La tierra (libro de libre descarga)

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Descubre el planeta y como se forma

LA TIERRA
T E R

LA OROPENDOLA 100% SOSTENIBLE
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(Educación y Concienciación Ambiental gratuita en Internet)

Bº Santa Olalla nº 21 / Villasevil / C.P. 39.698 / Santiurde de Toranzo / Cantabria / España / Tel. 647 111 956 / Autor: Francisco José López Frá


No imprimir si no es realmente necesario. El Medio Ambiente es cosa de todos y todas
Muchas acciones pequeñas y locales hacen algo grande y global



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-Contenido-

� -La estructura y la atmósfera terrestres.
� -La corteza.
� -El manto.
� -El núcleo.
� -El campo magnético.
� -La atmósfera.
� -Opinión alternativa.
 -Placas tectónicas/ introducción.
 -La revolución.
 -Como quedó demostrada la deriva continental.
 -Placas tectónicas.
 -Bordes de las placas
 -La formación de las rocas / introducción.
 -Rocas ígneas.
 -Rocas metamórficas.
 -Rocas sedimentarias.
 -El ciclo de las rocas.
 -Fallas y pliegues.
 -Eras, Periodos, años.
 -Terremotos / introducción.
 -¿Dónde se producen?.
 -Cómo se miden.
 -¿Se puede predecir?.
 -Los daños.
 -La escala de Mercalli modificada
 -Las Montañas / introducción.
 -Montañas de plegamiento.
 -Montañas de bloques y de erosión.
 -Montañas volcánicas.
 -Erosión eólica y acuática.
 -La acción del hielo.
 -Las Cuevas / introducción.
 -Formación de las cuevas.
 -Tipos de cuevas.
 -Paisajes cársticos.
 -Estalactitas y estalagmitas.
 -Cuevas no calcáreas.
 -El hielo / introducción.
 -La formación de heleros.
 -Mantos de hielo y casquetes glaciares.
 -Hielo marino.
 -Tipos de glaciares.
 -Desplazamientos del hielo.
 -Los glaciares y el paisaje.
 -Las glaciaciones.



 -Volcanes / introducción.
 -Productos volcánicos.
 -La lava.
 -Formas volcánicas.
 -Volcanes oceánicos.
 -Las principales erupciones volcánicas
 -Desiertos / introducción.
 -Por qué hay desiertos.
 -Climas desérticos.
 -Paisajes desérticos.
 -Plantas, animales y seres humanos.
 -Mesetas y llanuras
 -Ríos y lagos / introducción.
 -¿De dónde sale el agua de los ríos?
 -Ríos perennes, estacionales y transitorios.
 -Las cuencas de los ríos.
 -Ríos y paisaje.
 -Lagos.
 -Ríos, lagos y personas.
 -El ciclo del agua.
 -Las costas / introducción.
 -La energía del mar.
 -Playas.
 -Costas erosivas.
 -Paisajes costeros.
 -Variaciones en el nivel del mar.
 -Las islas / introducción.
 -Islas volcánicas.
 -Archipiélagos.
 -Islas “hot-spot”.
 -Islas coralinas.
 -Las islas y el nivel del mar.
 -Los océanos / introducción.
 -El agua del mar.
 -Las olas.
 -Mareas.
 -Corrientes.
 -Morfología del fondo marino
 -El clima / introducción.
 -La presión atmosférica.
 -La temperatura.
 -Nubes y precipitaciones.
 -Tipos de nubes.
 -Sistemas templados.
 -Sistemas tropicales.
 -Para medir la fuerza del viento.



� La estructura, y la atmósfera terrestre.

Saliendo de la Tierra, el hombre ha llegado a la Luna, a posado naves
espaciales sobre otros planetas y a enviado sondas espaciales hasta
los rincones más remotos del Sistema Solar. Pero en sentido contrario,
la historia es totalmente diferente. El acceso directo del hombre al
interior de la Tierra se limita a lo más hondo de la mina más
profunda, es decir, menos de 4 Km. Durante la mayor parte de la década
de los 1980, los rusos han perforado la capa terrestre, tratando de
alcanzar una profundidad de 15 Km.; pero aún así , apenas han llegado
a arañar el 0´24% más superficial de la Tierra, cuyo radio medio es de
6.371 Km.

Incapaces de acceder a las profundas entrañas de la Tierra, ni de
situar allí sus instrumentos, los científicos se ven obligados a
explorar por medios más sutiles. Uno de los métodos es la medición de
fenómenos naturales (el campo magnético y el gravitatorio son los
principales ejemplos de ellos) que tienen lugar sobre la superficie, y
la interpretación de estas observaciones en función de las propiedades
internas del planeta. Otro método consiste en el estudio de la Tierra
con medios inmateriales, el principal de los cuales son las ondas
sísmicas emitidas por los terremotos. Al atravesar la Tierra, las
ondas experimentan cambios repentinos de sentido y velocidad, a
determinadas profundidades. Estas profundidades indican los límites
fundamentales, o discontinuidades, que dividen la Tierra en corteza,
manto y núcleo.

 La corteza.
.
A la capa más superficial de la Tierra, la corteza, le corresponde a
penas alrededor del 0´6% del volumen del planeta. El grosor medio de
la corteza oceánica es de 5-9 Km., con muy pocas variaciones en todo
el mundo. En cambio, la corteza continental tiene un grosor medio muy
superior, de 30-40 Km., y es mucho más variable. Por ejemplo, bajo el
valle central de California, hay un grosor de apenas 20 Km.; en
cambio, debajo de las grandes cadenas montañosas, como el Himalaya, a
veces supera los 80 Km.

