V. LOS CONTINENTES
LOS CRATONES, NÚCLEOS DE PANGEA
EN LOS CONTINENTES, en especial en Eurasia y América, destacan los cinturones montañosos de miles de kilómetros de longitud, con decenas y cientos de kilómetros a lo ancho. Son notables por las grandes alturas que alcanzan, más de 7 km en el Asia Central y más de 5 km en una gran extensión de los Andes. Como regla, son estructuras alineadas. Delimitan con amplias superficies de un relieve muy distinto: planicies costeras, superficies de lomeríos, altiplanos: son los territorios que constituyen la mayor parte de los continentes, las regiones cratónicas, donde se presentan incluso montañas pero de altitudes que no superan los 3 000 m de altura sobre el nivel del mar (msnm) y con longitudes de incluso 1 000 km.
Varios científicos, entre ellos J. B. Murphy y R. D. Nance han concluido recientemente que cada pocos cientos de millones de años, los continentes se han unido en una gran masa de tierra que llaman supercontinente. Este ciclo habría empezado hace unos 1 000 m.a. cuando los continentes se separaban; la desmembración total se produjo tal vez hace 820 m.a.; 650 m.a. antes, los océanos interiores se cerraron y los continentes se unieron en uno. El supercontinente se crea a lo largo de unos 500 m.a. De acuerdo con los autores mencionados este fenómeno global se produce en la secuencia siguiente:
1. Fractura del supercontinente durante 40 m.a.
2. Separación y dispersión máxima de bloques continentales en 160 m.a.
3. La reunificación tiene lugar después de otros 160 m.a.
4. El supercontinente perdura 80 m.a.
5. Vuelve el proceso de fractura durante otros 40 m.a.
La ruptura del último supercontinente se produjo entre 575 y 550 m.a. atrás. En apariencia, los ciclos del pasado ocurrieron hace aproximadamente 2 600 a 2 100, 1 600 y 1 000 m.a.
John Brimhall considera cinco eras tectónicas o de evolución de la Tierra: Arcaico temprano (3 800-3 000 m.a.), Arcaico tardío (3 000-2 500 ma.), Proterozoico temprano (2 500-1 700 ma.), Proterozoico medio y tardío (1 700-200 m.a.) y Fanerozoico (los últimos 700 m.a.).
Desde hace 1 700 m.a. los continentes deben haber estado unidos. La tierra firme se disponía esencialmente en el hemisferio norte, de lo que resultaba una gran superficie ocupada por el Océano Pacífico. Los continentes no permanecieron estáticos.
Los cratones son las porciones más antiguas de los continentes, fragmentos de Pangea. Los constituyen rocas de edades de más de 1 400 m.a. Sin embargo, en un periodo tan prolongado, el relieve ha sufrido transformaciones sustanciales y las rocas antiguas han sido cubiertas en gran parte por otras más jóvenes.
El relieve original ha sido afectado por invasiones marinas (transgresiones) lentas, de millones de años, durante las cuales se depositan sedimentos que dan origen a capas de roca de incluso 4-6 km de espesor. Asimismo, se han producido retrocesos del océano (regresiones) respecto a la tierra firme, también de duración prolongada.
En los continentes reconocemos, además de los sistemas montañosos y los
rift las regiones de rocas antiguas (>1 400 m.a.) cerca de la
superficie; aflorando en ésta —son los escudos— y cubiertas
a profundidad de kilómetros por rocas más jóvenes que se denominan plataformas.
En conjunto constituyen un cratón (Figura 14). En sí, todos los continentes,
con excepción de sus regiones montañosas son grandes cratones: Norteamérica,
Sudamérica, Europa central y norte de Asia, sudeste de Asia, Africa, Australia
y la Antártida.
Figura 14. Estructura de un cratón
Los escudos son de dimensiones menores, con excepción del canadiense que ocupa
un vasto territorio de Norteamérica e incluso Groenlandia de acuerdo con varios
autores. El resto de los escudos aparecen en un mapamundi a manera de manchones,
con superficies de decenas y centenas de miles de kilómetros cuadrados: uno
en Norteamérica, tres en Sudamérica, dos en Europa, uno en Siberia, cinco principales
en Africa, tres en Australia (Figura 15).
Figura 15. Estructuras principales del relieve terrestre: 1) sistemas montañosos jóvenes; 2) sistemas montañosos antiguos. Cratones: 3) plataformas, 4) escudos; 5) margen continental submarina; 6) sistemas montañosos submarinos; 7) dorsales; 8) planicies abisales; 9) rift en los continentes; 10) trincheras. Los números en el mapa se refieren a las trincheras de la Lista No. 1 del siguiente capitulo VI: El piso océanico.
