VII. LOS PROCESOS EX�GENOS
AL VIAJAR algunos cientos de kil�metros por carreteras de nuestro pa�s, 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, monta�as. 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 �ridas del norte de M�xico y los desiertos de Sonora y de Baja California.
Los mismos sistemas monta�osos mexicanos se distinguen entre s� por el tipo de rocas que los constituyen, por el tiempo en que se formaron y por su relieve. Hay enormes diferencias entre las monta�as de la pen�nsula 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 d�nde salieron?, �C�mo 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 construcci�n de caminos y canales y las obras mineras aportaban una rica informaci�n a los naturalistas como Leonardo da Vinci y "Agricola". Observaron las capas de roca, su sobreposici�n, deformaciones y rupturas, los f�siles que contienen, etc. Todo conduc�a a que la historia de la Tierra era mucho m�s compleja que los relatos b�blicos, sucesos que ocurr�an en una regi�n aislada del planeta, para cuyos moradores eso era "el mundo entero". La concepci�n del tiempo y el espacio era en extremo reducida, como lo ha sido para todos los grupos humanos antiguos. Cuando aparecen Ad�n y Eva el continente americano ya estaba poblado.
Aunque los conceptos cient�ficos sobre el relieve terrestre tienen un amplio desarrollo en el siglo XVIII con Buffon, Lomonosov y Hutton, s�lo en el siglo XIX se fortalecen lo suficiente para dar vida a la ciencia de la geolog�a, con Lyell en primer lugar.
La idea del cambio constante de la superficie terrestre es muy antigua, en apariencia surgi� con los fil�sofos griegos de los siglos VI a IV a.C. Se observa en los r�os que transportan fragmentos de roca desde las monta�as al oc�ano. A simple vista los cambios son insignificantes, pero si este proceso dura cientos y miles de a�os y, si ha existido en el pasado, incluso por millones de a�os, resulta que hay monta�as que han desaparecido y otras que deben de estar en proceso de destrucci�n total. Pero se ha mencionado en otros temas que la actividad interna de la Tierra se manifiesta en grandes territorios. La destrucci�n de un sistema monta�oso por la erosi�n, en general, no es ininterrumpida ni irreversible.
La Tierra est� constituida por rocas y minerales. En la superficie o cerca de ella est�n expuestos a la destrucci�n. La radiaci�n solar, los cambios de temperatura, el agua, los organismos y otros factores contribuyen a la transformaci�n de las rocas por el proceso del intemperismo o meteorizaci�n. El primer t�rmino se usa mucho en M�xico y es muy apropiado. Sabemos que lo que est� a la intemperie se destruye: la pintura de las fachadas, los monumentos, la superficie de los autom�viles, etc�tera.
Intemperismo significa destrucci�n de las rocas sin remoci�n de part�culas. Se lleva a cabo por fen�menos f�sicos, qu�micos y bioqu�micos.
En las regiones fr�as y h�medas el agua escurre —normalmente por las grietas de la roca— durante el d�a y se congela por la noche, de lo que resulta un incremento del volumen del agua y la fragmentaci�n de las rocas.
Los cambios bruscos de temperatura en las regiones des�rticas y la presencia, aunque escasa, del agua, debilitan la superficie rocosa. La evaporaci�n del agua en los poros y en las grietas del subsuelo provoca la precipitaci�n de las sales en soluci�n y su cristalizaci�n, lo que contribuye tambi�n al desarrollo de la fractura.
Las ra�ces de las plantas rompen las rocas durante su crecimiento, de la misma manera que lo hacen con las banquetas.
Estos son m�s intensos en las zonas h�medas tropicales que en las �ridas. El agua es un agente corrosivo; en presencia de bi�xido de carbono y de oxigeno reacciona con los minerales de las rocas. El hierro es afectado por oxidaci�n, las sales y carbonatos por disoluci�n, los silicatos, muy abundantes, por la hidr�lisis (ruptura de la estructura molecular del agua por efecto de algunos elementos qu�micos).
Una roca dura y compacta, como un granito, dif�cil 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 acci�n del intemperismo. Cuando sus fragmentos son desplazados ya se trata de otro proceso: la erosi�n que realizan diversos agentes: hielo, agua superficial y subterr�nea, viento y oleaje. Finalmente, toda part�cula transportada se deposita en alg�n lugar; es el tercero y �ltimo de los procesos ex�genos principales: la acumulaci�n.
En los �ltimos 25 a�os el hombre ha conocido un intemperismo qu�mico en las rocas que constituyen los monumentos centenarios de varios pa�ses de Europa, de una intensidad muy superior a la del proceso normal. El agua de lluvia contiene elementos y compuestos qu�micos que aceleran las reacciones con los minerales de las rocas, con la consecuente destrucci�n de las obras de arte, palacios y catedrales expuestos a la intemperie. Quinientos, ochocientos a�os resistieron las construcciones medievales y bastaron los �ltimos 25 para que la industrializaci�n pusiera en peligro su existencia.
Algunos organismos contribuyen a la destrucci�n de las rocas. Las ra�ces de las plantas, al igual que las bacterias que viven en la superficie de las rocas, toman de �stas las sustancias que requieren, provocando reacciones qu�micas.
Las masas de hielo cubren actualmente cerca de 16.2 millones de kil�metros cuadrados de la superficie terrestre, de los cuales 13.2 pertenecen a la Ant�rtida 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 Ant�rtida, asoman monta�as y sus glaciares se extienden al oc�ano 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 oc�ano, 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 monta�as, representan s�lo menos del 3% de la superficie helada de la Tierra. El glaciar de monta�a, a semejanza de un r�o, ocupa un cauce definido y se desplaza permanentemente laderas abajo.
La capacidad de destrucci�n de las monta�as por los glaciares es enorme. El hielo arrastra en su contacto con la superficie rocosa fragmentos de diversos tama�os, 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 kil�metro a 145 km el mayor: Malaspina en Alaska.
La velocidad de destrucci�n del relieve por los glaciares se ha calculado en 5mm/l00 a�os en la Ant�rtida, 5 a 20 mm/l00 a�os en la Tierra de Baffin, en Alaska es en promedio de 90 cm/l00 a�os.
Conforme descienden, los glaciares encuentran temperaturas m�s altas, hasta
una zona donde ya no pueden continuar su escurrimiento: la magnitud del deshielo
supera a la congelaci�n. 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 glaci�rico 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 V�zquez Selem
El movimiento de los glaciares se produce con velocidades diversas. En los Alpes son de 10 a 40 cm/d�a, en el C�ucaso de hasta 1 m/d�a; en el Himalaya hay glaciares que se desplazan 4 a 10 m/d�a y algunos, en la �poca del a�o que tienen una masa mayor; hasta 20 m/d�a.