Las rocas que componen la corteza continental son sumamente variadas,
e incluyen torrentes de lava, inmensos bloques de granito y,
sedimentos depositados en aguas poco profundas cuando el mar invadió
partes de los continentes. A pesar de la diversidad de materiales, la
composición media es, en principio, similar a la de los granitos, y
los dos elementos más comunes (aparte del oxígeno) son el silicio y el
aluminio.

La corteza oceánica es mucho más uniforme en su composición y, aparte
de una capa fina de sedimentos, está compuesta fundamentalmente por
basaltos, posiblemente con una capa de gabros por debajo (con la misma
composición que los basaltos, pero de grano más grueso). Aparte del
Oxígeno, los elementos más comunes, de la corteza oceánica son, una
vez más, el silicio y el aluminio, aunque además hay bastante más
magnesio, que en la corteza continental superior.

La composición de la corteza inferior, de la que no se puede obtener
muestras directas, es incierta, aunque es probable que los gabros sean
las rocas predominantes. No cabe duda de que la corteza inferior es



diferente de la superior, porque las ondas sísmicas la atraviesan a
mayor velocidad.

� El manto.

El manto se extiende desde la base de la corteza hasta una profundidad
de aproximadamente 2.900 Km.; a él corresponde alrededor del 82% de
volumen de la Tierra. El brusco limite entre la corteza y el manto
recibe el nombre de discontinuidad del Mohorovicic, por el sismólogo
croata que la descubrió, en 1.909.

Se supone que el manto está compuesto fundamentalmente por
peridotitos, rocas que contienen elevadas proporciones de hierro,
silicio y magnesio, además de oxigeno, Aunque el manto es inaccesible,
su composición se puede inferir por las rocas superficiales que se
supone que han dado origen. A pesar de ser sólido en su mayor parte,
contiene una capa parcialmente fundida.

� El núcleo.

El Núcleo se extiende desde la base del manto hasta el centro de la
Tierra, y le corresponde alrededor del 17% del volumen terrestre. La
discontinuidad entre el manto y el núcleo se llama discontinuidad de
Gutenberg, o también discontinuidad de Wiechert-Gutenberg, en memoria
de sus descubridores y, especialmente, del sismólogo germano-
estadounidense Beno Gutenberg. De hecho, el núcleo está compuesto por
dos partes bien diferenciadas: el núcleo externo, que llega hasta una
profundidad de alrededor de 5.155 Km., es liquido, mientras que el
núcleo interno es sólido.

El componente fundamental del núcleo es el hierro, aunque, según los
cálculos de velocidad de rotación terrestre, la densidad debe de
contener una pequeña proporción (5-20%) de algún elemento más ligero,
posiblemente azufre, silicio, carbono, hidrógeno u oxigeno.

� El campo magnético.

La Tierra posee un campo magnético, motivo por el cual la aguja de la
brújula apunta aproximadamente hacia el norte en casi toda la
superficie terrestre. ¿Dónde y cómo se genera este campo?

El campo magnético comprende dos partes. En su mayoría, es un dipolo
simple; como si en el centro de la Tierra (aunque formando un ángulo
de 11º con respecto al eje de rotación terrestre) hubiera un
gigantesco imán recto. Pero hay una pequeña proporción que es mucho
más complicada y cambia muy deprisa. Éste es el motivo por el cual la
aguja de la brújula apunta cada año en una dirección algo diferente.

Este cambio rápido indica que el campo magnético se debe producir en
alguna parte líquida de la Tierra, porque ninguna región sólida podría
reorganizarse con tanta rapidez sin destrozar el planeta. La única
zona liquida en el interior de la Tierra es el núcleo externo.

Esto cuadra con algo más. La única forma en que se podría producir un
campo magnético dentro de la Tierra es por medio del flujo de enormes
corrientes eléctricas y toda corriente eléctrica precisa un conductor.
El núcleo terrestre es la zona más conductora de todo el planeta,



porque está compuesto fundamentalmente de hierro. Los silicatos del
manto no serían tan buenos conductores.

� La atmósfera.

Resulta más sencillo investigar la atmósfera que el interior de la
Tierra, porque a ella se accede directamente, mediante instrumentos
transportados por cometas, globos, aeroplanos,y ahora cohetes y
satélites. Estos instrumentos han demostrado que existen rastros de
atmósfera a lo largo de miles de kilómetros por encima de la
superficie terrestre. No hay un limite preciso entre la atmósfera y el
“espacio interplanetario”.

Podemos dividir la atmósfera en cuatro capas, según su temperatura. En
la capa más próxima a la Tierra, la troposfera, la temperatura
desciende según la altitud, hasta la parte superior de la capa que
tiene una altura media de 10-12 Km., si bien su espesor varía desde
mucho más de 16 Km., en los trópicos, hasta menos de 9 Km., en las
regiones polares. La mayoría de los fenómenos meteorológicos se
producen en la troposfera.

Por encima de la troposfera se encuentra la estratosfera, donde la
temperatura se mantiene más o menos constante hasta los 20 Km. y, a
partir de allí aumenta hasta la parte superior de la capa, situada a
45-50 Km. Este ascenso de la temperatura se debe a que la estratosfera
alberga el ozono (03) de l la a atmósfera, que absorbe la peligrosa
radiación ultravioleta procedente del Sol, protegiendo al mismo
tiempo, la vida sobre la Tierra. En la capa siguiente, la mesosfera
(que no hay que confundir con la mesosfera de las profundidades de la
Tierra), la temperatura vuelve a descender hacia la parte superior de
la capa, a 80-85 Km. Por encima de ella está la termosfera, en la
mayor parte de la cual la temperatura vuelve a aumentar. La termosfera
abarca miles de Km., fundiéndose poco a poco con el “espacio”, si bien
por encima de los 500 Km. se le suele dar el nombre de exosfera.