La mayor parte de los continentes son plataformas y a éstas corresponden en general las tierras más bajas, sobre todo cuando los estratos sedimentarios descansan sobre rocas más jóvenes que las de los escudos; de edades dominantes de 200-600 m.a. Forman una extensa planicie a menos de 200 msnm, como en la península de Yucatán y en la plataforma occidental de Siberia.
Es común que los escudos correspondan a porciones elevadas de los continentes. Dos ejemplos son el macizo (así se denomina a los escudos de pequeñas dimensiones) de Ahaggar en la porción central-septentrional de Africa y el de Guyana en Sudamérica. Ambos alcanzan una altitud aproximada de 3 000 msnm.
Los cratones se extienden incluso al territorio oceánico; precisamente, la plataforma continental es la porción submarina de aquéllos, excepto en algunas márgenes continentales de fuerte actividad tectónica.
La superficie de los cratones se transforma, de las tierras llanas de las costas a lomeríos, planicies elevadas a 1 000, 2 000 y más metros. Cuando el agua de escurrimiento corta los altiplanos, formando cañones profundos de cientos de metros, surgen montañas de laderas empinadas, bordeadas por los ríos.
El clima influye también en el paisaje de las regiones cratónicas. Casquetes de hielo cubren en forma permanente a Groenlandia y la Antártida. Temporalmente se extiende un manto de nieve en la mayor parte de Eurasia y Norteamérica. Grandes desiertos se presentan en Asia, Norteamérica, Africa y Australia y contrastan con los trópicos húmedos de los países cercanos al ecuador.
La estabilidad de las regiones cratónicas, por su sismicidad y volcanismo débiles, en comparación con los sistemas montañosos, ha sido cuestionada por el geógrafo francés J. Tricart quien considera la posibilidad de actividad en el cratón sudamericano por movimientos verticales. En Siberia se han determinado velocidades de hasta 10-15 mm/año para levantamientos y hundimientos. Ejemplos como estos hay muchos más.
El estudio de los cratones incluye las rocas que los constituyen (tipo, edad, disposición en sentido vertical, etc.), su relieve y otros factores. Esto tiene algo más que un puro interés científico, ya que se presentan ricos yacimientos minerales, como el petróleo en las plataformas y los diamantes en los cratones antiguos.
Todavía hasta mediados del siglo XVIII las altas montañas de los Alpes eran motivo de misterio. Era la morada de los dioses que no debía ser profanada por los humanos. Este es uno de los mitos universales que encontramos en diversas épocas en todas las regiones montañosas de la Tierra; lo mismo en el Nepal que en Hawai o en Sudamérica. El temor y la incomprensión de los fenómenos naturales como el fuego de los volcanes, los rayos y las tormentas fue atribuido a las divinidades. La soledad y el obvio peligro que representaba adentrarse en las montañas alejó al hombre de ellas por siglos.
Los conquistadores españoles profanaron la montaña sagrada, el Popocatépetl (5 452 m), cuando ascendieron al cráter en busca de azufre, aparentemente en la segunda década del siglo XVI. En Europa, en cambio, la historia registra que el primer ascenso al punto más alto, la cima del Monte Blanco (4 808 m) se realizó solamente en 1786 por J. Balmat y M.G. Paccard.
El gran interés que nace en Europa en la segunda mitad del siglo XVIII por conocer las altas montañas tuvo dos fines principales: primero, observar algo nuevo a través de la aventura y satisfacer un deseo de dominio; segundo, la inquietud científica en una época en que avanzaban las ciencias naturales a partir de las observaciones directas. Seguramente en los exploradores de entonces se combinaban ambas motivaciones.
Las montañas presentaban al estudioso de la época una extraordinaria información, misma que contribuyó al desarrollo incipiente de la geología. Podían observarse mejor las capas de las rocas, se medían sus espesores mayores y se reconocían los cambios en la constitución de una a otra capa. Los fósiles marinos, antiguos organismos que contienen las rocas, atestiguan que éstas se formaron en el fondo oceánico y posteriormente fueron levantadas y deformadas.
El naturalista trataba de explicarse cómo se forman las montañas. Ya no se conformaba con la explicación mítica de la presencia eterna e inmutable de los accidentes del relieve terrestre.
En la primera mitad del siglo pasado fue popular la explicación de la formación de las montañas por el fuego interno de la Tierra, que provocaba el ascenso de masas continentales dando origen a los sistemas montañosos. L. Buch, E. de Beaumont y A. Humboldt fueron los principales defensores de esta teoría.