El que los glaciares se muevan a semejanza de los r�os es algo que ya se supon�a 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 m�s de 8 m en un a�o, variaciones que se deben a un movimiento m�s r�pido en la porci�n central del r�o de hielo.
Un caso sorprendente sucedi� 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 a�os, hecho que ha sido bien aprovechado por cient�ficos de muy diversas disciplinas para conocer m�s de la vida humana y su entorno en esa �poca.
Al retroceder el frente de un glaciar por cambios clim�ticos (aumento de la temperatura media anual), queda en el fondo un c�mulo de rocas dispuesto paralelamente a la direcci�n del hielo, es la morrena basal o de fondo.
Adem�s del inter�s que presentan los glaciares como agentes modeladores de la superficie terrestre, sus dep�sitos —las morrenas— son indicios de antiguos avances del hielo, de la direcci�n que siguieron, del l�mite de su extensi�n, e incluso de la magnitud de la masa de hielo.
Desde principios del siglo XIX varios naturalistas observaban en la regi�n alpina que los dep�sitos de los frentes son semejantes a otros que se observan en niveles m�s bajos, muy lejos de los hielos actuales.
Fue el suizo H. de Saussure, en 1870, quien estableci� que los glaciares depositan un tipo determinado de sedimentos y busc� los mismos en las zonas que actualmente no son afectadas por los hielos permanentes. Su compatriota L. Agassiz encontr� los dep�sitos en la planicie suiza y en Nueva York, de lo que concluy� en 1846 que, en el pasado, buena parte de Europa y Norteam�rica 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 peque�as; tambi�n, mientras m�s antiguas son, est�n peor conservadas. Encontraron que aproximadamente a la misma altitud hab�a un dep�sito semejante. Llegaron a establecer en 1909, cuatro niveles de antiguas acumulaciones por los glaciares. Esto llev� a la conclusi�n de que en el pasado los hielos hab�an tenido etapas de avance y retroceso, cuatro glaciaciones principales en un poco m�s de un mill�n de a�os. As� se defini� el periodo Cuaternario.
Niveles semejantes de glaciaci�n se reconocieron en Europa central y Norteam�rica. Hace unos 100 000-70 000 a�os se inici� un enfriamiento del clima; gradualmente, en pocos miles de a�os, los hielos cubrieron el Canad�, parte de Escocia e Inglaterra, la pen�nsula escandinava, el norte de Europa y de Asia y las altas monta�as del planeta. Aproximadamente, 18 000 a�os antes se inici� un ascenso gradual de la temperatura, provocando el retroceso de los hielos. Este fen�meno no fue uniforme en toda la Tierra, en unas regiones la retirada de los hielos fue primero que en otras.
Un rasgo que llam� la atenci�n de los estudiosos de la naturaleza fueron los bloques rocosos de incluso m�s de un metro que se presentaban aislados en las planicies europeas; curioso porque en la proximidad no hab�a elevaciones de las cuales se pudieran haber desprendido. El escoc�s J. Playfair, en el siglo XVIII supuso que estos bloques hab�an sido transportados en otros tiempos por glaciares; se les conoce como bloques err�ticos y "viajan" a manera de polizones en la superficie y en el interior del hielo, al que se agregan al desprenderse de una ladera monta�osa, lo que demostraron los suizos I. Venetz y L. Agassiz en 1821. Este ejemplo nos muestra lo importante que es aplicar correctamente el an�lisis para la explicaci�n de un fen�meno natural. De acuerdo con algunas tendencias modernas, m�s apegadas a la fantas�a que a la ciencia, los bloques err�ticos se deber�an a la intervenci�n de seres extraterrestres en �pocas pasadas.
Nada es estable en la superficie de la Tierra, mucho menos los climas. Las oscilaciones de temperaturas se producen en etapas que var�an desde las 24 horas a las estaciones anuales, d�cadas, siglos y milenios. Hoy d�a, uno de los principales temas de actualidad cient�fica es el posible cambio clim�tico en el transcurso del siglo XXI, debido fundamentalmente a las bruscas transformaciones que est� sufriendo la biosfera por la deforestaci�n en gran escala y la contaminaci�n de la atm�sfera1 Es posible que esto sea la causa principal de que los glaciares monta�osos hayan retrocedido en los �ltimos 40 a�os 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 cient�ficos de varios pa�ses realizan estudios consistentes en obtener muestras de hielo a profundidad, desde unos metros y hasta m�s de 2 500 m. An�lisis complejos del hielo permiten establecer las condiciones clim�ticas de otras �pocas, incluso corresponden a m�s de 300 000 a�os para las porciones m�s profundas; asimismo, se han interpretado fen�menos volc�nicos poderosos del pasado.
Se considera como un valor convencional 10 000 a�os para la terminaci�n de la �ltima glaciaci�n, a partir de la cual se inicia la etapa holoc�nica. 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 alimentaci�n de los r�os y varios de los principales del planeta tienen su nacimiento en las altas monta�as cubiertas de nieve, como el Yukon en Alaska, el Missouri en Norteam�rica, el Amazonas en Sudam�rica, el Rin y el Danubio en Europa; el Indo, Ganges, Bramaputra, Mecong, Yangtse y Huang en Asia.
Los r�os desempe�an un papel fundamental en la remoci�n 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 di�metro acaban convertidos en part�culas de fracciones de mil�metro. Al escurrir en las regiones monta�osas predomina la socavaci�n o erosi�n vertical. En las zonas planas el proceso se invierte, disminuye la disecci�n vertical y aumenta la depositaci�n de los sedimentos.
La actividad humana ha estado siempre relacionada con los r�os. Las grandes ciudades actuales y las culturas m�s antiguas surgieron en las m�rgenes de r�os importantes. No s�lo proporcionan el l�quido para las necesidades humanas, sino tambi�n generan energ�a el�ctrica, los hay navegables, de muchos cauces fluviales se extrae material �til para la construcci�n y, de algunos, minerales �tiles como oro, platino y diamantes. —placeres bien conocidos por los gambusinos. Con los r�os se relacionan problemas como las inundaciones de ciudades, durante las crecidas extraordinarias, y la construcci�n de presas, canales y puentes.