En la altitud comprendida entre los 80 y los 400 Km. (aunque el límite
superior es bastante impreciso), los átomos de oxigeno y las moléculas
de nitrógeno tiene cargas eléctricas (están ionizados). Esta capa, que
forma parte de la termosfera, se conoce con el nombre de ionosfera. La
ionosfera refleja las ondas radioeléctricas y, por lo tanto,
posibilita las comunicaciones a grandes distancias.

� Opinión alternativa.

La división de la Tierra en corteza, manto y núcleo parte del hecho de
que las tres zonas presentan composiciones químicas diferentes. No
obstante, existe otra forma de analizar la Tierra, en función de su
estado físico.

En el manto superior, a profundidades de 75-250 Km., la velocidad de
las honda sísmicas es ligeramente inferior que en la zona
inmediatamente, superior e inferior. Los científicos opinan que esta
capa del manto superior está fundida parcialmente, y la han denominado
astenosfera. Esta capa es la fuente del magma volcánico (roca fundida)
La capa rígida que cubre la astenosfera, llamada litosfera, comprende
toda corteza y la parte superior del manto. La zona sólida del manto,
por debajo de la astenosfera, se denomina mesosfera.



� La revolución.

No obstante a comienzos de los años sesenta, un grupo de científicos
consiguió demostrar la deriva continental, aprovechando el débil
magnetismo que contienen numerosas rocas ((ver como quedó demostrada
la deriva continental). Una vez hecho esto, ya no se podía esgrimir la
cuestión de cómo se producía la deriva como motivo para oponerse a
ella. Tenía que haber una solución y había que encontrarla. No tardó
mucho en llegar. Los científicos se dieron cuenta enseguida de que no
hacía falta que los continentes surcaran el fondo oceánico, puesto que
este también se movía. En realidad, lo que empuja a los continentes
es, precisamente, la litosfera oceánica en expansión.

El secreto residía en las inmensas cadenas montañosas del fondo
oceánico, llamadas dorsales oceánicas, descubiertas por los
oceanógrafos que es allí donde el magma de la astenosfera subyacente
emerge, se enfría y se solidifica para crear más litosfera oceánica.
Cuando se a solidificado, la lava se desplaza a ambos lados de la
dorsal y de la abertura surge más magma, ocupando su lugar. De este
modo, en estas creando constantemente la litosfera oceánica.

Pero a menos que la Tierra crezca, la litosfera se tiene que destruir
a la misma velocidad con la que se crea. Esto ocurre en las zonas de
subducción, la mayor parte de las cuales (aunque no todas) están
situadas entorno a las orillas del Pacífico. A medida de que la
litosfera oceánica llega hasta los bordes de los continentes del
Pacífico, se ve obligada a descender hacia el interior de la Tierra,
donde poco a poco se funde y desaparece. Así se recicla todo el fondo
oceánico, en menos de 200 millones de años, aproximadamente.

� Como quedó demostrada la deriva continental.

Numerosas rocas contienen diminutas partículas magnéticas, por lo
general óxidos de hierro y titanio. Al formarse una roca, estas
partículas se magnetizan en el sentido del campo magnético de la
Tierra en ese lugar.

Por medio de instrumentos sumamente sensibles, se puede medir este
débil magnetismo y, a partir de él, determinar la posición del polo
Norte en el momento en que se formó la roca.

Los científicos quedaron sorprendidos al descubrir que, en el caso de
rocas con una antigüedad de más de unos pocos millones de años, los
polos Norte determinados según este procedimiento no coincidían con el
actual y que, cuanto más antiguas eran las rocas, mayor era la
discrepancia. Se sorprendieron aún más al comprobar que rocas de la
misma antigüedad, procedentes de distintos continentes, determinaban
polos Norte antiguos en posiciones completamente diferentes.

No obstante, no puede haber más que un solo polo Norte en cada época,
y tiene que estar situado cerca del extremo norte del eje de rotación
de la Tierra. Por consiguiente, sólo se podía explicar la información
magnética de las rocas suponiendo que los continentes habían derivado,
tanto con respecto al polo Norte actual, como con respecto a si
mismos.



� Placas tectónicas.

A finales de los años 60, la deriva continental y la expansión del
fondo oceánico ya se consideraban dos aspectos de un fenómeno más
amplio: las placas tectónicas.

La litosfera terrestre (y no sólo la corteza) está dividida en 15
grandes placas de distintos tamaños, que “flotan” encima de la
astenosfera, parcialmente fundida y, puesto que flotan, están en
libertad para desplazarse horizontalmente. Algunas de estas placas
(por ejemplo la del Pacífico) son casi totalmente oceánicas, aunque la
mayoría incluyen litosfera tanto oceánica como continental. Pero no
hay ninguna placa totalmente continental.

Las placas poseen tres tipos de bordes diferentes. Las dorsales
oceánicas son los bordes constructivos, porque es allí donde se
produce la litosfera nueva. Las zonas de subducción son bordes
destructivos, porque allí se consume la litosfera en el interior de la
Tierra. Por último, están los bordes conservadores, también llamados
fallas de transformación, a lo largo de los cuales ni se crea ni se
destruye litosfera, sino que los bordes de las placas se deslizan unos
junto a otros. La mayoría de las fallas de transformación se
encuentran en el fondo oceánico, donde equilibran las partes de las
dorsales oceánicas, permitiendo les adaptarse a la curvatura de la
Tierra. De vez en cuando, no obstante, afectan zonas terrestres. La
conocida falla de San Andrés, en California, es una de estas fallas de
transformación.

