito semejante. Llegaron a establecer en 1909, cuatro niveles de antiguas acumulaciones por los glaciares. Esto llevó a la conclusión de que en el pasado los hielos habían tenido etapas de avance y retroceso, cuatro glaciaciones principales en un poco más de un millón de años. Así se definió el periodo Cuaternario.
Niveles semejantes de glaciación se reconocieron en Europa central y Norteamérica. Hace unos 100 000-70 000 años se inició un enfriamiento del clima; gradualmente, en pocos miles de años, los hielos cubrieron el Canadá, parte de Escocia e Inglaterra, la península escandinava, el norte de Europa y de Asia y las altas montañas del planeta. Aproximadamente, 18 000 años antes se inició un ascenso gradual de la temperatura, provocando el retroceso de los hielos. Este fenómeno no fue uniforme en toda la Tierra, en unas regiones la retirada de los hielos fue primero que en otras.
Un rasgo que llamó la atención de los estudiosos de la naturaleza fueron los bloques rocosos de incluso más de un metro que se presentaban aislados en las planicies europeas; curioso porque en la proximidad no había elevaciones de las cuales se pudieran haber desprendido. El escocés J. Playfair, en el siglo XVIII supuso que estos bloques habían sido transportados en otros tiempos por glaciares; se les conoce como bloques erráticos y "viajan" a manera de polizones en la superficie y en el interior del hielo, al que se agregan al desprenderse de una ladera montañosa, lo que demostraron los suizos I. Venetz y L. Agassiz en 1821. Este ejemplo nos muestra lo importante que es aplicar correctamente el análisis para la explicación de un fenómeno natural. De acuerdo con algunas tendencias modernas, más apegadas a la fantasía que a la ciencia, los bloques erráticos se deberían a la intervención de seres extraterrestres en épocas pasadas.
Nada es estable en la superficie de la Tierra, mucho menos los climas. Las
oscilaciones de temperaturas se producen en etapas que varían desde las 24 horas
a las estaciones anuales, décadas, siglos y milenios. Hoy día, uno de los principales
temas de actualidad científica es el posible cambio climático en el transcurso
del siglo XXI, debido fundamentalmente a las bruscas transformaciones que está
sufriendo la biosfera por la deforestación en gran escala y la contaminación
de la atmósfera
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Es posible que esto sea la
causa principal de que los glaciares montañosos hayan retrocedido en los últimos
40 años en muchas partes del mundo, aunque los ascensos y descensos del hielo
en lapsos breves es algo normal.
En los hielos de los polos, grupos de científicos de varios países realizan estudios consistentes en obtener muestras de hielo a profundidad, desde unos metros y hasta más de 2 500 m. Análisis complejos del hielo permiten establecer las condiciones climáticas de otras épocas, incluso corresponden a más de 300 000 años para las porciones más profundas; asimismo, se han interpretado fenómenos volcánicos poderosos del pasado.
Se considera como un valor convencional 10 000 años para la terminación de la última glaciación, a partir de la cual se inicia la etapa holocénica. Pero en este breve lapso, insignificante en el periodo Cuaternario, hubo etapas de enfriamiento y calentamiento, humedad y aridez en distintas regiones del planeta.
El agua de deshielo es una fuente de alimentación de los ríos y varios de los principales del planeta tienen su nacimiento en las altas montañas cubiertas de nieve, como el Yukon en Alaska, el Missouri en Norteamérica, el Amazonas en Sudamérica, el Rin y el Danubio en Europa; el Indo, Ganges, Bramaputra, Mecong, Yangtse y Huang en Asia.
Los ríos desempeñan un papel fundamental en la remoción de las rocas, las desprenden del lecho por el que escurren; en el transporte de los fragmentos rocosos, estos chocan, se entallan y gradualmente se van reduciendo; de formas irregulares y angulosas se transforman en redondeadas bien pulidas y los bloques de algunos metros de diámetro acaban convertidos en partículas de fracciones de milímetro. Al escurrir en las regiones montañosas predomina la socavación o erosión vertical. En las zonas planas el proceso se invierte, disminuye la disección vertical y aumenta la depositación de los sedimentos.
La actividad humana ha estado siempre relacionada con los ríos. Las grandes ciudades actuales y las culturas más antiguas surgieron en las márgenes de ríos importantes. No sólo proporcionan el líquido para las necesidades humanas, sino también generan energía eléctrica, los hay navegables, de muchos cauces fluviales se extrae material útil para la construcción y, de algunos, minerales útiles como oro, platino y diamantes. —placeres bien conocidos por los gambusinos. Con los ríos se relacionan problemas como las inundaciones de ciudades, durante las crecidas extraordinarias, y la construcción de presas, canales y puentes.
El proceso de escurrimiento en una dirección fija se observa lo mismo en un canal natural de algunos centímetros de profundidad que en un valle montañoso de algunos cientos de metros, como la Barranca del Cobre en Chihuahua o el Cañón del Sumidero en Chiapas. Distintos son los valles de la margen costera del Golfo de México: Bravo, Pánuco, Papaloapan, Usumacinta. Independientemente de la longitud y volumen de la corriente fluvial, todos pertenecen a la misma familia: el barranco pequeño en crecimiento con escurrimiento de temporada y el valle mayor, sea el Amazonas, el Nilo o el Congo.
Los valles mayores han tenido una evolución prolongada favorecida por diversos factores. Son esencialmente del periodo Cuaternario; algunos pueden haber existido antes, pero las condiciones fisiográficas eran muy distintas a las actuales.
Cualquier barranco, por pequeño que sea, es en potencia un futuro valle fluvial,
pero se transforma en tal sólo aquel que encuentra las condiciones favorables.
El río Balsas constituye una cuenca de grandes dimensiones; los límites se obtienen
trazando todos los afluentes del mismo (Figura 29), desde su desembocadura en
el Pacífico, entre los estados de Guerrero y Michoacán, hasta las regiones más
alejadas, en los estados de Oaxaca, Puebla y México.
