IV. EL FONDO OCE�NICO

LA EXPRESI�N popular !Tan cerca y tan lejos! refleja muy bien la situaci�n del fondo marino con respecto a los exploradores, pues aunque se encuentra a s�lo unos 3.7 km, en promedio, de la superficie terrestre [en este caso bajo el nivel del mar (BNM)], y �qu� es una expedici�n de menos de 4 km para un explorador?, las enormes presiones hacen que la exploraci�n del fondo marino sea una empresa muy ardua. Sin embargo, los oc�anos ocupan 71% de la superficie terrestre, y para saber lo que pasa en �sta no basta con conocer menos de una tercera parte suya.

La batimetr�a, esto es, el mapeo de la profundidad del fondo oce�nico o la topograf�a submarina, comenz� muy temprano en la historia de la navegaci�n. Al principio se llevaba a cabo mediante sondas que eran simplemente pesos atados a la punta de un cable, que se bajaban hasta el fondo (si alcanzaba el cable) y a veces se untaban con grasa para recoger muestras del suelo submarino.

Durante la segunda Guerra Mundial se desarroll� un equipo, llamado sonar, para hacer sondeos ac�sticos; el sonar emite un sonido y calcula la distancia al fondo marino a partir del tiempo que tarda el sonido en reflejarse en el fondo y volver a la superficie. Versiones modernas muy sofisticadas de este m�todo se usan en la actualidad para obtener una imagen detallada de la batimetr�a.

Otro m�todo de explorar el fondo oce�nico era mediante el dragado, que consiste en arrastrar una combinaci�n de rastrillo con red que permite obtener muestras de rocas y seres vivos. Hoy d�a hay veh�culos robots o tripulados que permiten recolectar muestras e im�genes de zonas muy profundas del fondo oce�nico.

Otras medidas modernas de propiedades del fondo oce�nico se refieren a su gravedad y magnetismo, y barcos equipados con equipos de perforaci�n (parecidos a los usados para la exploraci�n en la b�squeda de petr�leo) han obtenido un buen n�mero de muestras de la estructura del fondo marino en muchos puntos de la Tierra.

Los estudios batim�tricos indicaron la existencia de cuatro rasgos importantes del fondo marino (un mapa en relieve del cual se muestra en la figura 18):

1) Grandes �reas relativamente planas que cubren la mayor parte del fondo a profundidades de 2 a 6 km, llamadas planicies abisales.

2) Profundas depresiones alargadas, llamadas trincheras oce�nicas, que alcanzan grandes profundidades.

3) Enormes cadenas monta�osas muy extensas, llamadas cordilleras oce�nicas.

4) Grandes zonas de fractura que separan secciones de las cadenas monta�osas.

Estos rasgos y otras propiedades del fondo oce�nico son algunos de los datos que apoyan con m�s firmeza la teor�a de la tect�nica de placas, y que eran inexplicables hasta el surgimiento de �sta. A continuaci�n veremos con mas detalle algunos aspectos de estas caracter�sticas del fondo oce�nico.

Figura 18.

IV.1. TRINCHERAS

Las trincheras oce�nicas son depresiones del fondo marino, angostas y alargadas, usualmente en forma de arco, donde se encuentran las mayores profundidades de la superficie terrestre. La figura 19 muestra la localizaci�n de las principales trincheras oce�nicas; podemos ver que gran parte de ellas se encuentra en las orillas del Oc�ano Pac�fico. Las trincheras m�s profundas son la de Filipinas (11.52 km) y la de Marianas (11.03 km) que miden unos 1 200 y 2 000 km de largo, respectivamente. La trinchera m�s larga es la de las Aleutianas, que mide 3 300 km de largo y alcanza los 7.68 km de profundidad.

Figura 19.

Gran parte de las trincheras se encuentra en la frontera entre oc�ano y continente, mientras que otras se encuentran a lo largo de arcos de islas, los cuales son cadenas de islas de composici�n volc�nica, como por ejemplo las Islas Marianas y Tonga. Tanto en estas islas como en los continentes, la mayor parte de la actividad volc�nica se encuentra distribuida en cinturones paralelos a las trincheras, que son monta�osos en los continentes; por esta raz�n, a veces se utiliza la expresi�n arco de monta�as para referirse a la regi�n de la trinchera en los continentes.

Si se compara la distribuci�n de estas trincheras con la de la sismicidad global mostrada en la figura 8, puede verse que la mayor parte de los grandes terremotos profundos ocurren muy cerca de las trincheras, del lado del continente o del arco de islas, seg�n sea el caso. Estos terremotos, otros menos profundos y la mayor parte de los sismos peque�os que ocurren en estas regiones tienen mecanismos que son primordialmente reversos o normales.