Mayor éxito tuvo en la segunda mitad del siglo XIX la teoría de la contracción. Con base en las determinaciones de la física de la época, la Tierra perdía gradualmente su calor interno, se enfriaba y, como resultado, se contraía. Así se formaban las arrugas de la Tierra: los grandes sistemas montañosos.
A fines del siglo pasado surgió la teoría de la isostasia, propuesta por el geólogo estadounidense K E. Datt. Supone que el relieve terrestre consiste en zonas de hundimiento y levantamiento, movimientos que tienden a un equilibrio.
La teoría del origen de las montañas a partir de fosas oceánicas estrechas y profundas donde se depositan sedimentos de fuerte espesor que posteriormente son levantados y deformados hasta convertirse en un sistema montañoso, fue formulada por el estadounidense J. Hall en 1859, y complementada por su compatriota J. D. Dana en 1873. Es la teoría del geosinclinal que habría de evolucionar hasta principios de los años sesenta de nuestro siglo XX.
Por otro lado, a fines del siglo pasado se descubrió la radiactividad, con lo que terminó la contracción de la Tierra: no pierde calor, sino que lo genera por la presencia de elementos radiactivos.
En 1912, A. Wegener expuso la teoría de la deriva de los continentes: los actuales provienen de la desmembración de Pangea. A semejanza de los icebergs, los continentes debían flotar en una masa de mayor densidad, desplazándose. Wegener no pudo explicar por qué se mueven, sus ideas tuvieron poca aceptación y pasaron a ser solamente un párrafo de la historia de la geología. El geosinclinal y los movimientos verticales fueron hasta 1968 los conceptos más aceptados para explicar la formación de las montañas.
La última teoría y actualmente de aceptación universal es la de la tectónica de placas. Surgió de la acumulación de datos sobre el relieve, en geología y geofísica del fondo oceánico después de la segunda Guerra Mundial. Entre 1961 y 1969 aparecen publicados una serie de artículos científicos de distintos especialistas y temas diversos, pero con un denominador común: aportan muchos argumentos en favor del movimiento de los continentes, con ideas revolucionarias sobre el mecanismo de separación o acercamiento de los mismos.
El choque de las placas provoca la formación de montañas, como el Himalaya o los Andes. La separación origina las dorsales oceánicas: montañas en formación por el ascenso de magma a través de la depresión axial (el valle rift).
Las rocas que constituyen las montañas del Himalaya, hace 70 m.a. se encontraban a 8 000 km al sur de su posición actual. Los Alpes se formaron de manera semejante al Himalaya, cuando la placa africana chocó con la europea. Esto significó el desprendimiento de material rocoso del borde meridional de Europa, removido (cabalgamiento) hacia el norte. Si el Himalaya es mucho más alto, el doble que los Alpes, lo explica Peter Molnar; es porque el grosor de ambas placas es distinto, el doble en el caso de la placa india. El mismo autor señala que la porción occidental de los Andes fue en el pasado geológico un arco volcánico semejante a los actuales de las zonas de subducción; pero, en el altiplano central y la cordillera oriental de los Andes, la estructura es de rocas sedimentarias plegadas. Las altas mesetas del Tíbet y los Andes las explican Paul Tapponnier y Peter Molnar como resultado de una intensa presión horizontal; asimismo consideran que puede estar en proceso de disminuir; lo que conduciría con el tiempo geológico al cese de la elevación y a su transformación en montañas bajas. O sea, dependen fundamentalmente de sus raíces. El Himalaya, los Alpes y las Rocallosas se apoyan en una litosfera gruesa, fría en comparación con la que subyace al Tíbet. Aquéllas cabalgan sobre corteza fría, no poseen un soporte horizontal como ocurre con las mesetas.
Las montañas se forman en los limites de placas litosféricas, en un caso por la subducción de una placa oceánica bajo otra continental (tipo Mesoamérica y Sudamérica, en el Pacifico), proceso que puede conducir; en el segundo caso, a la extinción de la placa oceánica y continuar con una colisión de otras dos continentales (India-China)
A fines del siglo pasado predominaba la idea de que las orogenias son fenómenos del pasado geológico; la última ocurriría a fines del Eoceno, hace 50 millones de años. Apareció también la teoría de W. Davis —el ciclo geográfico— sobre la erosión continua de las montañas hasta convertirlas en casi planicies. Esto parece algo muy natural, cualquiera puede observar el desgaste de las montañas: rocas que caen por la acción de la gravedad, fragmentos transportados por los arroyos. Un volumen determinado de material es transportado en un año de las elevaciones a las porciones más bajas; en 1 000 años una montaña habrá perdido algunos milímetros o centímetros de altitud; en unos millones el proceso culmina.
