V. LOS CONTINENTES
LOS CRATONES, N�CLEOS DE PANGEA
EN LOS CONTINENTES, en especial en Eurasia y Am�rica, destacan los cinturones monta�osos de miles de kil�metros de longitud, con decenas y cientos de kil�metros a lo ancho. Son notables por las grandes alturas que alcanzan, m�s de 7 km en el Asia Central y m�s de 5 km en una gran extensi�n de los Andes. Como regla, son estructuras alineadas. Delimitan con amplias superficies de un relieve muy distinto: planicies costeras, superficies de lomer�os, altiplanos: son los territorios que constituyen la mayor parte de los continentes, las regiones crat�nicas, donde se presentan incluso monta�as 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 cient�ficos, entre ellos J. B. Murphy y R. D. Nance han concluido recientemente que cada pocos cientos de millones de a�os, los continentes se han unido en una gran masa de tierra que llaman supercontinente. Este ciclo habr�a empezado hace unos 1 000 m.a. cuando los continentes se separaban; la desmembraci�n total se produjo tal vez hace 820 m.a.; 650 m.a. antes, los oc�anos 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 fen�meno global se produce en la secuencia siguiente:
1. Fractura del supercontinente durante 40 m.a.
2. Separaci�n y dispersi�n m�xima de bloques continentales en 160 m.a.
3. La reunificaci�n tiene lugar despu�s 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 �ltimo supercontinente se produjo entre 575 y 550 m.a. atr�s. 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 tect�nicas o de evoluci�n de la Tierra: Arcaico temprano (3 800-3 000 m.a.), Arcaico tard�o (3 000-2 500 ma.), Proterozoico temprano (2 500-1 700 ma.), Proterozoico medio y tard�o (1 700-200 m.a.) y Fanerozoico (los �ltimos 700 m.a.).
Desde hace 1 700 m.a. los continentes deben haber estado unidos. La tierra firme se dispon�a esencialmente en el hemisferio norte, de lo que resultaba una gran superficie ocupada por el Oc�ano Pac�fico. Los continentes no permanecieron est�ticos.
Los cratones son las porciones m�s antiguas de los continentes, fragmentos de Pangea. Los constituyen rocas de edades de m�s 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 m�s j�venes.
El relieve original ha sido afectado por invasiones marinas (transgresiones) lentas, de millones de a�os, 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 oc�ano (regresiones) respecto a la tierra firme, tambi�n de duraci�n prolongada.
En los continentes reconocemos, adem�s de los sistemas monta�osos y los
rift las regiones de rocas antiguas (>1 400 m.a.) cerca de la
superficie; aflorando en �sta —son los escudos— y cubiertas
a profundidad de kil�metros por rocas m�s j�venes que se denominan plataformas.
En conjunto constituyen un crat�n (Figura 14). En s�, todos los continentes,
con excepci�n de sus regiones monta�osas son grandes cratones: Norteam�rica,
Sudam�rica, Europa central y norte de Asia, sudeste de Asia, Africa, Australia
y la Ant�rtida.
Figura 14. Estructura de un crat�n
Los escudos son de dimensiones menores, con excepci�n del canadiense que ocupa
un vasto territorio de Norteam�rica 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 kil�metros cuadrados: uno
en Norteam�rica, tres en Sudam�rica, dos en Europa, uno en Siberia, cinco principales
en Africa, tres en Australia (Figura 15).
Figura 15. Estructuras principales del relieve terrestre: 1) sistemas monta�osos j�venes; 2) sistemas monta�osos antiguos. Cratones: 3) plataformas, 4) escudos; 5) margen continental submarina; 6) sistemas monta�osos submarinos; 7) dorsales; 8) planicies abisales; 9) rift en los continentes; 10) trincheras. Los n�meros en el mapa se refieren a las trincheras de la Lista No. 1 del siguiente capitulo VI: El piso oc�anico.
La mayor parte de los continentes son plataformas y a �stas corresponden en general las tierras m�s bajas, sobre todo cuando los estratos sedimentarios descansan sobre rocas m�s j�venes 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 pen�nsula de Yucat�n y en la plataforma occidental de Siberia.