El proceso de escurrimiento en una direcci�n fija se observa lo mismo en un canal natural de algunos cent�metros de profundidad que en un valle monta�oso de algunos cientos de metros, como la Barranca del Cobre en Chihuahua o el Ca��n del Sumidero en Chiapas. Distintos son los valles de la margen costera del Golfo de M�xico: Bravo, P�nuco, Papaloapan, Usumacinta. Independientemente de la longitud y volumen de la corriente fluvial, todos pertenecen a la misma familia: el barranco peque�o en crecimiento con escurrimiento de temporada y el valle mayor, sea el Amazonas, el Nilo o el Congo.
Los valles mayores han tenido una evoluci�n prolongada favorecida por diversos factores. Son esencialmente del periodo Cuaternario; algunos pueden haber existido antes, pero las condiciones fisiogr�ficas eran muy distintas a las actuales.
Cualquier barranco, por peque�o que sea, es en potencia un futuro valle fluvial,
pero se transforma en tal s�lo aquel que encuentra las condiciones favorables.
El r�o Balsas constituye una cuenca de grandes dimensiones; los l�mites se obtienen
trazando todos los afluentes del mismo (Figura 29), desde su desembocadura en
el Pac�fico, entre los estados de Guerrero y Michoac�n, hasta las regiones m�s
alejadas, en los estados de Oaxaca, Puebla y M�xico.
Figura 29. El r�o Balsas con todos sus afluentes constituye una gran cuenca fluvial.
La superficie de la cuenca no es constante por el trabajo de erosi�n de sus afluentes. Precisamente, los m�s peque�os crecen con mayor velocidad laderas arriba. Las cabeceras evolucionan por derrumbes en las mismas.
La erosi�n se produce con mayor intensidad en las cuencas j�venes peque�as, donde se ha calculado una velocidad de rebajamiento del relieve, en 6.7 a 12.8 mm/a�o. En cambio, en las grandes cuencas es de 1.5 a 6 mm/a�o.
El ingeniero franc�s A. Surrel defini� en 1841, por primera vez, las tres zonas
distintas por las que circulan las aguas torrenciales: cuenca de captaci�n
o cabecera, canal de escurrimiento y cono de eyecciones (Figura 30). La
primera representa el nacimiento y alimentaci�n de la corriente, la segunda,
la zona de excavaci�n, y la tercera, la de acumulaci�n de los sedimentos transportados.
Figura 30. a) Un barranco con cabecera, b)canal y c) cono de eyecciones. Dibujo de Lorenzo V�zquez Selem
En 1945 el ingeniero estadounidense R. Horton propuso una clasificaci�n num�rica de las corrientes fluviales de una cuenca. A�os m�s tarde, un cient�fico de la misma nacionalidad, L. Leopold en 1964 revoluciona los m�todos de an�lisis de las cuencas hidrol�gicas con la aplicaci�n de las matem�ticas. 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, dendr�tica, etc.
(Figura 31).
Figura 31. Tipos de redes fluviales de acuerdo con su dibujo en plano: a,
dendr�tica, b, rectangular; c y d, radial; e, anular; f, paralela.
La clasificaci�n de R. Horton, posteriormente modificada por A. Strahler, de
los �rdenes de corrientes es muy sencilla: de primer orden son las que carecen
de afluentes, de segundo, las que resultan de la uni�n de dos del primero, etc�tera
(Figura 32), pero ha sido un valioso m�todo para el estudio del relieve terrestre
en general.
Figura 32. Clasificaci�n de corrientes fluviales en �rdenes, de acuerdo con A. N. Strahler.
Adem�s de estas clasificaciones b�sicas hay otras. Por s� 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 geol�gicas. No solamente el dibujo en el plano y los �rdenes de corrientes son elementos �tiles, sino muchos otros que son considerados en muy diversos estudios aplicados: construcci�n de obras de ingenier�a, placeres, riesgos por inundaci�n, b�squeda de agua subterr�nea y otras.
En las monta�as el agua escurre con fuerte velocidad y gradualmente aumenta su volumen por la alimentaci�n que recibe de los afluentes. Predomina la erosi�n, la corriente permanente o temporal corta en sentido vertical las capas de roca, formando valles monta�osos, conocidos con los nombres de: ca��n, ca�ada, valle en "V", garganta y otros t�rminos. En la Sierra Madre Occidental son notables los ca�ones profundos de 300 a 1 000 m y m�s. En una zona los r�os abandonan la Sierra en su camino hacia el mar; encuentran menos obst�culos para escurrir, los cauces se hacen m�s amplios, conforme disminuye la pendiente aumentan las acumulaciones de detritos; al Oc�ano Pac�fico llegan los sedimentos m�s finos.
La posici�n de las corrientes fluviales en la superficie no es casual. El agua
escurre buscando las porciones m�s d�biles del terreno, que muchas veces corresponde
a contactos entre unidades rocosas distintas, grietas, fallas. Por esto, el
an�lisis 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 geol�gica. As�, por ejemplo, los valles fluviales
presentan una morfolog�a en secci�n transversal de lo m�s diverso (Figura 33),
en la anchura del fondo (de metros a kil�metros) y del borde superior; de la
altura de sus laderas, de la pendiente de las mismas y otros par�metros. Los
valles son resultado de un proceso de disecci�n, 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 geol�gica, los movimientos end�genos y otros.
Por esto, el an�lisis de los valles fluviales es el inicio de los estudios que
permiten reconstruir la historia de desarrollo de una regi�n determinada.
Figura 33. Diversos perfiles de valles fluviales. 1 a 5 son caracter�sticos de monta�as: 1 y 2, ca�on; 3, valle en V; 4, valle en U; 6 a 8, valles de monta�as 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 inclinaci�n, las crecidas de los r�os durante las lluvias torrenciales pueden alcanzar cientos de metros a lo ancho, lo que no ocurre en las monta�as. Al volver al curso normal, el r�o ha dejado una capa delgada de cieno. Los suelos se enriquecen en la zona de acumulaci�n.
Sigamos el curso de la corriente. Llega al oc�ano 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 r�o 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
(R�o Colorado) y del Golfo de M�xico (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 m�s r�os, como sucede con las desembocaduras de las corrientes asi�ticas Huang y Yangtse, en el Mar de China. Forman una planicie deltaica de 100km en la direcci�n de la corriente por 300-400km a sus lados. Tambi�n 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 oc�ano es de una velocidad variable. En el Volga es de 170 m/a�o, pero por un brusco descenso de las aguas del Caspio, donde desemboca, en la d�cada de los a�os setenta, el avance fue de hasta 500 m/a�o. En el Misisipi las velocidades son heterog�neas puesto que es un sistema complejo de varios subdeltas, uno de los cuales se desplaza hasta 75 m/a�o; el del Po avanza unos 12 m/a�o: no es mucho, pero la ciudad de Adria que hace 1 800 a�os era un puerto, ha quedado a 23 km de la costa.