Figura 29. El río Balsas con todos sus afluentes constituye una gran cuenca fluvial.
La superficie de la cuenca no es constante por el trabajo de erosión de sus afluentes. Precisamente, los más pequeños crecen con mayor velocidad laderas arriba. Las cabeceras evolucionan por derrumbes en las mismas.
La erosión se produce con mayor intensidad en las cuencas jóvenes pequeñas, donde se ha calculado una velocidad de rebajamiento del relieve, en 6.7 a 12.8 mm/año. En cambio, en las grandes cuencas es de 1.5 a 6 mm/año.
El ingeniero francés A. Surrel definió en 1841, por primera vez, las tres zonas
distintas por las que circulan las aguas torrenciales: cuenca de captación
o cabecera, canal de escurrimiento y cono de eyecciones (Figura 30). La
primera representa el nacimiento y alimentación de la corriente, la segunda,
la zona de excavación, y la tercera, la de acumulación de los sedimentos transportados.
Figura 30. a) Un barranco con cabecera, b)canal y c) cono de eyecciones. Dibujo de Lorenzo Vázquez Selem
En 1945 el ingeniero estadounidense R. Horton propuso una clasificación numérica de las corrientes fluviales de una cuenca. Años más tarde, un científico de la misma nacionalidad, L. Leopold en 1964 revoluciona los métodos de análisis de las cuencas hidrológicas con la aplicación de las matemáticas. Son muchos los autores modernos que han hecho aportaciones en este campo.
Un avance muy grande en el conocimiento de los procesos fluviales fue considerar
a las corrientes en conjunto en un sistema. Son cuestiones tan simples como
importantes. W. Davis y otros autores clasificaron las redes fluviales por el
dibujo general que muestran en un mapa: paralela, rectangular, dendrítica, etc.
(Figura 31).
Figura 31. Tipos de redes fluviales de acuerdo con su dibujo en plano: a,
dendrítica, b, rectangular; c y d, radial; e, anular; f, paralela.
La clasificación de R. Horton, posteriormente modificada por A. Strahler, de
los órdenes de corrientes es muy sencilla: de primer orden son las que carecen
de afluentes, de segundo, las que resultan de la unión de dos del primero, etcétera
(Figura 32), pero ha sido un valioso método para el estudio del relieve terrestre
en general.
Figura 32. Clasificación de corrientes fluviales en órdenes, de acuerdo con A. N. Strahler.
Además de estas clasificaciones básicas hay otras. Por sí mismas son intrascendentes, pero fundamentales por lo que se puede interpretar de cada una de ellas. La red fluvial es un elemento que reacciona ante movimientos de levantamiento, hundimiento y fallas geológicas. No solamente el dibujo en el plano y los órdenes de corrientes son elementos útiles, sino muchos otros que son considerados en muy diversos estudios aplicados: construcción de obras de ingeniería, placeres, riesgos por inundación, búsqueda de agua subterránea y otras.
En las montañas el agua escurre con fuerte velocidad y gradualmente aumenta su volumen por la alimentación que recibe de los afluentes. Predomina la erosión, la corriente permanente o temporal corta en sentido vertical las capas de roca, formando valles montañosos, conocidos con los nombres de: cañón, cañada, valle en "V", garganta y otros términos. En la Sierra Madre Occidental son notables los cañones profundos de 300 a 1 000 m y más. En una zona los ríos abandonan la Sierra en su camino hacia el mar; encuentran menos obstáculos para escurrir, los cauces se hacen más amplios, conforme disminuye la pendiente aumentan las acumulaciones de detritos; al Océano Pacífico llegan los sedimentos más finos.
La posición de las corrientes fluviales en la superficie no es casual. El agua
escurre buscando las porciones más débiles del terreno, que muchas veces corresponde
a contactos entre unidades rocosas distintas, grietas, fallas. Por esto, el
análisis de los valles en su longitud, profundidad, perfiles longitudinal y
transversales, son algunos de los elementos iniciales que permiten relacionar
el relieve con la estructura geológica. Así, por ejemplo, los valles fluviales
presentan una morfología en sección transversal de lo más diverso (Figura 33),
en la anchura del fondo (de metros a kilómetros) y del borde superior; de la
altura de sus laderas, de la pendiente de las mismas y otros parámetros. Los
valles son resultado de un proceso de disección, de corte de una superficie
elevada por encima del nivel del mar en el que influyen factores como el clima,
el tipo de rocas, la estructura geológica, los movimientos endógenos y otros.
Por esto, el análisis de los valles fluviales es el inicio de los estudios que
permiten reconstruir la historia de desarrollo de una región determinada.
Figura 33. Diversos perfiles de valles fluviales. 1 a 5 son característicos de montañas: 1 y 2, cañon; 3, valle en V; 4, valle en U; 6 a 8, valles de montañas menores y planicies: 6 valle de laderas escalonadas (terrazas); 7 valle en forma de caja; 8 valle somero con terrazas; 9 a 11, valles de planicie.
En las planicies de suave inclinación, las crecidas de los ríos durante las lluvias torrenciales pueden alcanzar cientos de metros a lo ancho, lo que no ocurre en las montañas. Al volver al curso normal, el río ha dejado una capa delgada de cieno. Los suelos se enriquecen en la zona de acumulación.
Sigamos el curso de la corriente. Llega al océano y deposita su carga. Si el
mar es somero y no hay corrientes que transporten los sedimentos a profundidad,
se produce un relleno, al grado que obstruye su cauce, el río busca la salida
al mar por otro lado. Surgen los brazos (Figura 34), uno, dos, o una gran cantidad;
en conjunto estos son losdeltas presentes en las costas mexicanas del Pacifico
(Río Colorado) y del Golfo de México (Bravo). Con los deltas la tierra firme
le gana terreno al mar.
Figura 34. Esquema de dos deltas: a, del Volga; b, un brazo del Misisipi (O. Leontiev y Richagov, 1979).