Los bordes de las placas son las partes del planeta que tienen mayor
actividad tectónicas.; allí se producen casi todas las actividades
oro-génicas, los terremotos y los volcanes. Se puede decir que las
placas que flotan sobre la astenosfera chocan entre sí, generando
actividad tectónica en los extremos. Sin embargo, como las placas
poseen bordes destructivos y constructivos, también cambian
constantemente de forma y de tamaño.

Ni siquiera los propios continentes permanecen inalterables. A lo
largo de más de 6.400 km, en el este de África, desde el río Zambeze
hasta Siria, se extiende un gigantesco Rift-Valley, donde una tira
larga de corteza se hundió entre fallas más o menos paralelas.
Numerosos científicos creen que Rift de África oriental representa una
etapa primitiva en la formación de este continente, que produjo la
aparición de un nuevo océano en expansión.

� Bordes de las placas.

-Bode constructivo: en las dorsales oceánicas, la roca fundida que
asciende desde la atmósfera original más litosfera.

-Bordes destructivos: en la zona de subducción, la litosfera oceánica
es obligada a hundirse bajo la litosfera continental, descendiendo a
la astenosfera en un ángulo de 45º, aproximadamente.

-Borde conservador: en las fallas de transformación, las placas se
deslizan, las unas contra las otras, sin que se cree ni se destruya
litosfera.



 La formación de las rocas.

Hay tres tipos de rocas: ígneas, sedimentarias y metamórficas. Las
rocas ígneas o magmáticas se originan en las profundidades de la
Tierra, como magma fundido, que posteriormente se abre camino a través
de la corteza, enfriándose y solidificándose. Las rocas sedimentarias
se forman, en su mayoría, cuando cualquier tipo de roca se desintegra
en finas partículas que a continuación se vuelven a depositar bajo el
agua y, posteriormente, se compactan. Las rocas metamórficas son rocas
ígneas o sedimentarias que han estado expuestas a altas presiones o
temperaturas, lo cual ha hecho que cambiasen su naturaleza.

La Tierra recicla sus rocas permanentemente. El material que llega a
la superficie es erosionado, transportado y, por último, regresa al
interior de la Tierra, donde el ciclo vuelve a comenzar. Esta serie de
procesos se conoce como ciclo de las rocas o ciclo geológico. La
energía necesaria procede en parte del Sol (que alimenta los procesos
erosivos) y en parte del interior de la Tierra (que genera la
actividad volcánica)

 Rocas ígneas.

El magma, que llega a la superficie terrestre mediante la actividad
volcánica, comprende una combinación de óxidos (compuestos que
contienen oxígeno) y silicatos (compuestos que contienen silicio y
oxígeno). Cuando se enfría y solidifica, los óxidos y silicatos
producen una mezcla compleja de cristales minerales. Las
características y propiedades de los cristales de cada tipo de roca
ígnea depende en parte del magma original y en parte de las
condiciones físicas en que se produjo su cristalización. Puesto que
las composiciones y las condiciones son sumamente variadas, existen
miles de tipos de roca ígnea diferentes.

Las rocas ígneas que se forman sobre la superficie terrestre se
conocen como extrusivas. Las que se forman dentro de la corteza, a
partir de magma que no ha llegado hasta la superficie se denominan
intrusivas. Las rocas intrusivas tardan más en enfriarse porque, al
estar rodeadas de otras rocas, en vez de estar al aire libre, les
cuesta más perder el calor. En consecuencia, los cristales crecen más
y los granos de mineral son más gruesos.

A pesar de las numerosas variedades de rocas ígneas, con seis basta
para designar a la mayoría de los componentes ígneos de la corteza, a
saber: granito, diorita y gabro, que son rocas intrusivas, de grano
grueso, y riolita, andesita y basalto, que son rocas extrusivas, de
grano fino.

La mayor parte de la lava que se produce en los bordes constructivos
es basáltica. En los bordes destructivos se genera tanto basalto como
andesita y a veces también se produce riolita. El granito es común en
la corteza continental superior y es probable que el gabro predomine
en la corteza continental inferior.



 Rocas metamórficas.

Cuando las rocas ígneas o sedimentarias se exponen a altas presiones y
temperaturas, sobretodo si también se producen filtraciones liquidas,
a veces se originan cambios en su estructura interna y en ocasiones
incluso en su composición mineralógica. Todos estos procesos se
conocen en conjunto con el nombre de metamorfismo. Para ello hace
falta una temperatura de 300º C y una presión de 100 mega pascalios
(equivalente a 100 atmósferas).

Las condiciones más extremas de la corteza terrestre se producen en
los bordes de las placas, donde chocan los continentes. Por lo tanto,
la mayoría de las rocas metamórficas se generan en las raíces de las
montañas. Según la temperatura y la presión, hay diversos grados de
metamorfismo; en los más intensos, la estructura de las rocas, los
agujeros e incluso los fósiles, cambian tanto que después ya no se
puede identificar el tipo de roca original.

Como consecuencia de la realineación de los minerales bajo presión,
numerosas rocas metamórficas forman estratos, o capas. En ocasiones,
estas capas son visibles; pero aunque no sea así, a menudo se detectan
por la manera en que se rompe la roca. Un ejemplo común es la pizarra,
que se quiebra fácilmente en hojas finas, a lo largo de los estratos.
Sin embargo, no todas las rocas metamórficas forman estratos. Como
ejemplos más habituales de rocas no estratificadas se puede citar el
mármol, formado por el metamorfismo de las calizas, la cuarcita,
derivada de las areniscas.