Es com�n que los escudos correspondan a porciones elevadas de los continentes. Dos ejemplos son el macizo (as� se denomina a los escudos de peque�as dimensiones) de Ahaggar en la porci�n central-septentrional de Africa y el de Guyana en Sudam�rica. Ambos alcanzan una altitud aproximada de 3 000 msnm.
Los cratones se extienden incluso al territorio oce�nico; precisamente, la plataforma continental es la porci�n submarina de aqu�llos, excepto en algunas m�rgenes continentales de fuerte actividad tect�nica.
La superficie de los cratones se transforma, de las tierras llanas de las costas a lomer�os, planicies elevadas a 1 000, 2 000 y m�s metros. Cuando el agua de escurrimiento corta los altiplanos, formando ca�ones profundos de cientos de metros, surgen monta�as de laderas empinadas, bordeadas por los r�os.
El clima influye tambi�n en el paisaje de las regiones crat�nicas. Casquetes de hielo cubren en forma permanente a Groenlandia y la Ant�rtida. Temporalmente se extiende un manto de nieve en la mayor parte de Eurasia y Norteam�rica. Grandes desiertos se presentan en Asia, Norteam�rica, Africa y Australia y contrastan con los tr�picos h�medos de los pa�ses cercanos al ecuador.
La estabilidad de las regiones crat�nicas, por su sismicidad y volcanismo d�biles, en comparaci�n con los sistemas monta�osos, ha sido cuestionada por el ge�grafo franc�s J. Tricart quien considera la posibilidad de actividad en el crat�n sudamericano por movimientos verticales. En Siberia se han determinado velocidades de hasta 10-15 mm/a�o para levantamientos y hundimientos. Ejemplos como estos hay muchos m�s.
El estudio de los cratones incluye las rocas que los constituyen (tipo, edad, disposici�n en sentido vertical, etc.), su relieve y otros factores. Esto tiene algo m�s que un puro inter�s cient�fico, ya que se presentan ricos yacimientos minerales, como el petr�leo en las plataformas y los diamantes en los cratones antiguos.
Todav�a hasta mediados del siglo XVIII las altas monta�as de los Alpes eran motivo de misterio. Era la morada de los dioses que no deb�a ser profanada por los humanos. Este es uno de los mitos universales que encontramos en diversas �pocas en todas las regiones monta�osas de la Tierra; lo mismo en el Nepal que en Hawai o en Sudam�rica. El temor y la incomprensi�n de los fen�menos 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 monta�as alej� al hombre de ellas por siglos.
Los conquistadores espa�oles profanaron la monta�a sagrada, el Popocat�petl (5 452 m), cuando ascendieron al cr�ter en busca de azufre, aparentemente en la segunda d�cada del siglo XVI. En Europa, en cambio, la historia registra que el primer ascenso al punto m�s alto, la cima del Monte Blanco (4 808 m) se realiz� solamente en 1786 por J. Balmat y M.G. Paccard.
El gran inter�s que nace en Europa en la segunda mitad del siglo XVIII por conocer las altas monta�as tuvo dos fines principales: primero, observar algo nuevo a trav�s de la aventura y satisfacer un deseo de dominio; segundo, la inquietud cient�fica en una �poca en que avanzaban las ciencias naturales a partir de las observaciones directas. Seguramente en los exploradores de entonces se combinaban ambas motivaciones.
Las monta�as presentaban al estudioso de la �poca una extraordinaria informaci�n, misma que contribuy� al desarrollo incipiente de la geolog�a. Pod�an observarse mejor las capas de las rocas, se med�an sus espesores mayores y se reconoc�an los cambios en la constituci�n de una a otra capa. Los f�siles marinos, antiguos organismos que contienen las rocas, atestiguan que �stas se formaron en el fondo oce�nico y posteriormente fueron levantadas y deformadas.
El naturalista trataba de explicarse c�mo se forman las monta�as. Ya no se conformaba con la explicaci�n m�tica de la presencia eterna e inmutable de los accidentes del relieve terrestre.
En la primera mitad del siglo pasado fue popular la explicaci�n de la formaci�n de las monta�as por el fuego interno de la Tierra, que provocaba el ascenso de masas continentales dando origen a los sistemas monta�osos. L. Buch, E. de Beaumont y A. Humboldt fueron los principales defensores de esta teor�a.