Los deltas son grandes formas del relieve, de un ambiente transicional suba�reo-subacu�tico. Los dep�sitos 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 depresi�n de tal magnitud, sino que en la medida que se depositan los sedimentos se produce un hundimiento, o sea, que hay velocidades semejantes de acumulaci�n y hundimiento.
Son muchas las formas del relieve relacionadas con la acci�n del escurrimiento
superficial. Unas de ellas, las terrazas, son escalones que se forman en las
m�rgenes del valle fluvial (Figura 35).
Figura 35. Terrazas fluviales. 1, agua; 2, aluvi�n; 3, lecho rocoso.
Las terrazas reflejan que la erosi�n no ha sido de la misma intensidad en un tiempo determinado. Durante las etapas de mayor erosi�n el valle profundiza, al pasar a una etapa en que la erosi�n es d�bil el valle se ensancha, surge la superficie plana o ligeramente inclinada del escal�n; un incremento de la erosi�n y vuelve a profundizar.
El porqu� de estos cambios se ha explicado por las oscilaciones clim�ticas y la actividad tect�nica. La primera supone que los cambios del clima que provocan una mayor cantidad de agua en un r�o conducen a una erosi�n m�s r�pida; la segunda, que el terreno se levanta por movimientos internos, lo que provoca un aumento de la fuerza de la erosi�n. Hay autores que consideran que ambas causas pueden formar las terrazas. Son elementos j�venes del relieve, del Cuaternario.
Hay r�os que no alcanzan el oc�ano. Las condiciones clim�ticas de las zonas �ridas provocan en muchos casos una alta evaporaci�n, lo que frena el escurrimiento. En estos ambientes se presentan arroyos que descienden de las monta�as con una fuerza extraordinaria, aunque ocurre unos pocos d�as en todo un a�o, o una vez en el transcurso de 10 o 20 a�os. Las lluvias espor�dicas son torrenciales, alimentan los cauces y forman corrientes poderosas que descienden con fuerza y depositan los materiales en acarreo en la base de las monta�as. Surge un manto de acumulaci�n paralelo a las cadenas monta�osas, a veces de varios kil�metros de ancho.
Los arroyos monta�osos, 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 geomorfolog�a se conoce como piedemonte; en las zonas �ridas del sur de los Estados Unidos se les llama bajada y tienen una amplia representaci�n en el norte de M�xico: en Coahuila, Durango, Chihuahua y otros estados.
Los bolsones son cuencas de las zonas �ridas. Consisten en planicies rodeadas de monta�as, donde se forman lagos temporales.
La acci�n de las corrientes superficiales es considerada el proceso ex�geno mas en�rgico que modifica la superficie de la Tierra. Como parte de todo un sistema complejo, depende de la actividad interna, de las condiciones fisiogr�ficas y geol�gicas y de las oscilaciones clim�ticas.
Arist�teles, en el siglo IV a.C., supon�a que la Tierra en su interior presenta canales u oquedades intercomunicadas, por los cuales deb�a circular el viento y vapor de agua, su movimiento provocaba los sismos. Grecia y sus pa�ses vecinos son una regi�n de alta sismicidad, con volcanes, costas marinas, monta�as y cavernas. Un relieve variado y procesos din�micos 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 relaci�n con los terremotos. Pasar�an dos milenios para que los principios de la ciencia aristot�lica, fundamental en Europa durante la Edad Media, empezaran a ser modificados o desechados.
El proceso de formaci�n de cavernas es de especial inter�s en M�xico, ya que en nuestro territorio se encuentran varios miles de �stas, 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 terr�n de az�car en un vaso de agua, guardando las proporciones debidas a tiempo. En las rocas calizas donde predomina el carbonato de calcio (CaCO3), la disoluci�n es mas lenta que en sales o yesos y se produce en las fisuras naturales de las rocas por infiltraci�n del agua en presencia de bioxido de carbono (CO2):
La reacci�n entre el �cido carb�nico y el carbonato de calcio provoca la disoluci�n de este:
Las rocas calizas cubren grandes territorios de la superficie terrestre. M�xico no es la excepci�n, constituyen en gran parte a la Sierra Madre Oriental, porciones de la Sierra Madre del Sur, muchas monta�as del altiplano, algunas localidades de la pen�nsula de Baja California, una gran parte de la Sierra de Chiapas, de la planicie costera del Golfo de M�xico y la pen�nsula de Yucat�n.
La disoluci�n que se produce en las fisuras de las rocas calizas da lugar a
numerosas formas en la superficie terrestre: colinas c�nicas, 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, �sta se va ampliando y en la superficie
se presenta un hoyo circular del tama�o de una moneda. De mil�metros puede crecer
a cent�metros, a unos metros y a cientos y algunos miles de metros de di�metro.
El peque�o pozo puede convertirse con el tiempo en una dolina (depresi�n
vertical de forma circular en la superficie). Pero lo normal es que las dolinas
se manifiestan en conjuntos y llegan a unirse formando una depresi�n amplia.
Figura 36. Lapiaz (rocas calizas modeladas por disoluci�n)
Los paisajes resultantes de la disoluci�n de rocas calizas poseen rasgos que no pueden confundirse con los originados por otros procesos. A pesar de que est�n dispuestos en todos los continentes, empezaron a estudiarse por el austriaco I. Cvijic y el franc�s E. Martel a partir de 1880 en la Mesa de Karst del noroccidente de Yugoslavia, cerca de la frontera con Italia y Austria.
El t�rmino karst —carso en italiano y tambi�n usado en lengua espa�ola— 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 ocurri� con los nombres de las regiones francesas de Cognac y Champagne, aunque con otro sentido.
Las formas k�rsticas o c�rsicas del subsuelo son espectaculares. Su conocimiento est� al alcance de cualquier persona en cavernas adaptadas para el turismo, como las de Cacahuamilpa en Gro., las de Garc�a en Monterrey, N.L. y otras m�s en la Rep�blica Mexicana. En nuestro territorio hay miles de cavidades subterr�neas,2 la gran mayor�a no son accesibles para un paseo, sino que requiere del dominio de t�cnicas deportivas para su exploraci�n, uso de equipo complicado y costoso y, en ocasiones, del buceo.