En algunas regiones se unen los deltas de dos o más ríos, como sucede con las desembocaduras de las corrientes asiáticas Huang y Yangtse, en el Mar de China. Forman una planicie deltaica de 100km en la dirección de la corriente por 300-400km a sus lados. También el Bramaputra, el Ganges y el Mahanadi constituyen una planicie de dimensiones semejantes. El delta del Misisipi tiene 320 km de longitud por 300 de anchura.
El crecimiento de los deltas hacia el océano es de una velocidad variable. En el Volga es de 170 m/año, pero por un brusco descenso de las aguas del Caspio, donde desemboca, en la década de los años setenta, el avance fue de hasta 500 m/año. En el Misisipi las velocidades son heterogéneas puesto que es un sistema complejo de varios subdeltas, uno de los cuales se desplaza hasta 75 m/año; el del Po avanza unos 12 m/año: no es mucho, pero la ciudad de Adria que hace 1 800 años era un puerto, ha quedado a 23 km de la costa.
Los deltas son grandes formas del relieve, de un ambiente transicional subaéreo-subacuático. Los depósitos en el fondo marino llegan a ser de un gran espesor: en el delta del Misisipi son cercanos a los mil metros. No quiere decir que se haya producido el relleno de una depresión de tal magnitud, sino que en la medida que se depositan los sedimentos se produce un hundimiento, o sea, que hay velocidades semejantes de acumulación y hundimiento.
Son muchas las formas del relieve relacionadas con la acción del escurrimiento
superficial. Unas de ellas, las terrazas, son escalones que se forman en las
márgenes del valle fluvial (Figura 35).
Figura 35. Terrazas fluviales. 1, agua; 2, aluvión; 3, lecho rocoso.
Las terrazas reflejan que la erosión no ha sido de la misma intensidad en un tiempo determinado. Durante las etapas de mayor erosión el valle profundiza, al pasar a una etapa en que la erosión es débil el valle se ensancha, surge la superficie plana o ligeramente inclinada del escalón; un incremento de la erosión y vuelve a profundizar.
El porqué de estos cambios se ha explicado por las oscilaciones climáticas y la actividad tectónica. La primera supone que los cambios del clima que provocan una mayor cantidad de agua en un río conducen a una erosión más rápida; la segunda, que el terreno se levanta por movimientos internos, lo que provoca un aumento de la fuerza de la erosión. Hay autores que consideran que ambas causas pueden formar las terrazas. Son elementos jóvenes del relieve, del Cuaternario.
Hay ríos que no alcanzan el océano. Las condiciones climáticas de las zonas áridas provocan en muchos casos una alta evaporación, lo que frena el escurrimiento. En estos ambientes se presentan arroyos que descienden de las montañas con una fuerza extraordinaria, aunque ocurre unos pocos días en todo un año, o una vez en el transcurso de 10 o 20 años. Las lluvias esporádicas son torrenciales, alimentan los cauces y forman corrientes poderosas que descienden con fuerza y depositan los materiales en acarreo en la base de las montañas. Surge un manto de acumulación paralelo a las cadenas montañosas, a veces de varios kilómetros de ancho.
Los arroyos montañosos, dispuestos en forma aproximadamente paralela, forman cada uno un cono de eyecciones y al crecer lateralmente se fusionan originando un manto, una variedad de lo que en geomorfología se conoce como piedemonte; en las zonas áridas del sur de los Estados Unidos se les llama bajada y tienen una amplia representación en el norte de México: en Coahuila, Durango, Chihuahua y otros estados.
Los bolsones son cuencas de las zonas áridas. Consisten en planicies rodeadas de montañas, donde se forman lagos temporales.
La acción de las corrientes superficiales es considerada el proceso exógeno mas enérgico que modifica la superficie de la Tierra. Como parte de todo un sistema complejo, depende de la actividad interna, de las condiciones fisiográficas y geológicas y de las oscilaciones climáticas.
Aristóteles, en el siglo IV a.C., suponía que la Tierra en su interior presenta canales u oquedades intercomunicadas, por los cuales debía circular el viento y vapor de agua, su movimiento provocaba los sismos. Grecia y sus países vecinos son una región de alta sismicidad, con volcanes, costas marinas, montañas y cavernas. Un relieve variado y procesos dinámicos que observaron los antiguos naturalistas para establecer las bases de la ciencia antigua.
Naturalmente, las cavernas no se extienden hacia el centro de la Tierra, ni tampoco tienen relación con los terremotos. Pasarían dos milenios para que los principios de la ciencia aristotélica, fundamental en Europa durante la Edad Media, empezaran a ser modificados o desechados.
El proceso de formación de cavernas es de especial interés en México, ya que en nuestro territorio se encuentran varios miles de éstas, en gran parte no exploradas. Se produce en las rocas compuestas de sal, yeso (sulfato de calcio hidratado) y carbonatos de calcio y de magnesio, principalmente; el agua reacciona con estos minerales y los transforma como a un terrón de azúcar en un vaso de agua, guardando las proporciones debidas a tiempo. En las rocas calizas donde predomina el carbonato de calcio (CaCO3), la disolución es mas lenta que en sales o yesos y se produce en las fisuras naturales de las rocas por infiltración del agua en presencia de bioxido de carbono (CO2):
La reacción entre el ácido carbónico y el carbonato de calcio provoca la disolución de este:
Las rocas calizas cubren grandes territorios de la superficie terrestre. México no es la excepción, constituyen en gran parte a la Sierra Madre Oriental, porciones de la Sierra Madre del Sur, muchas montañas del altiplano, algunas localidades de la península de Baja California, una gran parte de la Sierra de Chiapas, de la planicie costera del Golfo de México y la península de Yucatán.
La disolución que se produce en las fisuras de las rocas calizas da lugar a
numerosas formas en la superficie terrestre: colinas cónicas, rocas angulosas
a manera de bloques aislados de algunos 10-15 m de altura (Figura 36). Al infiltrarse
el agua al subsuelo por una grieta, ésta se va ampliando y en la superficie
se presenta un hoyo circular del tamaño de una moneda. De milímetros puede crecer
a centímetros, a unos metros y a cientos y algunos miles de metros de diámetro.