Mayor �xito tuvo en la segunda mitad del siglo XIX la teor�a de la contracci�n. Con base en las determinaciones de la f�sica de la �poca, la Tierra perd�a gradualmente su calor interno, se enfriaba y, como resultado, se contra�a. As� se formaban las arrugas de la Tierra: los grandes sistemas monta�osos.
A fines del siglo pasado surgi� la teor�a de la isostasia, propuesta por el ge�logo estadounidense K E. Datt. Supone que el relieve terrestre consiste en zonas de hundimiento y levantamiento, movimientos que tienden a un equilibrio.
La teor�a del origen de las monta�as a partir de fosas oce�nicas estrechas y profundas donde se depositan sedimentos de fuerte espesor que posteriormente son levantados y deformados hasta convertirse en un sistema monta�oso, fue formulada por el estadounidense J. Hall en 1859, y complementada por su compatriota J. D. Dana en 1873. Es la teor�a del geosinclinal que habr�a de evolucionar hasta principios de los a�os sesenta de nuestro siglo XX.
Por otro lado, a fines del siglo pasado se descubri� la radiactividad, con lo que termin� la contracci�n de la Tierra: no pierde calor, sino que lo genera por la presencia de elementos radiactivos.
En 1912, A. Wegener expuso la teor�a de la deriva de los continentes: los actuales provienen de la desmembraci�n de Pangea. A semejanza de los icebergs, los continentes deb�an flotar en una masa de mayor densidad, desplaz�ndose. Wegener no pudo explicar por qu� se mueven, sus ideas tuvieron poca aceptaci�n y pasaron a ser solamente un p�rrafo de la historia de la geolog�a. El geosinclinal y los movimientos verticales fueron hasta 1968 los conceptos m�s aceptados para explicar la formaci�n de las monta�as.
La �ltima teor�a y actualmente de aceptaci�n universal es la de la tect�nica de placas. Surgi� de la acumulaci�n de datos sobre el relieve, en geolog�a y geof�sica del fondo oce�nico despu�s de la segunda Guerra Mundial. Entre 1961 y 1969 aparecen publicados una serie de art�culos cient�ficos de distintos especialistas y temas diversos, pero con un denominador com�n: aportan muchos argumentos en favor del movimiento de los continentes, con ideas revolucionarias sobre el mecanismo de separaci�n o acercamiento de los mismos.
El choque de las placas provoca la formaci�n de monta�as, como el Himalaya o los Andes. La separaci�n origina las dorsales oce�nicas: monta�as en formaci�n por el ascenso de magma a trav�s de la depresi�n axial (el valle rift).
Las rocas que constituyen las monta�as del Himalaya, hace 70 m.a. se encontraban a 8 000 km al sur de su posici�n actual. Los Alpes se formaron de manera semejante al Himalaya, cuando la placa africana choc� con la europea. Esto signific� el desprendimiento de material rocoso del borde meridional de Europa, removido (cabalgamiento) hacia el norte. Si el Himalaya es mucho m�s 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 se�ala que la porci�n occidental de los Andes fue en el pasado geol�gico un arco volc�nico semejante a los actuales de las zonas de subducci�n; pero, en el altiplano central y la cordillera oriental de los Andes, la estructura es de rocas sedimentarias plegadas. Las altas mesetas del T�bet y los Andes las explican Paul Tapponnier y Peter Molnar como resultado de una intensa presi�n horizontal; asimismo consideran que puede estar en proceso de disminuir; lo que conducir�a con el tiempo geol�gico al cese de la elevaci�n y a su transformaci�n en monta�as bajas. O sea, dependen fundamentalmente de sus ra�ces. El Himalaya, los Alpes y las Rocallosas se apoyan en una litosfera gruesa, fr�a en comparaci�n con la que subyace al T�bet. Aqu�llas cabalgan sobre corteza fr�a, no poseen un soporte horizontal como ocurre con las mesetas.