En las regiones monta�osas se desarrollan mejor las formas que crecen en sentido
vertical descendente. En las mesas de caliza de las porciones elevadas se inicia
la infiltraci�n del agua a trav�s de las grietas. El espesor de las capas de
roca caliza determina la profundidad de las cavernas de desarrollo vertical,
conocidas en M�xico como s�tanos, 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 Quer�taro.
Las cavernas horizontales, las m�s conocidas por su accesibilidad, representan el cauce de un r�o subterr�neo, 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 M�xico, el karst tiene expresi�n a trav�s de numerosas formas del subsuelo que se manifiestan en la superficie como oquedades circulares, por lo menos en los estados siguientes: Jalisco, Colima, Michoac�n, Guerrero, Oaxaca, Chiapas, Veracruz, Tamaulipas, San Luis Potos�, Quer�taro e Hidalgo, adem�s de la pen�nsula de Yucat�n, donde el karst es distinto por tratarse de una planicie de plataforma, a diferencia del resto que es de condiciones monta�osas.
El karst de Yucat�n consiste principalmente en dolinas, conocidas en la regi�n 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 subterr�neas.
El conocimiento de estos fen�menos es importante, se trata de circulaci�n del agua del subsuelo aprovechable, en muchas ocasiones, para satisfacer necesidades de poblaciones cercanas. Por otro lado, en zonas k�rsticas se empezaron a construir grandes presas en la segunda mitad de nuestro siglo, cuando se desarrollaron t�cnicas para sellar las fracturas principales por las que el agua se infiltra. As� se evita el escape del agua que se puede almacenar y se utiliza para generar energ�a el�ctrica. Es el caso de las grandes construcciones en el estado de Chiapas a partir de los a�os sesenta.
Hay otros problemas derivados de las formas subterr�neas con crecimiento lateral en su porci�n superior, lo que puede provocar hundimientos por asentamiento o derrumbe. Por ejemplo, la poblaci�n de Zongolica, Ver., que se encuentra sobre una oquedad k�rstica, con el consecuente peligro; en 1986 se produjeron avances de las cavidades que pusieron de manifiesto el problema.
El paisaje k�rstico ha sido poco estudiado en M�xico y requiere m�s atenci�n por la utilizaci�n que se puede hacer del mismo para obtener agua, adecuar cavernas para el desarrollo tur�stico, etc. Al vecino pa�s de Cuba, este tipo de estudios lo sit�a como el m�s avanzado de Am�rica Latina. Numerosos especialistas cubanos realizan investigaciones sobre el tema y han establecido una velocidad de erosi�n por disoluci�n de la caliza de 139 mm/1 000 a�os. Como datos de comparaci�n, en Francia, en otras condiciones clim�ticas, la erosi�n se produce con una velocidad de 120-170 mm/1 000 a�os; en el C�ucaso var�a de 75 a 145 mm/1 000 a�os. Para los isle�os es un tema de importancia primordial, ya que en Cuba el karst representa m�s de la mitad de su territorio y, al igual que en la pen�nsula de Yucat�n, el agua se obtiene del subsuelo.
La formaci�n de una caverna se produce en decenas y cientos de miles de a�os. Las actuales son esencialmente del periodo Cuaternario. El relieve subterr�neo empieza a ser conocido por el hombre. Constantemente se publican en revistas especializadas los planos de cavernas reci�n exploradas.
En junio de 1987 la relaci�n de las cavernas m�s profundas y extensas la proporcion�
el espele�logo franc�s Claude Chabert. Es la siguiente:
PRINCIPALES CAVERNAS DEL MUNDO.
LOS PROCESOS DE REMOCI�N EN MASA
Las superficies de la Tierra que poseen una inclinaci�n que favorece la remoci�n de part�culas son las laderas. Algunos autores incluyen en esta definici�n hasta las de poca pendiente, de 2 a 5 grados. El 80% de la tierra firme consiste en laderas y s�lo un 20% son planicies de menos de 2� de inclinaci�n, seg�n los ge�grafos O. Leontiev y G. Richagov.
Las laderas han sido formadas esencialmente por procesos de origen interno: la creaci�n de monta�as (orogenia), los movimientos verticales de levantamiento y hundimiento, la actividad volc�nica y otros. Las laderas se encuentran en una intensa din�mica, por lo que las originales, conservadas tal y como fueron creadas por la actividad interna, son escasas y se limitan a los relieves volc�nicos muy j�venes y algunas zonas en las que se est�n produciendo levantamientos. La acumulaci�n tiene un papel secundario en su formaci�n; la erosi�n se encarga de transformarlas y destruirlas. �ste es precisamente el punto a tratar, excluyendo aquellos procesos que ya han sido mencionados, como la acci�n de los r�os, los hielos y el agua subterr�nea.
Hay un grupo de "procesos caracter�sticos de las laderas", llevan este nombre y se les conoce tambi�n como gravitacionales o de remoci�n en masa. A diferencia de la acci�n que ejercen las corrientes fluviales y los hielos que siguen una direcci�n 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 m�s. En funci�n de los factores que se conjugan resultan movimientos de diversas velocidades, lo que ha permitido clasificarlos en r�pidos y lentos.
Los derrumbes son desplomes violentos de masas rocosas de decenas a millones de toneladas que se producen en superficies de fuerte inclinaci�n. Son m�s frecuentes en las monta�as j�venes, donde este proceso es una parte importante de la erosi�n. En su origen influye la estructura geol�gica, 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 �pocas de mayor acumulaci�n de nieve.
La ca�da de rocas consiste en su desprendimiento de una ladera empinada y su precipitaci�n por efecto de la gravedad. A diferencia del derrumbe, es de volumen menor pero m�s frecuente. Se la conoce tambi�n como deslaves y se puede observar como algo normal a lo largo de las carreteras que atraviesan monta�as durante las lluvias intensas o prolongadas.
Las corrientes de lodo, a diferencia de las fluviales, presentan una alta saturaci�n de material s�lido, adem�s, son espor�dicas. Se producen por un exceso de agua debido a un derretimiento brusco de la nieve, o por lluvias de excepcional intensidad o duraci�n.
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; tambi�n los hay complejos, donde la masa en movimiento se desmembra en dos o m�s bloques (Figura 38). Si �stos llegan al borde de una pared, pueden transformarse en derrumbe y continuar como corriente de lodo.
La solifluxi�n 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 a�o. Se presenta incluso en pendientes d�biles, de 3 a 4 grados.