El fenómeno de la formación y destrucción de las montañas es más complicado. Una aportación importante resultó del estudio de las cordilleras del Asia central por los geólogos ex soviéticos S. Obruchev y S.Shultz quienes en 1948 concluyeron que el proceso orogénico en esta región es esencialmente del periodo Cuaternario, de los dos últimos millones de años y activo en la actualidad. Propusieron entonces el término neotectónica, disciplina que estudia los procesos endógenos creadores del relieve actual de la Tierra.
Lo interesante de estos distintos conceptos sobre los procesos de formación de montañas es su evolución hacia posiciones cada vez mas radicales, en las que la velocidad de los movimientos tectónicos han ido aumentando gradualmente.
Se volvieron conservadoras las ideas revolucionarias de hace un siglo.
El relieve terrestre se explica por las relaciones de velocidades de los procesos endógenos creadores ( T ) y los externos destructores ( D ): si T es mayor que D ( T>D ) hay un proceso de levantamiento; si D es mayor que T ( D>T ) hay una nivelación; si T y D son iguales ( T=D ) el relieve es estable.
Pero el dominio de una velocidad de cualquiera de los dos procesos no es continua en el tiempo. Se considera que durante una orogenia los movimientos tectónicos ( T ) predominan en el tiempo que dura el proceso, alternándose con etapas más breves en que la erosión o denudación es más intensa.
En la segunda mitad de nuestro siglo se han obtenido velocidades de ascenso para muchas regiones de la Tierra. Aun cuando pueden ser de gran precisión persiste el problema que corresponden a lapsos reducidos, de decenas de años, ni siquiera rebasan el siglo, por lo que sigue en duda la cuestión de la continuidad.
Velocidades en mm/año que se han establecido son: 1 a 3 para los Alpes interiores, -1 a +0.7 para los Alpes occidentales; 2 a 4 para los orientales; 1 a 3 para los Cárpatos-Balcanes; 10 a 13 para el Gran Cáucaso, de acuerdo con D. Lilinberg. Asimismo, A. Nikonov ha determinado que en el Nanga Parbat del Himalaya la velocidad de levantamiento es de 5-9 mm/año. Otros datos pertenecen al Servicio Geodésico del Nepal, que ha establecido que las montañas de ese país se levantan con un promedio de l-4 mm/año, pero la erosión las rebaja hasta 5 mm/año.
Algunos autores suponen que nuevas orogenias se están generando en Nueva Zelanda y en California. En la primera se han definido velocidades de ascenso de hasta 11 m/ 1 000 años, y cerca de Los Angeles de 4 a 6 m/ 1 000 años. Se considera que la formación de un sistema montañoso se produce con una velocidad promedio de ascenso de 9 m/ 1 000 años.
La observación de un mapa fisiográfico de la Tierra nos permite apreciar que las montañas se encuentran alineadas en cinturones de miles de kilómetros (Anterior Figura 15) y los principales son los siguientes:
El cinturón montañoso marginal al Pacífico oriental se extiende desde la península de Alaska hasta el sur de Sudamérica, a través del occidente del Canadá y Estados Unidos (la Cordillera, México, Centroamérica y los Andes).
El cinturón montañoso del Pacifico occidental consiste en montañas submarinas frente a las costas del continente asiático. Se inicia en el norte (continúa el anterior) con las islas Aleutianas y se extiende con Kamchatka, las Kuriles, Japón, las Filipinas —las Marianas en otra dirección— Nueva Guinea, Melanesia, Tonga, Kermadec y Nueva Zelanda.
Los dos anteriores son considerados un solo cinturón: de Fuego del Pacífico.
El cinturón montañoso Alpino-Himalayo, que de oeste a este se inicia con las cordilleras Béticas, en el sur de España y el norte de Africa (Atlas); continúa con los Pirineos, los Apeninos, los Alpes, los Cárpatos, los Dináricos y los Balcanes; sigue a través de los montes de Crimea, el Cáucaso, la mesa de Irán, el Pamir; Hindukush, Karakorum e Himalaya; una ramificación es la del Tian-Shan. Este gran cinturón tiene continuación hacia el sureste: Indochina y las islas de Indonesia.
Otros sistemas montañosos de menor extensión y altura son los siguientes: los Montes Escandinavos, a lo largo de Noruega; Verkhoyan y Chersky en el extremo nororiental del continente asiático; los Urales, entre Europa y Asia; el sistema Mongol-Okhotsk, en el Asia Central, extendiéndose hasta el Pacífico en la región del Japón; los Apalaches en el oriente de Estados Unidos; la cordillera de Australia oriental.