El pequeño pozo puede convertirse con el tiempo en una dolina (depresión
vertical de forma circular en la superficie). Pero lo normal es que las dolinas
se manifiestan en conjuntos y llegan a unirse formando una depresión amplia.
Figura 36. Lapiaz (rocas calizas modeladas por disolución)
Los paisajes resultantes de la disolución de rocas calizas poseen rasgos que no pueden confundirse con los originados por otros procesos. A pesar de que están dispuestos en todos los continentes, empezaron a estudiarse por el austriaco I. Cvijic y el francés E. Martel a partir de 1880 en la Mesa de Karst del noroccidente de Yugoslavia, cerca de la frontera con Italia y Austria.
El término karst —carso en italiano y también usado en lengua española— se hizo extenso para todos los paisajes semejantes de la Tierra y, los nombres originales de las formas particulares que constituyen la Mesa de Karst ,se convirtieron en universales; algo semejante a lo que ocurrió con los nombres de las regiones francesas de Cognac y Champagne, aunque con otro sentido.
Las formas kársticas o cársicas del subsuelo son espectaculares. Su
conocimiento está al alcance de cualquier persona en cavernas adaptadas para
el turismo, como las de Cacahuamilpa en Gro., las de García en Monterrey, N.L.
y otras más en la República Mexicana. En nuestro territorio hay miles de cavidades
subterráneas,
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la gran mayoría no son accesibles
para un paseo, sino que requiere del dominio de técnicas deportivas para su
exploración, uso de equipo complicado y costoso y, en ocasiones, del buceo.
En las regiones montañosas se desarrollan mejor las formas que crecen en sentido
vertical descendente. En las mesas de caliza de las porciones elevadas se inicia
la infiltración del agua a través de las grietas. El espesor de las capas de
roca caliza determina la profundidad de las cavernas de desarrollo vertical,
conocidas en México como sótanos, sumideros, simas (Figura 37). Las que
alcanzan unas decenas de metros ya son profundas, pero las hay de cientos de
metros y, hasta ahora, unas cuantas conocidas que rebasan los mil metros de
profundidad, una de ellas mexicana en el estado de Oaxaca, en Huautla.
Figura 37. Esquema de una caverna de desarrollo vertical (C. Lazcano, 1986), en la Sierra Gorda del estado de Querétaro.
Las cavernas horizontales, las más conocidas por su accesibilidad, representan el cauce de un río subterráneo, aunque en muchos casos el agua ha descendido a otro nivel y, en la temporada de lluvias, inunda el piso de la caverna que se encuentra por encima.
En México, el karst tiene expresión a través de numerosas formas del subsuelo que se manifiestan en la superficie como oquedades circulares, por lo menos en los estados siguientes: Jalisco, Colima, Michoacán, Guerrero, Oaxaca, Chiapas, Veracruz, Tamaulipas, San Luis Potosí, Querétaro e Hidalgo, además de la península de Yucatán, donde el karst es distinto por tratarse de una planicie de plataforma, a diferencia del resto que es de condiciones montañosas.
El karst de Yucatán consiste principalmente en dolinas, conocidas en la región como cenotes. Son cientos las que cortan la capa superior de roca caliza y terminan a unos metros de profundidad (llegan a ser de algunas decenas) donde se encuentra el nivel de las aguas subterráneas.
El conocimiento de estos fenómenos es importante, se trata de circulación del agua del subsuelo aprovechable, en muchas ocasiones, para satisfacer necesidades de poblaciones cercanas. Por otro lado, en zonas kársticas se empezaron a construir grandes presas en la segunda mitad de nuestro siglo, cuando se desarrollaron técnicas para sellar las fracturas principales por las que el agua se infiltra. Así se evita el escape del agua que se puede almacenar y se utiliza para generar energía eléctrica. Es el caso de las grandes construcciones en el estado de Chiapas a partir de los años sesenta.
Hay otros problemas derivados de las formas subterráneas con crecimiento lateral en su porción superior, lo que puede provocar hundimientos por asentamiento o derrumbe. Por ejemplo, la población de Zongolica, Ver., que se encuentra sobre una oquedad kárstica, con el consecuente peligro; en 1986 se produjeron avances de las cavidades que pusieron de manifiesto el problema.
El paisaje kárstico ha sido poco estudiado en México y requiere más atención por la utilización que se puede hacer del mismo para obtener agua, adecuar cavernas para el desarrollo turístico, etc. Al vecino país de Cuba, este tipo de estudios lo sitúa como el más avanzado de América Latina. Numerosos especialistas cubanos realizan investigaciones sobre el tema y han establecido una velocidad de erosión por disolución de la caliza de 139 mm/1 000 años. Como datos de comparación, en Francia, en otras condiciones climáticas, la erosión se produce con una velocidad de 120-170 mm/1 000 años; en el Cáucaso varía de 75 a 145 mm/1 000 años. Para los isleños es un tema de importancia primordial, ya que en Cuba el karst representa más de la mitad de su territorio y, al igual que en la península de Yucatán, el agua se obtiene del subsuelo.
La formación de una caverna se produce en decenas y cientos de miles de años. Las actuales son esencialmente del periodo Cuaternario. El relieve subterráneo empieza a ser conocido por el hombre. Constantemente se publican en revistas especializadas los planos de cavernas recién exploradas.
En junio de 1987 la relación de las cavernas más profundas y extensas la proporcionó
el espeleólogo francés Claude Chabert. Es la siguiente:
PRINCIPALES CAVERNAS DEL MUNDO.
LOS PROCESOS DE REMOCIÓN EN MASA
Las superficies de la Tierra que poseen una inclinación que favorece la remoción de partículas son las laderas. Algunos autores incluyen en esta definición hasta las de poca pendiente, de 2 a 5 grados. El 80% de la tierra firme consiste en laderas y sólo un 20% son planicies de menos de 2° de inclinación, según los geógrafos O. Leontiev y G. Richagov.