Figura 38. Tipos de procesos de remoci�n en masa (O. Leontiev y G. Richagov,
1979, y otros autores). a) reptaci�n; la capa superior —en negro—
es la porci�n superior del suelo, misma que se apoya en los sedimentos en remoci�n,
b) terrazas de solifluxi�n; c) deslave (ca�da de rocas); d) deslizamiento simple:
1, perfil anterior de la ladera; 2, bloque fijo; 3,
Bloque en movimiento; 4, plano de fricci�n; 5, terraza
de deslizamiento; 6, escarpe; 7, base del bloque en
movimiento; 8, manantial. e) deslizamiento rotacional de bloques;
f) derrumbe.
La reptaci�n es el movimiento m�s lento de part�culas en una ladera, en el subsuelo, a poca profundidad, menor de un metro. La contracci�n y dilataci�n de los minerales por cambios de temperatura, as� como la alternancia de estados h�medos y seco, favorecen un desplazamiento de los fragmentos m�s peque�os, laderas abajo, con velocidad de 2 a 10 mm/a�o.
Estos son los procesos de laderas m�s importantes, sobre todo por la relaci�n que tienen con la actividad del hombre. Frecuentemente afectan v�as de comunicaci�n, sobre todo carreteras en zonas monta�osas; 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 poblaci�n de Metztitl�n, Hgo., se inici�, 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 /d�a, mientras que los segundos crecieron en sentido vertical en
las etapas m�s activas, 6 cm/d�a.
Figura 39. Casa afectada por el deslizamiento de tierras en Metztitl�n, Hgo. La fotograf�a de abajo se tom� nueve meses despu�s de la primera.
Los da�os mayores que causan los procesos gravitacionales ocurren cuando se combinan dos o m�s tipos de los antes mencionados, o lo hacen con otros como erupciones volc�nicas, sismos, corrientes fluviales y glaciares, principalmente. Veamos algunos casos.
En noviembre de 1962 en la monta�a Huascar�n (6 700 m) del Per� se desprendi�
de la porci�n superior un gran bloque de nieve y hielo de algunos millones de
metros c�bicos. Cay� verticalmente unos 1 000 m y del impacto se form� una nube
densa que inici� un movimiento laderas abajo arrastrando fragmentos de roca
de diversos tama�os. Se convirti� en poderosa corriente de lodo que avanz� hacia
la poblaci�n de Ranrahirca, a una distancia vertical de la cima del Huascar�n
de 4 000 m y longitudinal de 20 km. Antes de alcanzar la poblaci�n, el flujo
de lodo y rocas se detuvo, form� brevemente un lago en crecimiento que finalmente
revent� y avanz� sobre la poblaci�n con una velocidad de 170 km/h. Se calcul�
su masa en 13 millones de metros c�bicos, que cubri� Ranrahirca y caus� la muerte
a unas 4 000 personas. Esta tragedia, en mayores dimensiones, se repetir�a en
1970, provocada por un terremoto (Figura 40).
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Figura 40. Fotograf�as a�reas de Ranrahirca y Yungay, Per�, antes y despu�s
del terremoto de 1970. Cortes�a 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 m�s de 150 m. Seis meses antes de que culminara en un derrumbe, se hab�an registrado velocidades de deslizamiento de unos 4 cm/mes; debe haber sido menor al inicio y fue aumentando gradualmente. Tres semanas antes alcanz� 1 cm/d�a y la �ltima semana, 20-40 cm/d�a.
Rocas arcillosas se deslizaban sobre calizas. La inclinaci�n de las capas era la misma que la de la pendiente del terreno. Adem�s, en la caliza hab�a desarrollo de formas k�rsticas, lo que significaba buena circulaci�n del agua subterr�nea. Lluvias prolongadas favorecieron el movimiento de la masa de roca y de un deslizamiento pas� a un derrumbe que rellen� un presa de 266 m de profundidad. En un minuto, el agua contenida retrocedi� cauce arriba 2 km, y a 2.5 km abajo de la presa murieron m�s de 2500 personas al precipitarse una corriente de lodo sobre la ciudad de Lagarone.
En M�xico se vio algo semejante en 1976 cuando lluvias extraordinarias provocaron el lleno y ruptura de una presa en una ladera, kil�metros arriba de la ciudad de La Paz, B.C.S. �sta se encuentra en la base de un gigantesco cono de eyecciones. La ruptura form� una corriente de lodo que se precipit� sobre la ciudad. Los dep�sitos mayores se produjeron en las partes m�s altas y fueron menores cerca del mar. Murieron m�s de 200 personas.
Se puede apreciar que este tipo de fen�menos son peligrosos y aparentemente se encuentran en aumento. Sucede que los asentamientos humanos crecen frecuentemente hacia zonas desfavorables, lo que aumenta la posibilidad de da�os y, adem�s, la actividad humana tambi�n induce estos fen�menos. Los accidentes de graves consecuencias han sido casos aislados.
Otra cuesti�n 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 a�os. 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 trav�s de la televisi�n, mostradas por lo general con un car�cter sensacionalista.
Las zonas de uni�n entre la tierra firme y el mar son de una gran actividad y el l�mite entre ambas es la l�nea de costa que en realidad es una franja de decenas de metros a algunos kil�metros de anchura, definida por la posici�n que tiene el mar en el litoral en el transcurso de 24 horas.
En lapsos m�s prolongados, a�os, decenas de a�os, siglos y milenios, se aprecian cambios en la posici�n de la l�nea de costa. Son varios los factores que influyen sobre esta din�mica: 1) La acci�n del oleaje, las mareas y corrientes litorales que contribuyen a la destrucci�n de las rocas de la costa o a la depositaci�n de los sedimentos que transportan; 2) Descensos o ascensos del nivel del mar por un mayor o menor aporte de agua por los r�os de la tierra firme; 3) Ascensos o descensos del terreno, de origen interno. Estos fen�menos pueden presentarse aislados o en combinaci�n.
Pr�cticamente, todas las costas del planeta se est�n desplazando hacia el mar o la tierra firme. Tambi�n hay costas neutrales en aparente estabilidad.
El agente principal encargado de erosionar las riberas de la tierra firme es
el oleaje que por una acci�n mec�nica y qu�mica 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 fen�meno puede
ser observado en el sur de M�xico (Figura 41), desde Bah�a de Banderas hasta
el Golfo de Tehuantepec, donde predominan las costas llamadas abrasivas (o de
erosi�n marina). Es el mecanismo de formaci�n de playas, mismas que son escasas
en esta franja de cientos de kil�metros, lo que puede tener explicaci�n en la
actividad tect�nica que se manifiesta en una alta sismicidad que puede estar
dando lugar a un ascenso de la tierra firme de mayor intensidad que la erosi�n
marina.