IV.2. CORDILLERAS OCE�NICAS

La figura 20 muestra las posici�n de las principales cordilleras oce�nicas (indicadas por pares de l�neas paralelas), y su representaci�n en el fondo marino se puede ver en la figura 8. Las cordilleras oce�nicas son cadenas (algunas de ellas largu�simas, de miles de kil�metros) de monta�as (algunas de ellas muy altas, tanto como el Everest) alargadas, casi todas submarinas (algunas de ellas asoman a la superficie del mar como islas), en cuya parte central existen rupturas, tambi�n alargadas, de donde brotan erupciones de coj�n de lava bas�ltica que forma volcanes, y chorros de agua muy caliente (unos 350° C) con cantidad de minerales disueltos. A los lados de la ruptura existen otros volcanes y chorros de agua, pero la actividad eruptiva, la temperatura del agua y la concentraci�n de minerales en ella, disminuyen r�pidamente conforme aumenta la distancia a la ruptura central, y cesan a unos cuantos kil�metros de ella.

Figura 20.

El t�rmino lavas bas�lticas de coj�n merece una breve explicaci�n. Cuando la erupci�n ocurre bajo el agua, �sta enfr�a la superficie de la lava tan r�pido que se le forma una costra de roca s�lida en la superficie, por debajo de la cual la lava permanece l�quida y, como los basaltos son poco viscosos, contin�a fluyendo, de manera que forma una especie de tubos o cojines (de all� su nombre) de roca interconectados.

Las rupturas de las cordilleras oce�nicas se encuentran usualmente a unos 2.5 a 2.8 km de profundidad, donde no llega ya la luz del Sol (penetra hasta menos de 1 600 m) y la vida a estas profundidades es, en otras regiones de los oc�anos, muy escasa. Sin embargo, alrededor de las rupturas de las cordilleras submarinas se encuentran colonias de plantas y animales que aprovechan el calor y los minerales del agua para vivir. Algunos de estos seres, esponjas sil�ceas en forma de champignon, largos "gusanos" en forma de tubo, algunos con capuchones de colores, etc., no se encuentran en otros lugares y algunas de tales especies reci�n descubiertas han recibido nombres como Riftias y Ridgeias, de las palabras inglesas rift y ridge, que significan ruptura y dorsal (o cresta), respectivamente.

Las cordilleras oce�nicas m�s grandes son:

1) La cordillera Mesoatl�ntica (CMA) que divide al Oc�ano Atl�ntico aproximadamente a la mitad, remedando la forma de las costas de Sudam�rica oriental y África occidental. La cresta de la CMA es muy escarpada, como se puede ver en la figura 21c que muestra un perfil batim�trico a trav�s de la cordillera, por lo que se le llama a menudo dorsal Mesoatl�ntica. En la l�nea central de la cresta, la CMA presenta un valle central o valle de ruptura, en cuyo centro se encuentran las rupturas volc�nicas mencionadas arriba. En la figura 21b se muestra con detalle del valle central de la cordillera Mesoamericana.

2) La cordillera del Pacífico Oriental (CPO) que abarca desde cerca de Manzanillo, en la costa de Colima, hasta los 33° de latitud Sur, se diferencia de la CMA en que, aunque alcanza grandes alturas sobre el fondo marino, su topograf�a es mucho m�s suave (Figura 21a), tanto as� que a menudo es llamada elevaci�n del Pacífico Oriental. No presenta valle de ruptura en la cresta.

Figura 21.

3) Cordillera de Carlsberg (CCA) que divide el Oc�ano Índico desde el Mar Ar�bigo hasta los 20° de latitud Sur (latitud del Madagascar central).

4) Cordillera Ant�rtica. Esta cordillera rodea casi completamente a la Ant�rtida (en el mapa de la figura 20 su tama�o est� muy exagerado a causa de la proyecci�n) y conecta con las tres cordilleras antes mencionadas. Su nombre es distinto para diferentes secciones: Ant�rtico-Pac�fico, de Chile, Ant�rtico-Americana, Ant�rtico-Africana y del Oc�ano Índico Medio.

Fue B. Heezen quien, en 1960, sugiri� el papel de las cordilleras oce�nicas como lugares de creaci�n de corteza. Basado en esta suposici�n, H. Hess pudo explicar el proceso de creaci�n de los montes submarinos conocidos como guyots (v�ase el apartado VII.4).