Las laderas han sido formadas esencialmente por procesos de origen interno: la creación de montañas (orogenia), los movimientos verticales de levantamiento y hundimiento, la actividad volcánica y otros. Las laderas se encuentran en una intensa dinámica, por lo que las originales, conservadas tal y como fueron creadas por la actividad interna, son escasas y se limitan a los relieves volcánicos muy jóvenes y algunas zonas en las que se están produciendo levantamientos. La acumulación tiene un papel secundario en su formación; la erosión se encarga de transformarlas y destruirlas. Éste es precisamente el punto a tratar, excluyendo aquellos procesos que ya han sido mencionados, como la acción de los ríos, los hielos y el agua subterránea.
Hay un grupo de "procesos característicos de las laderas", llevan este nombre y se les conoce también como gravitacionales o de remoción en masa. A diferencia de la acción que ejercen las corrientes fluviales y los hielos que siguen una dirección lineal con curso definido, son de movimientos longitudinales reducidos.
Son varios los factores que condicionan estos procesos: presencia de agua en la superficie y el subsuelo, pendiente del terreno, tipos de rocas, estructuras de las mismas (deformaciones y rupturas), permeabilidad y otros más. En función de los factores que se conjugan resultan movimientos de diversas velocidades, lo que ha permitido clasificarlos en rápidos y lentos.
Los derrumbes son desplomes violentos de masas rocosas de decenas a millones de toneladas que se producen en superficies de fuerte inclinación. Son más frecuentes en las montañas jóvenes, donde este proceso es una parte importante de la erosión. En su origen influye la estructura geológica, el agua y, en muchas ocasiones, los sismos. Una vez que se precipita la masa de tierra y rocas, puede convertirse en una corriente de lodo.
Los aludes son masas de nieve y material rocoso que se deslizan por una ladera empinada. Son comunes en las épocas de mayor acumulación de nieve.
La caída de rocas consiste en su desprendimiento de una ladera empinada y su precipitación por efecto de la gravedad. A diferencia del derrumbe, es de volumen menor pero más frecuente. Se la conoce también como deslaves y se puede observar como algo normal a lo largo de las carreteras que atraviesan montañas durante las lluvias intensas o prolongadas.
Las corrientes de lodo, a diferencia de las fluviales, presentan una alta saturación de material sólido, además, son esporádicas. Se producen por un exceso de agua debido a un derretimiento brusco de la nieve, o por lluvias de excepcional intensidad o duración.
Los deslizamientos pueden ser masas de suelo, o rocas que resbalan lentamente sobre un plano lubricado por las aguas del subsuelo. En algunos casos son movimientos de un solo bloque que resbala sobre otro; también los hay complejos, donde la masa en movimiento se desmembra en dos o más bloques (Figura 38). Si éstos llegan al borde de una pared, pueden transformarse en derrumbe y continuar como corriente de lodo.
La solifluxión consiste en una capa de suelo de menos de 1 m de grosor,
de material fino, sobresaturada de agua: se desplaza con velocidades promedio
de 3 a 10 m por año. Se presenta incluso en pendientes débiles, de 3 a 4 grados.
Figura 38. Tipos de procesos de remoción en masa (O. Leontiev y G. Richagov,
1979, y otros autores). a) reptación; la capa superior —en negro—
es la porción superior del suelo, misma que se apoya en los sedimentos en remoción,
b) terrazas de solifluxión; c) deslave (caída de rocas); d) deslizamiento simple:
1, perfil anterior de la ladera; 2, bloque fijo; 3,
Bloque en movimiento; 4, plano de fricción; 5, terraza
de deslizamiento; 6, escarpe; 7, base del bloque en
movimiento; 8, manantial. e) deslizamiento rotacional de bloques;
f) derrumbe.
La reptación es el movimiento más lento de partículas en una ladera, en el subsuelo, a poca profundidad, menor de un metro. La contracción y dilatación de los minerales por cambios de temperatura, así como la alternancia de estados húmedos y seco, favorecen un desplazamiento de los fragmentos más pequeños, laderas abajo, con velocidad de 2 a 10 mm/año.
Estos son los procesos de laderas más importantes, sobre todo por la relación que tienen con la actividad del hombre. Frecuentemente afectan vías de comunicación, sobre todo carreteras en zonas montañosas; poblaciones y, presas que han sido de graves consecuencias, pues al ocuparse violentamente por una masa de rocas, se provoca la ruptura de la misma.
En una margen de la población de Metztitlán, Hgo., se inició, a fines de 1991,
un deslizamiento de tierras de tipo complejo que dio lugar a varios bloques
escalonados (Figura 39). En el transcurso de 1992 surgieron grietas y escarpes
que crecieron con mayor velocidad durante las lluvias; las primeras ensancharon
hasta 6 mm /día, mientras que los segundos crecieron en sentido vertical en
las etapas más activas, 6 cm/día.
Figura 39. Casa afectada por el deslizamiento de tierras en Metztitlán, Hgo. La fotografía de abajo se tomó nueve meses después de la primera.
Los daños mayores que causan los procesos gravitacionales ocurren cuando se combinan dos o más tipos de los antes mencionados, o lo hacen con otros como erupciones volcánicas, sismos, corrientes fluviales y glaciares, principalmente. Veamos algunos casos.
En noviembre de 1962 en la montaña Huascarán (6 700 m) del Perú se desprendió
de la porción superior un gran bloque de nieve y hielo de algunos millones de
metros cúbicos. Cayó verticalmente unos 1 000 m y del impacto se formó una nube
densa que inició un movimiento laderas abajo arrastrando fragmentos de roca
de diversos tamaños. Se convirtió en poderosa corriente de lodo que avanzó hacia
la población de Ranrahirca, a una distancia vertical de la cima del Huascarán
de 4 000 m y longitudinal de 20 km. Antes de alcanzar la población, el flujo
de lodo y rocas se detuvo, formó brevemente un lago en crecimiento que finalmente
reventó y avanzó sobre la población con una velocidad de 170 km/h. Se calculó
su masa en 13 millones de metros cúbicos, que cubrió Ranrahirca y causó la muerte
a unas 4 000 personas. Esta tragedia, en mayores dimensiones, se repetiría en
1970, provocada por un terremoto (Figura 40).