Figura 41. Costa abrasiva en Jalisco.
El caso contrario es el de las costas acumulativas, cuyo relieve se constituye por los dep�sitos de material acarreado del mar a la tierra firme, comunes en la margen del Golfo de M�xico.
Algunas velocidades promedio que se han establecido para el retroceso de cantiles costeros por erosi�n marina son de 4 a 6 mm/a�o entre los valores mas bajos; 6-7 a 20 cm/a�o como valores intermedios y hasta 30 cm/a�o entre los m�s elevados. Var�an seg�n 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 erosi�n, el grado de alteraci�n de la roca y la fractura de la misma.
La geomorfolog�a de costas es la disciplina que se encarga del estudio de la zona de contacto del oc�ano con la tierra firme. Uno de sus principales objetivos consiste en establecer el tipo de procesos que dominan. No es dif�cil si hablamos de erosi�n y acumulaci�n, es algo que se aprecia a simple vista, aunque se deben evaluar sus velocidades. Es necesario, adem�s, realizar estudios para determinar si hay o no una tendencia al cambio del nivel del mar en la regi�n dada.
El estudio de la din�mica del mar en las costas es mucho m�s complejo que el
de los r�os o de los glaciares. En los litorales la remoci�n no es en un solo
sentido. Los granos de roca son transportados hacia la playa y devueltos otra
vez. La din�mica del agua es de direcci�n, extensi�n y velocidad diversas. Las
olas despu�s de romper forman corrientes, en unos casos en el fondo, en direcci�n
opuesta a la l�nea 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 se�alan la direcci�n de las olas, las finas, las corrientes litorales (O.Leontiev y G. Richagov, 1979)
Los procesos de acumulaci�n 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 M�xico se disponen a lo largo de algunos miles de kil�metros, aunque no en forma continua. Separan parcial o totalmente cuerpos de mar, como las lagunas Madre, Tamiahua, Del Carmen y de T�rminos, dispuestas desde las costas de Tamaulipas hasta las de Campeche.
Formas semejantes a las barras, pero con otra posici�n con respecto a la costa, son las flechas, mismas que crecen de la costa hacia el oc�ano, y los t�mbolos, que unen la costa con una isla.
Existen numerosas clasificaciones de las costas, realizadas en funci�n de forma, origen y din�mica actual. Los tipos de costas m�s comunes, de aceptaci�n universal, se mencionan en seguida.
Los fiordos son desembocaduras de glaciares monta�osos en el oc�ano, caracter�sticos de algunas costas de Noruega y Canad�.
El t�rmino sueco sk�r se refiere a una planicie costera con glaciares y formas afines. Se reconocen en Escandinavia y otras regiones.
La r�a es la desembocadura de un r�o de valle monta�oso en el oc�ano.
Las costas de planicie fluvial son bah�as de desembocaduras de r�os al mar en terrenos nivelados.
La costa tipo d�lmata es aquella en la que paralelamente a la misma se disponen islas y pen�nsulas alargadas. Son conjuntos de monta�as menores alineadas en una direcci�n determinada en la que act�a la erosi�n. El caso representativo es Dalmacia en el mar Adri�tico.
Las costas tect�nicas pueden seguir una direcci�n paralela a una falla. Por ejemplo, la costa entre Jalisco y Oaxaca es paralela a la trinchera Mesoamericana, la que define su alineaci�n. Otro caso es el de la costa cortada por fallas transversales que provocan hundimientos con formaci�n de bah�as.
Existen tambi�n las costas tipo Aral en las que la planicie costera es un desierto; las costas volc�nicas, donde el relieve —cabos, bah�as, etc— es determinado por erupciones j�venes: hay un ejemplo muy bueno en M�xico, en San Blas, Nayarit.
Las oscilaciones del nivel del mar en el Cuaternario se reconocen por antiguas l�neas de costas en tierra firme y por formas de origen suba�reo, 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 �poca determinada. El cuadro puede complicarse por la presencia de terrazas en condiciones submarinas y suba�reas.
En M�xico son notables las terrazas marinas en la pen�nsula de Baja California, regi�n que en el Cuaternario ha sido sensible a los cambios clim�ticos y a la actividad tect�nica. Se han reconocido series de 4 a 6 terrazas, con diferencias verticales m�ximas respecto a la costa de m�s de 350 m.
Las costas marinas constituyen un gran sistema global, de ah� la importancia que tiene su conocimiento no s�lo en un pa�s, 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 �tiles
Nuestro pa�s requiere de estudios a lo largo de sus 10 000 km de litorales porque s�lo a partir de su conocimiento se puede recomendar su aprovechamiento: puertos, turismo, pesca, industria, etc. En los pa�ses 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 evoluci�n del relieve terrestre por la actividad externa. Se inicia en las altas monta�as cubiertas de nieve y con r�os de hielo —los glaciares—. Contin�a con las corrientes fluviales que llegan al mar, a veces atravesando desiertos, como el Nilo, o regiones k�rsticas en las que el flujo es esencialmente subterr�neo. Termina el ciclo en los litorales y en el fondo oce�nico.
Cada proceso es individual, pero inseparable del sistema que forma parte. No s�lo existe la relaci�n glaciar-r�o-oleaje, sino tambi�n los procesos creadores del relieve: la actividad tect�nica y volc�nica que controlan en su intensidad a los ex�genos.
El paisaje des�rtico se encuentra ampliamente dispuesto en los continentes, en especial en las latitudes de 10 a 35 grados, ocupando un tercio de los mismos, aunque s�lo el 4% corresponde a los verdaderos desiertos y el resto a zonas �ridas y semi�ridas. Son caracter�sticas de los desiertos las precipitaciones escasas de lluvia, menores de 100 mm anuales y una evaporaci�n que supera a la infiltraci�n. Como consecuencia de lo anterior, la vegetaci�n es escasa o est� 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 tect�nicas activas de uni�n de placas litosf�ricas, en California, Chile y el Asia central. Todos los desiertos son j�venes. En el �ltimo mill�n de a�os ha habido cambios dim�ticos sustanciales, algunos fueron paisajes tropicales, en otros se han alternado las condiciones �ridas con las h�medas.