IV.3. ZONAS DE FRACTURA

Si nos fijamos en las cordilleras oce�nicas mostradas en la figura 18, vemos que cada segmento est� separado de los adyacentes por fracturas que se contin�an hacia ambos lados. El fondo marino presenta diferentes profundidades y diferentes edades de cada lado de cada una de estas fracturas, a veces rectas, a veces curvas como segmentos de arco.

En algunos lugares se pueden ver grupos de fracturas tan cercanas que es imposible distinguir entre ellas, se les llama zonas de fractura, algunas de ellas ser�n mencionadas m�s adelante y unas cuantas est�n indicadas en la figura 20 con las letras ZF.

El tama�o de los sismos ocurridos en las zonas de fractura es mayor mientras menor sea la velocidad de movimiento relativo entre las placas y mientras m�s larga sea la parte activa (v�ase el apartado V.5) de la zona. Los mayores sismos ocurren cerca del centro de la parte activa, lo que indica que las altas temperaturas de la corteza que se encuentran cerca de las crestas de las cordilleras oce�nicas no favorecen la ocurrencia de sismos.

IV.4. LOS SEDIMENTOS EN EL FONDO DEL MAR Y SU EDAD

En primer lugar veremos algunos principios b�sicos de la sedimentaci�n en los oc�anos, y a continuaci�n las observaciones que causaron los problemas mencionados en el cap�tulo I.

Las principales causas de sedimentaci�n en los oc�anos son: productos de erosi�n de los continentes arrastrados por r�os o acarreados por el viento, cenizas de explosiones volc�nicas, tambi�n acarreadas y distribuidas por el viento, y deshechos org�nicos formados por fragmentos de conchas, esqueletos y otras partes duras de especies animales y vegetales, la gran mayor�a de los cuales habitan aguas menos profundas de 400 m.

Los productos gruesos de erosi�n continental son naturalmente m�s numerosos en las regiones costeras, donde pueden depositarse de 50 a 500 m de sedimentos cada mill�n de a�os. Cerca de un volc�n activo, en la direcci�n de los vientos dominantes, pueden depositarse unos 10 m/Ma de cenizas.

Por otro lado, las part�culas m�s finas de erosi�n y vulcanismo continentales pueden ser acarreadas muy lejos sobre los oc�anos por el viento, despu�s de lo cual pueden permanecer largo tiempo en suspensi�n en el agua antes de ser depositadas, por lo que pueden alcanzar una distribuci�n bastante uniforme en las cuencas oce�nicas. Estas part�culas se depositan produciendo arcillas abisales (a profundidades de 2 000 a 6 000 m) a raz�n de 1-20 m/Ma.

La producci�n de desechos org�nicos es mayor donde hay m�s concentraci�n de vida marina, principalmente de los seres microsc�picos que forman el plancton, los cuales no se encuentran distribuidos de manera uniforme por todos los oc�anos. Sus concentraciones son mayores en zonas donde existen corrientes ricas en sustancias nutritivas, que se encuentran cerca de las costas occidentales de los continentes, a lo largo del ecuador y, cosa curiosa, en el Ártico y en el Ant�rtico.

No todos los desechos org�nicos llegan a depositarse, pues gran cantidad se disuelve antes. Los que est�n compuestos por carbonatos normalmente se disuelven por completo antes de los 3 700 m (profundidad de compensaci�n de carbonatos), los de s�lice alcanzan profundidades un poco mayores. Esto quiere decir que no debemos esperar encontrar sedimentos org�nicos donde la profundidad del fondo oce�nico es mucho mayor que la de compensaci�n. En regiones someras se deposita un promedio de 10 m/Ma de sedimentos org�nicos.

En regiones donde hay gran densidad de poblaci�n marina y, por tanto, gran densidad de desechos org�nicos, el agua somera puede saturarse y la profundidad de compensaci�n puede aumentar. En estas regiones, como la ecuatorial, la sedimentaci�n org�nica es mucho m�s r�pida, del orden de 15 m/Ma, y puede alcanzar profundidades de 5 000 m.

Un r�pido c�lculo nos indica que, tan sólo del C�mbrico (590 Ma A.P., cuando aparecen animales con concha y esqueleto) a la fecha, se deb�an haber depositado unos 5 900 m (en algunos hasta 8 850 m) de sedimentos org�nicos en lugares someros. Por otro lado, la fecha de comienzo de la sedimentaci�n est� indicada por la edad de las rocas sedimentarias m�s antiguas que se conocen, que tienen unos 3 400 Ma de edad. Desde entonces a la fecha se deb�an haber depositado de 3 400 a 68 000 m de arcillas abisales en las cuencas marinas; de 170 000 a 1 700 000 m de sedimentos de origen continental cerca de las costas (en algunas de ellas un poco m�s debido a dep�sitos volc�nicos). Estas cantidades son claramente absurdas, aun considerando s�lo los m�nimos y corrigi�ndolos por compactaci�n de los sedimentos.