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Figura 40. Fotografías aéreas de Ranrahirca y Yungay, Perú, antes y después
del terremoto de 1970. Cortesía de J. Tricart y A. Gobert.
En el valle Vaiont del norte de Italia en 1963 se produjo un deslizamiento lento de rocas que ocupaban una superficie de 2 000 por 1 600 m, con un espesor de más de 150 m. Seis meses antes de que culminara en un derrumbe, se habían registrado velocidades de deslizamiento de unos 4 cm/mes; debe haber sido menor al inicio y fue aumentando gradualmente. Tres semanas antes alcanzó 1 cm/día y la última semana, 20-40 cm/día.
Rocas arcillosas se deslizaban sobre calizas. La inclinación de las capas era la misma que la de la pendiente del terreno. Además, en la caliza había desarrollo de formas kársticas, lo que significaba buena circulación del agua subterránea. Lluvias prolongadas favorecieron el movimiento de la masa de roca y de un deslizamiento pasó a un derrumbe que rellenó un presa de 266 m de profundidad. En un minuto, el agua contenida retrocedió cauce arriba 2 km, y a 2.5 km abajo de la presa murieron más de 2500 personas al precipitarse una corriente de lodo sobre la ciudad de Lagarone.
En México se vio algo semejante en 1976 cuando lluvias extraordinarias provocaron el lleno y ruptura de una presa en una ladera, kilómetros arriba de la ciudad de La Paz, B.C.S. Ésta se encuentra en la base de un gigantesco cono de eyecciones. La ruptura formó una corriente de lodo que se precipitó sobre la ciudad. Los depósitos mayores se produjeron en las partes más altas y fueron menores cerca del mar. Murieron más de 200 personas.
Se puede apreciar que este tipo de fenómenos son peligrosos y aparentemente se encuentran en aumento. Sucede que los asentamientos humanos crecen frecuentemente hacia zonas desfavorables, lo que aumenta la posibilidad de daños y, además, la actividad humana también induce estos fenómenos. Los accidentes de graves consecuencias han sido casos aislados.
Otra cuestión es la conciencia que tiene el hombre sobre los riesgos naturales por sismos, volcanes, aludes, tsunamis, etc. y es que las comunicaciones ya no son las mismas de hace 30 años. Cuando escurre lava de los volcanes Kilauea de Hawai o del Pacaya de Guatemala, o cuando se produce una tragedia como la de Armero en Colombia, las escenas son vistas en todo el mundo a través de la televisión, mostradas por lo general con un carácter sensacionalista.
Las zonas de unión entre la tierra firme y el mar son de una gran actividad y el límite entre ambas es la línea de costa que en realidad es una franja de decenas de metros a algunos kilómetros de anchura, definida por la posición que tiene el mar en el litoral en el transcurso de 24 horas.
En lapsos más prolongados, años, decenas de años, siglos y milenios, se aprecian cambios en la posición de la línea de costa. Son varios los factores que influyen sobre esta dinámica: 1) La acción del oleaje, las mareas y corrientes litorales que contribuyen a la destrucción de las rocas de la costa o a la depositación de los sedimentos que transportan; 2) Descensos o ascensos del nivel del mar por un mayor o menor aporte de agua por los ríos de la tierra firme; 3) Ascensos o descensos del terreno, de origen interno. Estos fenómenos pueden presentarse aislados o en combinación.
Prácticamente, todas las costas del planeta se están desplazando hacia el mar o la tierra firme. También hay costas neutrales en aparente estabilidad.
El agente principal encargado de erosionar las riberas de la tierra firme es
el oleaje que por una acción mecánica y química destruye gradualmente las paredes
rocosas al socavar las bases formando nichos y cuevas. Posteriormente se producen
deslaves y derrumbes al perder apoyo las laderas empinadas. Este fenómeno puede
ser observado en el sur de México (Figura 41), desde Bahía de Banderas hasta
el Golfo de Tehuantepec, donde predominan las costas llamadas abrasivas (o de
erosión marina). Es el mecanismo de formación de playas, mismas que son escasas
en esta franja de cientos de kilómetros, lo que puede tener explicación en la
actividad tectónica que se manifiesta en una alta sismicidad que puede estar
dando lugar a un ascenso de la tierra firme de mayor intensidad que la erosión
marina.
Figura 41. Costa abrasiva en Jalisco.
El caso contrario es el de las costas acumulativas, cuyo relieve se constituye por los depósitos de material acarreado del mar a la tierra firme, comunes en la margen del Golfo de México.
Algunas velocidades promedio que se han establecido para el retroceso de cantiles costeros por erosión marina son de 4 a 6 mm/año entre los valores mas bajos; 6-7 a 20 cm/año como valores intermedios y hasta 30 cm/año entre los más elevados. Varían según las regiones en que se producen, debido a varios factores: tipo de rocas que constituyen el cantil, la resistencia que presentan al intemperismo y a la erosión, el grado de alteración de la roca y la fractura de la misma.
La geomorfología de costas es la disciplina que se encarga del estudio de la zona de contacto del océano con la tierra firme. Uno de sus principales objetivos consiste en establecer el tipo de procesos que dominan. No es difícil si hablamos de erosión y acumulación, es algo que se aprecia a simple vista, aunque se deben evaluar sus velocidades. Es necesario, además, realizar estudios para determinar si hay o no una tendencia al cambio del nivel del mar en la región dada.
El estudio de la dinámica del mar en las costas es mucho más complejo que el
de los ríos o de los glaciares. En los litorales la remoción no es en un solo
sentido. Los granos de roca son transportados hacia la playa y devueltos otra
vez. La dinámica del agua es de dirección, extensión y velocidad diversas. Las
olas después de romper forman corrientes, en unos casos en el fondo, en dirección
opuesta a la línea de costa; en otros, paralelas a la misma y en terceros, con
movimientos complejos (Figura 42).