Las lluvias, aunque escasas, son normalmente torrenciales y encuentran una gran cantidad de material suelto que arrastran hacia la base de las monta�as.
El relieve de los desiertos es normalmente de planicie y monta�as angostas
y alargadas. La erosi�n es m�s intensa en las laderas, mismas que retroceden
y se forma, simult�neamente, un manto de acumulaci�n, el piedemonte o bajada
(Fig. 43).
Figura 43. Perfil del relieve en una regi�n �rida del norte de M�xico: 1)
planicie de origen lacustre; 2) piedemonte (formado por acumulaciones en las
desembocaduras de los arroyos); 3) zona de dep�sitos por derrumbes y ca�da de
rocas; 4) escarpe ( se desplaza reduciendo el volumen de las monta�as); 5) laderas;
6) zona divisoria de aguas.
Las monta�as pueden ser erosionadas hasta convertirse en residuos, a manera de columnas, rocas encimadas, hongos, puentes naturales colinas, etc. Paisajes que llenan con fotograf�as de colores las p�ginas de libros relacionados con la Tierra.
El origen de estas formas caprichosas se debe principalmente a un intemperismo diferencial. Esto quiere decir que act�a 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.
As� como en los desiertos hay un conjunto de formas del relieve debidas al intemperismo y a la erosi�n, tambi�n se presenta, aunque no siempre, la zona de acumulaci�n. El viento es el agente principal que remueve las part�culas finas, las transporta y las deposita. Se originan barjanes (para algunos autores es sin�nimo de duna): mont�culos asim�tricos de alturas de algunos cent�metros y hasta 40 m en casos extraordinarios. Por la superficie de suave inclinaci�n el viento remueve la arena, al llegar a la porci�n 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 a�o, normalmente son de 10 a 32 metros por a�o.
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 habitaci�n. Cuando se contiene el avance de las dunas, surge la vegetaci�n que las fija y frena su desarrollo. Son comunes en las costas del Golfo de M�xico, en el norte de nuestro pa�s; tambi�n en la pen�nsula 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 m�s �ridas (Fig. 45) se disponen en el norte de
Africa, la pen�nsula ar�biga, Sud�frica, el Asia central (Takla-Mak�n), Norteam�rica
(Altar en Sonora) y Sudam�rica (Atacama). El resto son considerados por diversos
autores como zonas �ridas, porque, aunque escasa, el agua de lluvia se presenta
en mayor cantidad y, consecuentemente, tambi�n la vida vegetal y animal.
Con los desiertos se relaciona el aprovechamiento de la energ�a solar y e�lica. Un problema es que se trata de regiones en crecimiento. Muchos especialistas consideran que esto se debe no tanto a un r�gimen natural, sino a la influencia del hombre que al alterar el equilibrio por el uso indebido del suelo, provoca su erosi�n.
Las modificaciones a la superficie de la Tierra por influencia del hombre se inician desde que �ste existe. Primero utiliz� los elementos naturales: las cuevas como morada, el agua de los r�os, lagos y manantiales para satisfacer sus necesidades. Con el tiempo transformar�a la naturaleza en su beneficio y, en la �poca moderna, con la ayuda de una tecnolog�a complicada.
Las ciudades son modificaciones al relieve original y en los �ltimos a�os esto adquiere importancia porque crecen en todo el mundo. Surgieron donde hab�a condiciones favorables, el agua en primer lugar. Pero, con su desarrollo, muchas veces el l�quido lleg� a ser insuficiente y fue necesario llevarlo de otro lugar a trav�s de canales y acueductos, o construir presas para almacenarlo. Con estas obras se realiza una alteraci�n del ambiente, se rompe un equilibrio y se modifican los procesos de la erosi�n y de la acumulaci�n.
Un ejemplo notable en el mundo es la ciudad de M�xico. Los aztecas, rechazados por las tribus asentadas en las riberas del lago, se establecieron en los islotes del interior e iniciaron la transformaci�n del relieve con el relleno artificial para la construcci�n 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 destrucci�n de Tenochtitl�n por los conquistadores espa�oles sigui� la fundaci�n de la nueva capital. Las condiciones eran desfavorables para construir la ciudad en superficies sujetas a inundaci�n. La decisi�n fue pol�tica, era una forma de demostrar el triunfo de una cultura sobre otra.
Desde entonces se inici� una r�pida transformaci�n del relieve. La ciudad avanz� sobre los lagos, se construyeron obras para expulsar las aguas de �stos hacia los r�os de la vertiente del Golfo de M�xico. Primero fue el t�nel y tajo de Nochistongo (1608 y 1789), a los que siguieron los t�neles de Tequixquiac (1900 y 1954). La �ltima gran obra es el drenaje profundo. La ciudad rebas� la superficie lacustre, creci� hacia las laderas inferiores del piedemonte y posteriormente a las superiores, invadi� los terrenos de lavas recientes, cerros enteros y barrancos.
A principios de siglo empezaron a hacerse notables los hundimientos de la ciudad de M�xico que llegaron a alcanzar velocidades de 30 cm/a�o. Nabor Carrillo reconoci� en 1948 que el hundimiento se debe a la extracci�n de agua del subsuelo, lo que provoca disminuci�n del volumen de las rocas arcillosas por compactaci�n.
Actualmente, los procesos naturales que encontraron los conquistadores espa�oles en Tenochtitl�n fueron ya transformados totalmente. De los grandes lagos s�lo quedan residuos, los arroyos monta�osos fueron canalizados al drenaje profundo, las riberas f�rtiles est�n ocupadas por la gran ciudad.
Modificaciones al relieve se producen por la construcci�n de minas a cielo abierto, canteras y construcciones diversas. Las presas alteran el r�gimen natural de los rios, la erosi�n se transforma en acumulaci�n. Hay tambi�n datos suficientes para sostener que las grandes presas han incrementado la sismicidad en la zona donde se construyeron; en la mayor�a los casos han sido sismos de foco poco profundo y epicentro a unos kil�metros de distancia de la presa.
Actualmente, el hombre es el agente m�s importante que influye en la transformaci�n del relieve. Ni el nacimiento del Xictli hace unos 2 000 a�os alter� el sistema hidrol�gico en la medida que lo ha hecho la actividad humana en los �ltimos a�os.
NOTAS
1Ve�se El veleidoso clima, n�m. 127 de esta colecci�n.
2 Un libro ilustrado con magn�ficas fotograf�as, es el de Carlos Lazcano, Los grandes abismos de M�xico, Ed. Jilguero, M�xico, 1988.