En la realidad el espesor de los sedimentos es de unos 1 500 m en las cuencas oce�nicas y esencialmente nulo en las crestas submarinas. Adem�s, bajo las arcillas abisales se encuentra una capa de material org�nico, y en algunos lugares se encuentran debajo de ella otra capa de arcilla y otra de material org�nico.

La observaci�n que permiti� explicar estas contradicciones (sin tener que recurrir a las propuestas de que en el pasado los procesos de erosi�n y sedimentaci�n eran distintos a los actuales) es que la edad de los sedimentos org�nicos y del propio fondo marino aumenta conforme m�s lejos se hallan de las cordilleras oce�nicas.

Si se aceptaba la teor�a de la expansi�n del fondo oce�nico, era posible explicar la ausencia de sedimentos en las crestas (reci�n producidas), el aumento progresivo de sedimentos org�nicos que forman la capa org�nica pr�xima al fondo hasta alcanzar la profundidad de compensaci�n, y luego el dep�sito de la capa superior de sedimentos abisales conforme el fondo se hace m�s profundo al alejarse de la cordillera.

Si, tras depositarse la capa abisal, el fondo oce�nico pasa por una zona, como el ecuador, donde la profundidad de compensaci�n es grande, se puede depositar otra capa org�nica que es a su vez cubierta por otra capa abisal al dejar atr�s la zona de sedimentaci�n org�nica. Esto explica la existencia de las otras dos capas, pero se requer�a de la teor�a de la deriva continental para explicar por qu� se encuentran en lugares alejados de las zonas en que pueden producirse.

Estas observaciones apoyaban las teor�as mencionadas, pero quedaba a�n el problema de d�nde estaban los sedimentos antiguos y el fondo oce�nico antiguo sobre el cual se deber�an haber depositado

IV.5. BANDAS DE MAGNETIZACI�N DEL FONDO MARINO

Durante los �ltimos a�os de la d�cada de 1950 y los primeros de la de 1960, se encontr� en el campo magn�tico del fondo oce�nico "bandas" de distinta polaridad alineadas con las cordilleras oce�nicas y distribuidas sim�tricamente a ambos lados de �stas. La figura 22 muestra un fragmento del patr�n de bandas magn�ticas obtenidas sobre la cresta de Reykjanes (al sur de Islandia), sobre ellas se indica la edad del fondo oce�nico correspondiente a algunas de las bandas.

Figura 22

Por las mismas fechas se llevaban a cabo estudios de magnetismo remanente en rocas de la superficie y se hab�a planteado la posibilidad de que el campo magn�tico terrestre invirtiera de vez en cuando su polaridad. Los cambios de polaridad observados para el fondo oce�nico coincidieron perfectamente con los observados en rocas de tierra firme.

F. Vine y D. Matthews, combinaron la teor�a de Hess acerca de la creaci�n de corteza en las cordilleras submarinas con las investigaciones acerca de las edades de las bandas magn�ticas y propusieron el siguiente mecanismo para la creaci�n de dichas bandas.

Cuando el material del manto llega a la superficie en la angosta zona de ruptura de un centro de extensi�n se encuentra fundido, es decir, por encima de la temperatura de Curie. Al enfriarse, pasa por la temperatura de Curie, y obtiene magnetizaci�n termorremanente en la direcci�n del campo magn�tico terrestre existente en ese momento. Funciona en forma an�loga (aunque el mecanismo de grabaci�n es distinto) a una grabadora donde cada tramo de la cinta magn�tica graba el campo existente en el momento que pas� cerca de la cabeza de grabaci�n (la fuente del campo). Este proceso se ilustra en la figura 23 que muestra adem�s los nombres que han sido asignados a las diferentes �pocas de una polaridad determinada, dentro de las cuales ocurren eventos que son intervalos peque�os de polaridad inversa a la de la �poca.

Figura 23.

El descubrimiento de las bandas magn�ticas en el oc�ano es important�simo, pues significa que cada pedazo de fondo oce�nico lleva escrita su historia. Basta con identificar la banda magn�tica para saber cu�ndo fue formado y qu� orientaci�n ten�a entonces con respecto al polo magn�tico; adem�s, el ancho de la banda indica qu� tan r�pida era entonces la extensi�n en el centro donde fue creado.