Figura 42. Tipos de corrientes litorales. Las flechas gruesas señalan la dirección de las olas, las finas, las corrientes litorales (O.Leontiev y G. Richagov, 1979)
Los procesos de acumulación originan grandes formas del relieve de las costas. Las barras constituidas de arena son paralelas a la costa y sobresalen por encima del nivel del mar. En el Golfo de México se disponen a lo largo de algunos miles de kilómetros, aunque no en forma continua. Separan parcial o totalmente cuerpos de mar, como las lagunas Madre, Tamiahua, Del Carmen y de Términos, dispuestas desde las costas de Tamaulipas hasta las de Campeche.
Formas semejantes a las barras, pero con otra posición con respecto a la costa, son las flechas, mismas que crecen de la costa hacia el océano, y los tómbolos, que unen la costa con una isla.
Existen numerosas clasificaciones de las costas, realizadas en función de forma, origen y dinámica actual. Los tipos de costas más comunes, de aceptación universal, se mencionan en seguida.
Los fiordos son desembocaduras de glaciares montañosos en el océano, característicos de algunas costas de Noruega y Canadá.
El término sueco skär se refiere a una planicie costera con glaciares y formas afines. Se reconocen en Escandinavia y otras regiones.
La ría es la desembocadura de un río de valle montañoso en el océano.
Las costas de planicie fluvial son bahías de desembocaduras de ríos al mar en terrenos nivelados.
La costa tipo dálmata es aquella en la que paralelamente a la misma se disponen islas y penínsulas alargadas. Son conjuntos de montañas menores alineadas en una dirección determinada en la que actúa la erosión. El caso representativo es Dalmacia en el mar Adriático.
Las costas tectónicas pueden seguir una dirección paralela a una falla. Por ejemplo, la costa entre Jalisco y Oaxaca es paralela a la trinchera Mesoamericana, la que define su alineación. Otro caso es el de la costa cortada por fallas transversales que provocan hundimientos con formación de bahías.
Existen también las costas tipo Aral en las que la planicie costera es un desierto; las costas volcánicas, donde el relieve —cabos, bahías, etc— es determinado por erupciones jóvenes: hay un ejemplo muy bueno en México, en San Blas, Nayarit.
Las oscilaciones del nivel del mar en el Cuaternario se reconocen por antiguas líneas de costas en tierra firme y por formas de origen subaéreo, actualmente cubiertas por el mar.
Las terrazas marinas, semejantes a las fluviales, son escalones: una superficie plana ligeramente inclinada hacia el mar, limitada por un escarpe que expresa un descenso brusco del nivel del mar o un ascenso de la tierra firme en una época determinada. El cuadro puede complicarse por la presencia de terrazas en condiciones submarinas y subaéreas.
En México son notables las terrazas marinas en la península de Baja California, región que en el Cuaternario ha sido sensible a los cambios climáticos y a la actividad tectónica. Se han reconocido series de 4 a 6 terrazas, con diferencias verticales máximas respecto a la costa de más de 350 m.
Las costas marinas constituyen un gran sistema global, de ahí la importancia que tiene su conocimiento no sólo en un país, sino en el mundo. Esto incluye las terrazas marinas, testigos de las oscilaciones del nivel del mar en el Cuaternario.
Los estudios de las costas son útiles
Nuestro país requiere de estudios a lo largo de sus 10 000 km de litorales porque sólo a partir de su conocimiento se puede recomendar su aprovechamiento: puertos, turismo, pesca, industria, etc. En los países avanzados se invierten muchos recursos para este tipo de investigaciones y los resultados han sido muy positivos.
Con los procesos costeros se cierra un ciclo de evolución del relieve terrestre por la actividad externa. Se inicia en las altas montañas cubiertas de nieve y con ríos de hielo —los glaciares—. Continúa con las corrientes fluviales que llegan al mar, a veces atravesando desiertos, como el Nilo, o regiones kársticas en las que el flujo es esencialmente subterráneo. Termina el ciclo en los litorales y en el fondo oceánico.
Cada proceso es individual, pero inseparable del sistema que forma parte. No sólo existe la relación glaciar-río-oleaje, sino también los procesos creadores del relieve: la actividad tectónica y volcánica que controlan en su intensidad a los exógenos.
El paisaje desértico se encuentra ampliamente dispuesto en los continentes, en especial en las latitudes de 10 a 35 grados, ocupando un tercio de los mismos, aunque sólo el 4% corresponde a los verdaderos desiertos y el resto a zonas áridas y semiáridas. Son características de los desiertos las precipitaciones escasas de lluvia, menores de 100 mm anuales y una evaporación que supera a la infiltración. Como consecuencia de lo anterior, la vegetación es escasa o está totalmente ausente. La roca desnuda es alterada por el intemperismo.
Los desiertos se encuentran en los cratones antiguos de Africa y Australia y en las regiones tectónicas activas de unión de placas litosféricas, en California, Chile y el Asia central. Todos los desiertos son jóvenes. En el último millón de años ha habido cambios dimáticos sustanciales, algunos fueron paisajes tropicales, en otros se han alternado las condiciones áridas con las húmedas.
Las lluvias, aunque escasas, son normalmente torrenciales y encuentran una gran cantidad de material suelto que arrastran hacia la base de las montañas.
El relieve de los desiertos es normalmente de planicie y montañas angostas
y alargadas. La erosión es más intensa en las laderas, mismas que retroceden
y se forma, simultáneamente, un manto de acumulación, el piedemonte o bajada
(Fig. 43).
Figura 43. Perfil del relieve en una región árida del norte de México: 1)
planicie de origen lacustre; 2) piedemonte (formado por acumulaciones en las
desembocaduras de los arroyos); 3) zona de depósitos por derrumbes y caída de
rocas; 4) escarpe ( se desplaza reduciendo el volumen de las montañas); 5) laderas;
6) zona divisoria de aguas.