 Rocas sedimentarias.

Por lo menos el 75% de todas las rocas sedimentarias se conoce como
roca sedimentaria clástica o detrítica; esto significa que deriva de
los productos de erosión de otras rocas. Todas las rocas, incluso las
que se encuentran el las cadenas montañosas más impresionantes, acaban
por deshacerse en fragmentos cada vez más pequeños. Cuando llegan a
ser bastante pequeños, estos fragmentos son transportados por el agua,
el viento o el hielo y por lo general acaban en el océano, donde caen
al fondo como sedimentos y allí, bajo la presión de depósitos
posteriores, se compactan y forman rocas duras. Las rocas
sedimentarias más frecuentes son las areniscas.

El 25% de los sedimentos pueden ser químicos u orgánicos. Los ríos
disuelven los minerales de las rocas por las que pasan y las
soluciones minerales acaban en los océanos. Cuando los océanos
alcanzan el punto de saturación de un determinado mineral, el mineral
sobrante se precipita químicamente en formas de partículas sólidas,
que caen al fondo. Las rocas sedimentarias químicas más frecuentes son
las calizas (carbonato cálcico, CaCO3).

Pero no todas las calizas se precipitan químicamente. Numerosos
organismos oceánicos extraen carbonato cálcico del agua para construir
sus esqueletos y, al morir, estos se depositan en el fondo, como
sedimentos. Por lo tanto, las calizas también son las rocas
sedimentarias orgánicas más abundantes, aunque también hay organismos
que, por un procedimiento similar, generan sedimentos de dióxido de
silicio (SiO2).

La mayoría de las rocas sedimentarias son una mezcla de rocas
detríticas, químicas y orgánicas, aunque con un tipo predominante.



 El ciclo de las rocas.

1.1.El calor del Sol causa la evaporación. El vapor de agua sube y se
condensa, en forma de nubes.

2.2.El agua de las nubes se precipita en forma de lluvia o nieve.

3.3.El agua erosiona la roca y los ríos transportan los sedimentos.

4.4.Los ríos depositan los sedimentos en forma de aluviones sobre
terreno llano, o los transporta hacia lagos y mares, donde se
depositan en el fondo, como arcilla o arena.

5.5.Al acumularse los sedimentos, el aumento de la presión convierte
las capas inferiores en roca sedimentaria.

6.6.La roca sedimentaria más profunda se transforma en roca
metamórfica como consecuencia de la presión de la parte superior y del
calor de la parte inferior.

7.7.El magma (la roca fundida procedente de las entrañas de la Tierra)
asciende hacia la superficie. Una parte queda atrapada en el subsuelo
y se endurece, convirtiéndose en roca ígnea intrusiva.

8.8.Parte del magma sale a la superficie a través de volcanes y
fisuras, en forma de lava, y se clasifica como roca ígnea extrusiva.

9.9.Parte de la roca ígnea intrusiva se hunde por la presión de los
sedimentos y se convierte en roca metamórfica. Esta metamorfosis
cuenta a veces con la energía térmica procedente de abajo.

10.10.La presión del choque entre placas continentales empuja hacia la
superficie todo tipo de rocas, haciéndolas ascender; allí se ven
expuestas a la erosión. El ciclo de las rocas vuelve a comenzar.

 Fallas y pliegues.

En cuanto se forman las rocas, no solo comienza a erosionarse sino
que, además están expuestas a sufrir fallas y pliegues. En ambos
casos, los ejemplos de mayor intensidad se producen en los bordes de
las placas, aunque estas presiones son también muy frecuentes en el
interior de las placas, a escala que van desde centímetros hasta miles
de kilómetros.

Las fallas son fracturas a lo largo de las cuales se mueven, o se han
movido en el pasado, bloques opuestos de rocas. La superficie sobre la
cual se produce el deslizamiento se llama plano de la falla. La línea
de falla, por otra parte, es la intersección del plano de la falla con
la superficie del terreno (en caso de que la hubiera, ya que no todas
las fallas llegan a la superficie).

Las fallas se clasifican de acuerdo con la dirección en que se produce
el deslizamiento de los bloques. Si el movimiento es fundamentalmente
vertical (hacia arriba o abajo del plano de la falla), el resultado es
una falla vertical, de la cual hay dos tipos principales; normal o
directa, e inversa. Los movimientos horizontales originan una falla de
dirección. Cuando hay dos fallas paralelas, el resultado puede ser un
horst o bien un graben (rift valley).



Un pliegue se produce cuando las rocas se doblan, sin llegar a
romperse. Los lados de un pliegue se llaman flancos y la superficie
que biseca el ángulo entre los flancos se conoce con el nombre de
plano axial. Los pliegues se clasifican según lo cerrados que sean, su
forma y el ángulo del plano axial. Hay unos cuantos tipos básicos de
pliegues y una gran cantidad de variaciones.

 Eras, Periodos, años.

 Terremotos.

Un terremoto es una liberación súbita de energía en la corteza
terrestre o en el manto superior. Cuando las placas tectónicas del
planeta chocan entre sí y se distorsionan, se produce una tensión
enorme: de vez en cuando, la energía acumulada por esta tensión se
descarga en aquellos lugares donde las rocas más débiles. El resultado
es un choque violento y repentino que puede tener efectos altamente
destructivos sobre la superficie terrestre.