Las monta�as se forman en los limites de placas litosf�ricas, en un caso por la subducci�n de una placa oce�nica bajo otra continental (tipo Mesoam�rica y Sudam�rica, en el Pacifico), proceso que puede conducir; en el segundo caso, a la extinci�n de la placa oce�nica y continuar con una colisi�n de otras dos continentales (India-China)
A fines del siglo pasado predominaba la idea de que las orogenias son fen�menos del pasado geol�gico; la �ltima ocurrir�a a fines del Eoceno, hace 50 millones de a�os. Apareci� tambi�n la teor�a de W. Davis —el ciclo geogr�fico— sobre la erosi�n continua de las monta�as hasta convertirlas en casi planicies. Esto parece algo muy natural, cualquiera puede observar el desgaste de las monta�as: rocas que caen por la acci�n de la gravedad, fragmentos transportados por los arroyos. Un volumen determinado de material es transportado en un a�o de las elevaciones a las porciones m�s bajas; en 1 000 a�os una monta�a habr� perdido algunos mil�metros o cent�metros de altitud; en unos millones el proceso culmina.
El fen�meno de la formaci�n y destrucci�n de las monta�as es m�s complicado. Una aportaci�n importante result� del estudio de las cordilleras del Asia central por los ge�logos ex sovi�ticos S. Obruchev y S.Shultz quienes en 1948 concluyeron que el proceso orog�nico en esta regi�n es esencialmente del periodo Cuaternario, de los dos �ltimos millones de a�os y activo en la actualidad. Propusieron entonces el t�rmino neotect�nica, disciplina que estudia los procesos end�genos creadores del relieve actual de la Tierra.
Lo interesante de estos distintos conceptos sobre los procesos de formaci�n de monta�as es su evoluci�n hacia posiciones cada vez mas radicales, en las que la velocidad de los movimientos tect�nicos 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 end�genos 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 nivelaci�n; 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 tect�nicos ( T ) predominan en el tiempo que dura el proceso, altern�ndose con etapas m�s breves en que la erosi�n o denudaci�n es m�s 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 precisi�n persiste el problema que corresponden a lapsos reducidos, de decenas de a�os, ni siquiera rebasan el siglo, por lo que sigue en duda la cuesti�n de la continuidad.
Velocidades en mm/a�o 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 C�rpatos-Balcanes; 10 a 13 para el Gran C�ucaso, 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/a�o. Otros datos pertenecen al Servicio Geod�sico del Nepal, que ha establecido que las monta�as de ese pa�s se levantan con un promedio de l-4 mm/a�o, pero la erosi�n las rebaja hasta 5 mm/a�o.
Algunos autores suponen que nuevas orogenias se est�n generando en Nueva Zelanda y en California. En la primera se han definido velocidades de ascenso de hasta 11 m/ 1 000 a�os, y cerca de Los Angeles de 4 a 6 m/ 1 000 a�os. Se considera que la formaci�n de un sistema monta�oso se produce con una velocidad promedio de ascenso de 9 m/ 1 000 a�os.
La observaci�n de un mapa fisiogr�fico de la Tierra nos permite apreciar que las monta�as se encuentran alineadas en cinturones de miles de kil�metros (Anterior Figura 15) y los principales son los siguientes:
El cintur�n monta�oso marginal al Pac�fico oriental se extiende desde la pen�nsula de Alaska hasta el sur de Sudam�rica, a trav�s del occidente del Canad� y Estados Unidos (la Cordillera, M�xico, Centroam�rica y los Andes).
El cintur�n monta�oso del Pacifico occidental consiste en monta�as submarinas frente a las costas del continente asi�tico. Se inicia en el norte (contin�a el anterior) con las islas Aleutianas y se extiende con Kamchatka, las Kuriles, Jap�n, las Filipinas —las Marianas en otra direcci�n— Nueva Guinea, Melanesia, Tonga, Kermadec y Nueva Zelanda.
Los dos anteriores son considerados un solo cintur�n: de Fuego del Pac�fico.
El cintur�n monta�oso Alpino-Himalayo, que de oeste a este se inicia con las cordilleras B�ticas, en el sur de Espa�a y el norte de Africa (Atlas); contin�a con los Pirineos, los Apeninos, los Alpes, los C�rpatos, los Din�ricos y los Balcanes; sigue a trav�s de los montes de Crimea, el C�ucaso, la mesa de Ir�n, el Pamir; Hindukush, Karakorum e Himalaya; una ramificaci�n es la del Tian-Shan. Este gran cintur�n tiene continuaci�n hacia el sureste: Indochina y las islas de Indonesia.