El esquema puede complementarse con los sistemas montañosos de los océanos, de dos tipos: las dorsales (que constituyen una unidad), y los sistemas montañosos submarinos, propiamente (Anterior Figura 15).
Cualquier persona que observe una roca, en especial si ésta es de un tamaño superior a un metro, encontrará grietas. Son rupturas que están presentes en todas partes de la superficie terrestre y son muy variables por sus dimensiones a lo largo, ancho y profundidad; se reconocen a simple vista, desde las pequeñas de centímetros hasta las gigantescas de cientos e incluso miles de kilómetros de longitud. Es verdad que estas mayores sólo se aprecian desde una nave espacial o en las imágenes de satélite. En la geología, las rupturas de las rocas reciben distintos nombres, dependiendo de si hay o no movimientos con respecto al plano de fractura y del tipo de éstos, de la inclinación del plano, etc. Entre las grietas más importantes por sus dimensiones, y por la expresión que tienen en el relieve terrestre, se encuentran los rift, término de uso universal que se aplica a fracturas de grandes magnitudes longitudinales y profundidades de decenas de kilómetros, con movimiento de los bloques alejándose uno de otro.
En este caso y en muchos otros es preferible adoptar un término extranjero que traducirlo; esto último sólo crea confusión ya que resultan más de dos versiones. Por ejemplo, en México es equivalente a falla distensiva, a grieta, a cuarteadura y otros términos. Pero hay que agregar que también se hacen traducciones en España y en tres o cuatro países latinoamericanos, para que a fin de cuentas sólo nos entendamos cuando hablamos del rift.
La corteza terrestre está rota por un conjunto de fracturas (fallas) profundas. Al observarlas trazadas en un mapamundi, obtenemos la imagen de un rompecabezas. Los rift son las grandes fallas que se disponen en todos los océanos y en parte de los continentes. Se trata de estructuras activas actualmente, lo que significa que los bloques se encuentran en proceso de separación, provocando el hundimiento constante de la superficie que se dispone entre ambos. Esto va acompañado de actividad sísmica y volcánica. El efecto de este proceso es la formación de grandes depresiones.
Los lagos del oriente de Africa corresponden a estructuras rift: depresiones formadas por la separación de grandes bloques de la corteza terrestre rellenadas por agua. El rift africano se inicia en el norte, en el mar Rojo y el golfo de Adén. El rift se vuelve continental y queda bien definido por las alineaciones de los lagos: Eduardo, Kivú, Tanganica, Rukwa y Nyasa. Muchos autores suponen que en unos pocos millones de años el rift africano será un nuevo océano por el desprendimiento del bloque oriental que posee más de 400 km de anchura.
La actividad se manifiesta en esta región por sismos y volcanes. El lago Tanganica, el más profundo de África y el segundo en el mundo, con sus 1 435 m, refleja que el hundimiento es un proceso actual. En general, los lagos profundos son escasos por el depósito constante de sedimentos que llevan a cabo los ríos. Les ocurre lo mismo que a las presas que en cuestión de años transforman un cañón profundo en una planicie.
El lago Baikal en Siberia es el más profundo, con aproximadamente 1 700 m,
muy alejado del océano y con su fondo muy por debajo del nivel del mar (Figura
16). Es otro caso de una depresión del relieve terrestre en proceso de crecimiento,
con una velocidad que debe ser muy superior a la de acumulación de sedimentos.
El hundimiento total se ha calculado en aproximadamente 5 km, valor semejante
para el rift africano.
Figura 16. Los rift del Baikal y del mar rojo, vistos en perfil (V. Jain, 1980)
En estos casos, la actividad endógena no sólo origina rasgos espectaculares del relieve, sino que además favorece el desarrollo de determinados tipos de fauna y vegetación. El sistema ecológico en casos como éste incluye a la actividad interna de la Tierra.
Un tercer rift corresponde a la depresión que ocupa el río Rin al correr entre Francia y Alemania, flanqueado por los Vosgos al occidente y la Selva Negra al oriente. Tiene una longitud superior a los 300 km y el hundimiento se ha calculado en unos 2.5 km.
En los océanos, los rift son un rasgo dominante, tema que se trata en el siguiente capítulo.
Los rift son elementos fundamentales en el rompecabezas de la tectónica de placas. Representan las líneas de unión con respecto a las cuales se producen los movimientos de separación de bloques.