Los efectos catastróficos de los terremotos se deben a las vibraciones
(ondas sísmicas) emitidas por el choque. Durante breves instantes, las
ondas sacuden la Tierra próxima al seísmo, produciendo a menudo
resultados permanentes. Pocas personas han muerto o han resultado
heridas como consecuencia directa de un terremoto; es más probable que
esto se deba al derrumbamiento de edificios provocados por la
actividad sísmica.



Tanto si perjudican a personas como si no lo hacen, es posible que los
terremotos provoquen fisuras en el suelo, produzcan cambios en el
nivel y la pendiente de la superficie del terreno, desvíen ríos y
arroyos, y desencadenen aludes y deslizamientos de tierra. Los
maremotos también pueden originar tsunami (termino japonés que se ha
internacionalizado para nombrar a los maremotos) inmensas olas capaces
de recorrer miles de kilómetros antes de producir efectos devastadores
a su llegada a tierra.

 Dónde se producen.

La mayoría de los terremotos tienen lugar a lo largo de los bordes de
las placas tectónicas, junto a las dorsales oceánicas, las fallas de
transformación y las zonas de subducción, al ser estos los donde las
placas interaccionan con mayor intensidad y, por ende, donde se
produce la mayor distorsión y acumulación de tensiones.

No obstante, no todos los seísmos se producen en los extremos de las
placas. Por ejemplo, los movimientos sísmicos más destructivos
producidos en América del Norte no ocurrieron en California, que está
atravesada por una falla de transformación (la falla de San Andrés),
sino en Carolina del Sur y Missouri, en lugares alejados de los bordes
de las placas. No se conoce muy bien los motivos, pero es posible que
los terremotos que se producen en el interior de las placas se deban a
fallas profundas, todavía activas, que se conservan de alguna fase
anterior de las placas tectónicas. A pesar de todo, California sigue
siendo la zona sísmica más evidente del continente americano, porque
es el lugar donde son más frecuentes los terremotos.

El punto donde se produce un terremoto se denomina foco o hipocentro.
El punto de la Tierra situado directamente encima del foco se llama
epicentro.

Los centros de todos los terremotos están situados aproximadamente
dentro de los 700 km superiores de la Tierra. Dentro de este margen,
los terremotos clasifican en superficiales (con foco a una profundidad
de 0-70 km), intermedios (70-300 km), o profundos (por debajo de los
300 km). Hay alrededor de tres veces más terremotos intermedios que
profundos, y alrededor de diez veces más de los superficiales. Los
seísmos superficiales son los que producen los mayores daños porque,
evidentemente, están más cerca. Además, en términos generales, los
terremotos superficiales liberan más energía; aproximadamente el 75%
del total, frente al 3%, en el caso de los profundos.

Los focos de los terremotos en las distintas profundidades no tienen
una distribución uniforme a lo largo de los bordes de las placas. Casi
todos los terremotos profundos, alrededor del 90% de los intermedios,
y aproximadamente el 75% de los superficiales ocurren a lo largo de
las zonas de subducción que rodean el océano Pacifico. En las dorsales
oceánicas y las fallas de transformación, por su parte, se suelen
producir los más superficiales y de menor envergadura.

 Cómo se miden.

La intensidad de un terremoto se especifica en función de su magnitud,
en ocasiones denominada magnitud de Richter, en recuerdo del sismólogo
estadounidense Charles Richter, que inventó una escala para ello en la
década de 1930. La magnitud en realidad es la medida del tamaño
(amplitud) de las ondas emitidas por el seísmo. Sin embargo, la escala



de magnitudes es logarítmica, lo cual significa que cada punto de la
escala representa que la amplitud de las ondas emitidas se ha
incrementado diez veces. Por ejemplo, las ondas de un terremoto de
magnitud 7 son diez veces mayores que la de uno de magnitud 6, 100
veces mayores que la de uno de magnitud 5, y así sucesivamente.
La magnitud también se puede considerar una medida de energía liberada
en un terremoto, porque la energía está relacionada con el tamaño de
las ondas. Cada punto en la escala de magnitud representa
aproximadamente una diferencia de 30 veces en cuanto a energía, de
modo que un terremoto de magnitud 7 libera alrededor de 30 veces más
energía que uno de magnitud 6, y alrededor de 30 X 30 = 900 veces más
energía que uno de magnitud 5. Así se explica que la mayor parte de la
energía liberada por los terremotos proceda de las pocas sacudidas
grandes que se produce cada año, en vez de los millones de seísmos de
menor importancia.

En principio, no existe un limite máximo para la magnitud que puede
llegar a tener los terremotos, aunque en la práctica no haya seísmos
que superen el 9. La magnitud se puede determinar a partir de la
amplitud tanto de las ondas internas como de las superficiales, según
lo que resulte más conveniente.

 ¿Se pueden predecir?

Si pretendemos dar una respuesta breve a esta pregunta, es que no.
Aunque los científicos han logrado predecir unos cuantos terremotos
concretos, han sido incapaces de desarrollar un método de aplicación
general.*

Hace varias décadas que estadounidenses, japoneses, chinos y rusos
están investigando sobre este tema. Han descubierto que, antes de
algunos terremotos, a veces se producen fenómenos tales como la
variación del nivel y la pendiente del suelo, la fluctuación de los
niveles de las mareas, la velocidad sísmica de las rocas próximas, y
la oscilación del campo magnético local. Pero ninguno de estos
fenómenos se produce siempre, ni tan siquiera en la mayoría de los
terremotos, y algunos movimientos no vienen precedidos por ninguna
señal de advertencia.