Las montañas pueden ser erosionadas hasta convertirse en residuos, a manera de columnas, rocas encimadas, hongos, puentes naturales colinas, etc. Paisajes que llenan con fotografías de colores las páginas de libros relacionados con la Tierra.
El origen de estas formas caprichosas se debe principalmente a un intemperismo diferencial. Esto quiere decir que actúa con mayor intensidad en determinadas porciones: en las grietas y en las rocas menos resistentes, de lo que resultan perfiles irregulares en una pared vertical o inclinada, con salientes y oquedades.
Así como en los desiertos hay un conjunto de formas del relieve debidas al intemperismo y a la erosión, también se presenta, aunque no siempre, la zona de acumulación. El viento es el agente principal que remueve las partículas finas, las transporta y las deposita. Se originan barjanes (para algunos autores es sinónimo de duna): montículos asimétricos de alturas de algunos centímetros y hasta 40 m en casos extraordinarios. Por la superficie de suave inclinación el viento remueve la arena, al llegar a la porción superior se precipita por gravedad, constituyendo una ladera empinada.
Los barjanes se disponen en conjuntos alineados (Figura 44), a veces en filas
paralelas de hasta 10-20 km de largo y poseen velocidades de movimiento variables
en el curso del año, normalmente son de 10 a 32 metros por año.
Figura 44. Vista de un desierto de arena (Samalayuca, Chih.)
Semejantes a los barjanes son las dunas de las costas, formadas por la presencia de arena en la playa y fuertes vientos que soplan del mar al continente. Representan riesgos porque invaden cultivos, carreteras e incluso casas habitación. Cuando se contiene el avance de las dunas, surge la vegetación que las fija y frena su desarrollo. Son comunes en las costas del Golfo de México, en el norte de nuestro país; también en la península de Baja California y el Istmo de Tehuantepec. El puerto de Tampico esta construido en parte sobre dunas.
Las planicies de los desiertos no son solamente arenosas, las hay de fragmentos rocosos gruesos, de suelo arcilloso duro y con lagos salinos.
Los desiertos de condiciones más áridas (Fig. 45) se disponen en el norte de
Africa, la península arábiga, Sudáfrica, el Asia central (Takla-Makán), Norteamérica
(Altar en Sonora) y Sudamérica (Atacama). El resto son considerados por diversos
autores como zonas áridas, porque, aunque escasa, el agua de lluvia se presenta
en mayor cantidad y, consecuentemente, también la vida vegetal y animal.
Con los desiertos se relaciona el aprovechamiento de la energía solar y eólica. Un problema es que se trata de regiones en crecimiento. Muchos especialistas consideran que esto se debe no tanto a un régimen natural, sino a la influencia del hombre que al alterar el equilibrio por el uso indebido del suelo, provoca su erosión.
Las modificaciones a la superficie de la Tierra por influencia del hombre se inician desde que éste existe. Primero utilizó los elementos naturales: las cuevas como morada, el agua de los ríos, lagos y manantiales para satisfacer sus necesidades. Con el tiempo transformaría la naturaleza en su beneficio y, en la época moderna, con la ayuda de una tecnología complicada.
Las ciudades son modificaciones al relieve original y en los últimos años esto adquiere importancia porque crecen en todo el mundo. Surgieron donde había condiciones favorables, el agua en primer lugar. Pero, con su desarrollo, muchas veces el líquido llegó a ser insuficiente y fue necesario llevarlo de otro lugar a través de canales y acueductos, o construir presas para almacenarlo. Con estas obras se realiza una alteración del ambiente, se rompe un equilibrio y se modifican los procesos de la erosión y de la acumulación.
Un ejemplo notable en el mundo es la ciudad de México. Los aztecas, rechazados por las tribus asentadas en las riberas del lago, se establecieron en los islotes del interior e iniciaron la transformación del relieve con el relleno artificial para la construcción de calzadas y avance sobre el lago, proceso en que supieron convivir con la naturaleza y resistir a las inundaciones que provocaban las crecidas.
A la destrucción de Tenochtitlán por los conquistadores españoles siguió la fundación de la nueva capital. Las condiciones eran desfavorables para construir la ciudad en superficies sujetas a inundación. La decisión fue política, era una forma de demostrar el triunfo de una cultura sobre otra.
Desde entonces se inició una rápida transformación del relieve. La ciudad avanzó sobre los lagos, se construyeron obras para expulsar las aguas de éstos hacia los ríos de la vertiente del Golfo de México. Primero fue el túnel y tajo de Nochistongo (1608 y 1789), a los que siguieron los túneles de Tequixquiac (1900 y 1954). La última gran obra es el drenaje profundo. La ciudad rebasó la superficie lacustre, creció hacia las laderas inferiores del piedemonte y posteriormente a las superiores, invadió los terrenos de lavas recientes, cerros enteros y barrancos.
A principios de siglo empezaron a hacerse notables los hundimientos de la ciudad de México que llegaron a alcanzar velocidades de 30 cm/año. Nabor Carrillo reconoció en 1948 que el hundimiento se debe a la extracción de agua del subsuelo, lo que provoca disminución del volumen de las rocas arcillosas por compactación.
Actualmente, los procesos naturales que encontraron los conquistadores españoles en Tenochtitlán fueron ya transformados totalmente. De los grandes lagos sólo quedan residuos, los arroyos montañosos fueron canalizados al drenaje profundo, las riberas fértiles están ocupadas por la gran ciudad.
Modificaciones al relieve se producen por la construcción de minas a cielo abierto, canteras y construcciones diversas. Las presas alteran el régimen natural de los rios, la erosión se transforma en acumulación. Hay también datos suficientes para sostener que las grandes presas han incrementado la sismicidad en la zona donde se construyeron; en la mayoría los casos han sido sismos de foco poco profundo y epicentro a unos kilómetros de distancia de la presa.
Actualmente, el hombre es el agente más importante que influye en la transformación del relieve. Ni el nacimiento del Xictli hace unos 2 000 años alteró el sistema hidrológico en la medida que lo ha hecho la actividad humana en los últimos años.