Otros sistemas monta�osos de menor extensi�n y altura son los siguientes: los Montes Escandinavos, a lo largo de Noruega; Verkhoyan y Chersky en el extremo nororiental del continente asi�tico; los Urales, entre Europa y Asia; el sistema Mongol-Okhotsk, en el Asia Central, extendi�ndose hasta el Pac�fico en la regi�n del Jap�n; los Apalaches en el oriente de Estados Unidos; la cordillera de Australia oriental.
El esquema puede complementarse con los sistemas monta�osos de los oc�anos, de dos tipos: las dorsales (que constituyen una unidad), y los sistemas monta�osos submarinos, propiamente (Anterior Figura 15).
Cualquier persona que observe una roca, en especial si �sta es de un tama�o superior a un metro, encontrar� grietas. Son rupturas que est�n 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 peque�as de cent�metros hasta las gigantescas de cientos e incluso miles de kil�metros de longitud. Es verdad que estas mayores s�lo se aprecian desde una nave espacial o en las im�genes de sat�lite. En la geolog�a, 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 �stos, de la inclinaci�n del plano, etc. Entre las grietas m�s importantes por sus dimensiones, y por la expresi�n que tienen en el relieve terrestre, se encuentran los rift, t�rmino de uso universal que se aplica a fracturas de grandes magnitudes longitudinales y profundidades de decenas de kil�metros, con movimiento de los bloques alej�ndose uno de otro.
En este caso y en muchos otros es preferible adoptar un t�rmino extranjero que traducirlo; esto �ltimo s�lo crea confusi�n ya que resultan m�s de dos versiones. Por ejemplo, en M�xico es equivalente a falla distensiva, a grieta, a cuarteadura y otros t�rminos. Pero hay que agregar que tambi�n se hacen traducciones en Espa�a y en tres o cuatro pa�ses latinoamericanos, para que a fin de cuentas s�lo nos entendamos cuando hablamos del rift.
La corteza terrestre est� 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 oc�anos y en parte de los continentes. Se trata de estructuras activas actualmente, lo que significa que los bloques se encuentran en proceso de separaci�n, provocando el hundimiento constante de la superficie que se dispone entre ambos. Esto va acompa�ado de actividad s�smica y volc�nica. El efecto de este proceso es la formaci�n de grandes depresiones.
Los lagos del oriente de Africa corresponden a estructuras rift: depresiones formadas por la separaci�n 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 Ad�n. El rift se vuelve continental y queda bien definido por las alineaciones de los lagos: Eduardo, Kiv�, Tanganica, Rukwa y Nyasa. Muchos autores suponen que en unos pocos millones de a�os el rift africano ser� un nuevo oc�ano por el desprendimiento del bloque oriental que posee m�s de 400 km de anchura.
La actividad se manifiesta en esta regi�n por sismos y volcanes. El lago Tanganica, el m�s profundo de �frica 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 dep�sito constante de sedimentos que llevan a cabo los r�os. Les ocurre lo mismo que a las presas que en cuesti�n de a�os transforman un ca��n profundo en una planicie.
El lago Baikal en Siberia es el m�s profundo, con aproximadamente 1 700 m,
muy alejado del oc�ano y con su fondo muy por debajo del nivel del mar (Figura
16). Es otro caso de una depresi�n del relieve terrestre en proceso de crecimiento,
con una velocidad que debe ser muy superior a la de acumulaci�n 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 end�gena no s�lo origina rasgos espectaculares del relieve, sino que adem�s favorece el desarrollo de determinados tipos de fauna y vegetaci�n. El sistema ecol�gico en casos como �ste incluye a la actividad interna de la Tierra.
Un tercer rift corresponde a la depresi�n que ocupa el r�o 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 oc�anos, los rift son un rasgo dominante, tema que se trata en el siguiente cap�tulo.
Los rift son elementos fundamentales en el rompecabezas de la tect�nica de placas. Representan las l�neas de uni�n con respecto a las cuales se producen los movimientos de separaci�n de bloques.