La predicción más espectacular fue la de un terremoto de magnitud 7,3
que tuvo lugar en Haicheng, China, en 1975. Los científicos y
numerosos miembros del público se movilizaron para observar una gran
cantidad de fenómenos naturales y, gracias a ello, los chinos
consiguieron predecir con bastante precisión el lugar y el momento del
acontecimiento. Esto les permitió evacuar a la población, con lo cual
el millón probable de muertes se redujo a apenas 1.328.
Lamentablemente, este éxito no se repitió. Por ejemplo, en 1.976 no
lograron prever un terremoto de magnitud 7,8 que se produjo en
Tangshan, donde murieron por lo menos 240.000 personas.

A comienzos de la década de 1.960, los científicos, optimistas,
anunciaron que sería posible hacer previsiones en un plazo de un
decenio, aproximadamente. No obstante en la actualidad ni siquiera
garantizan que esto vaya a ser posible en algún momento.

 Los daños causados por terremotos.

Aunque la magnitud es una medida científica bastante exacta de la
fuerza de un terremoto, no siempre está relacionada directamente con



la cantidad de muertes ni de daños ocasionados, porque la fuerza
destructiva de un movimiento sísmica depende de otros factores, aparte
de la cantidad de energía liberada. Por ejemplo, un terremoto de una
magnitud 7 puede, y de hecho suele, producir más devastación que uno
de magnitud 8, por más que este libere alrededor de 30 veces más
energía que aquel. Esto se debe a que tan importantes como la energía
son las características del suelo en la región del epicentro, la
densidad de población y el tipo de construcción de la zona.

Por fuerte que sea un terremoto, no causará daños ni muertes si se
produce en una zona despoblada. En cambio, un terremoto mucho más
pequeño causa estragos en una gran ciudad. Asimismo, dos terremotos de
la misma magnitud puede producir efectos totalmente diferentes en dos
ciudades más o menos idénticas, si una de ellas está construida sobre
sedimentos blandos (lo cual la vuelve más vulnerable a las
vibraciones), y la otra sobre roca dura (menos susceptible). Los
efectos también dependen de factores tales como si el movimiento se
produce durante el día (cuando los habitantes trabajan, tal vez en
bloques altos de oficinas), o por la noche (los habitantes duermen en
viviendas más bajas), y del hecho de que en las ciudades en cuestión
se hayan construido o no edificios anti-sísmicos.

Para especificar las dimensiones de un terremoto en función de sus
efectos, se emplea una escala de intensidad. En Occidente ( no así en
Japón, ni en las antiguas repúblicas soviéticas, que utilizan sistemas
ligeramente distintos) se suele recurrir a la Escala de Mercalli
Modificada.

Después de un terremoto fuerte, se acostumbra realizar un estudio para
averiguar cómo varia la intensidad según la distancia desde el
epicentro. Se determina la intensidad en numerosos puntos ( observando
los efectos sobre suelo e interrogando a los habitantes de la región),
y se trazan líneas para unir los puntos que tienen la misma
intensidad, hasta elaborar una carta “topográfica” de intensidades,
conocida como mapa isosísmico. La intensidad decrece a medida que
aumenta la distancia del epicentro. Cuando se habla de la “intensidad
del terremoto”, se hace referencia a la intensidad máxima, es decir,
la del epicentro.

 La escala de Mercalli Modificada.

1. Ni se siente, salvo unas pocas personas en circunstancias
favorables.

2. Lo sienten pocas personas en estado de reposo. Oscilan los objetos
delicados que están suspendidos.

3. Se percibe notoriamente en lugares cerrados. Es posible que los
vehículos detenidos se sacudan.

4. Se suele sentir en lugares cerrados y las personas que duermen se
despiertan. Los vehículos se sacuden, las ventanas vibran.

5. En general se siente. Se desprende parte del enlucido y se rompen
platos y ventanas. Los relojes de péndulo se detienen.

6. Todos lo sienten; muchos se alarman. Se estropean chimeneas y
enlucidos. Se desplazan los muebles y muchos objetos se vuelcan.



7. Todos corren hacia el exterior. Se siente en los vehículos en
movimiento. Daños estructurales moderados.

8. Alarma general. Las estructuras endebles quedan muy afectadas. Caen
paredes y muebles. Cambia el nivel de agua de los pozos.

9. Pánico. Las estructuras endebles quedan totalmente destruidas,
amplios daños en estructuras bien construidas, cimientos y tuberías
subterránea. Aparecen fisuras y grietas en el suelo.

10. Pánico. Sólo permanecen en pie las construcciones más fuertes. La
tierra queda muy agrietada. Se doblan las vías férreas y los ríos se
desbordan.

11. Pánico. Quedan en pie muy pocos edificios. Anchas fisuras en el
suelo. Se forman escarpas de falla. Las tuberías subterráneas quedan
inutilizadas.

12. Pánico. Destrucción total. Se observan las ondas en el suelo y se
distorsionan las líneas visuales y de nivel. Los objetos vuelan por
los aires.

 Montañas.

Las montañas y las cordilleras se forman principalmente por
interacción de los procesos de formación (orogenia) y los
subsiguientes procesos de erosión que tienden a destruirlas. En
general, la distribución de las principales cordilleras del mundo
siguen los mismos cinturones de masas terrestres donde son frecuentes
los terremotos y volcanes. Estos fenómenos se deben, a su vez, al
choque de las placas móviles que componen la litosfera. Como
consecuencia de estos choques suele proyectarse hacia arriba el
extremo de una placa, fenómeno que ha provocado la formación de
numerosas cordilleras, aunque también hay otros procesos que
intervienen en la formación de las montañas.

Las mayores cordilleras que existen actualmente sobre la Tierra (los
Alpes, el Himalaya, las Montañas Rocosas y los Andes) son
relativamente jóvenes, ya que han nacido como consecuencia de los
choques entre placas que se han producido en los últimos 25 millones
de años, aproximadamente.

Algunas de entre las cordilleras más antiguas son en cambio los
Highlands, en Escocia, las montañas escandinavas y los Apalaches, en
Estados Unidos, todas con más de 300-400 millones de años de
antigüedad. En numerosas partes de África y Australia quedan restos,
profundamente erosionados, de otras cadenas todavía más antiguas, de
hasta 3.000 millones de años.

 Montañas de plegamiento.

Las cordilleras continentales más grandes y más complejas del mundo
son el resultado del choque entre placas tectónicas. Las montañas se
han originado directamente por estos choques se denominan montañas de
plegamiento, porque en ellas se notan perfectamente los pliegues, las
fallas y todas las deformaciones provocadas por las presiones
sufridas. En algunos casos, estos choques se produjeron entre masas
terrestres. Así India presiona sobre el resto de Asia para formar el
Himalaya y África presiona sobre Europa produciendo los Alpes. En



otros casos, el choque se produce entre unas placas oceánicas y un
continente. Por ejemplo, la placa del Pacífico se expande en dirección
a América del Sur, elevando los Andes. El Himalaya, los Andes y los
Alpes todavía se están formando; en cambio, otras cordilleras, como
los Urales y los Apalaches, son producto de choques más antiguos, que
han concluido hace ya mucho tiempo.

 Montañas de bloques y de erosiones.

Existen otro tipo de montañas en las cuales los choques entre placas
no tienen una participación más que marginal. En las montañas de
bloques, se han hundido el bloque central de la corteza terrestre,
mientras que los bloques adyacentes han sido empujados hacia arriba.
Encontramos montañas de este tipo en el oeste de EUA (Nevada y partes
de Utah, Nuevo México, Arizona, y California) y también en la Sierra
Nevada de California y en la Teton Range de Wyoming.

En las montañas de erosión, por el contrario, el bloque central se ha
visto empujado hacia arriba. Encontramos ejemplos en las Black Hills
de Dakota y en los Adirondacks, en el estado de Nueva York.

 Montañas volcánicas.

También se forman montañas espectaculares como consecuencia de la
acción volcánica. Por ejemplo, el Mauna Loa, en Hawai sería, con sus
10.203 m, la montaña más alta del mundo, se se midiera desde el fondo
del océano Pacífico, aunque su altura se reduce a menos de la mitad si
se la mide desde el nivel del mar. Sin embargo, mucho más importantes
que estos volcanes aislados son las dorsales oceánicas, las
cordilleras submarinas a lo largo de las cuales se produce la mayor
parte del vulcanismo terrestre. También hay una actividad volcánica
intensa donde chocan las placas oceánicas y las continentales. Por
ejemplo, Los Andes deben gran parte de su masa a la actividad
volcánica.

A veces, la erosión y la destrucción de volcanes continentales
aislados es un proceso rápido. Algunos volcanes se auto destruyen
parcialmente, como el Mount St Helens, en el noroeste de EUA, que
perdió parte de su costado en una erupción en 1.980; o el Vesubio, la
parte superior de cuyo cráter se desintegró en el año 79. Otros son
completamente auto destructivos, como el Krakatoa, en Indonesia, que
explotó en 1.883, desapareciendo por completo.

Aparte de estos episodios espectaculares, la erosión de los volcanes
puede ser bastante rápida y las cenizas sueltas, que componen en
parte, son transportadas fácilmente por el agua de lluvia. En el caso
de algunos volcanes andinos, los temblores de tierra desencadenan
aludes que caen sobre los valles cercanos. Algo así ocurrió en 1.970,
cuando se estima que se desprendieron 40 millones de m3 de rocas y
hielo del Huascarán, en Perú, sepultando por completo varias ciudades
y poblados, y matando a muchos miles de habitantes en un radio de
hasta 20 km.

Los volcanes que se forman en los océanos a veces son erosionados por
las olas, como ocurre con el Surtsey, que surgió del mar frente a las
costas de Islandia en la década de 1.960 y en la actualidad casi ha
desaparecido.



En cambio, los volcanes hechos de roca más dura pueden persistir
indefinidamente. Sólo en el fondo del océano Pacífico hay decenas de
miles de conos volcánicos apagados (volcanes submarinos) y en diversas
partes del mundo se conservan restos de volcanes de cientos de
millones de años de antigüedad.

 Erosión eólica y acuática.

Apenas comienza a elevarse una cordillera, se ponen en movimiento las
fuerzas de la erosión.. El agua, el viento, el hielo y la vegetación
son agentes erosivos que a menudo actúan simultáneamente. Las
montañas, por tanto, serían el resultado intermedio de los procesos
erosivos que, al final, acaban por reducirlo todo al nivel del mar.
Las cordilleras jóvenes son aquellas que se han elevado hasta una
altura aproximada a la cual en los últimos 25 millones de años, más o
menos, y suelen se altas y escarpadas. Las cordilleras antiguas han
sido erosionadas durante cientos, o tal vez miles de millones de años,
y suelen ser más bajas y redondeadas.

En primer lugar, los procesos erosivos comienzan a desgastar las rocas
que quedan a la intemperie. La lluvia aporta agua, que provoca una
reacción química en numerosas rocas minerales. Entonces, el agua
arrastra los fragmentos sueltos hacia los ríos y, finalmente, al mar,
mientras que la masa rocosas más resistentes permanecen en pie, como
montañas aisladas. Las montañas que se han desgastado exclusivamente
por acción del agua suelen ser redondeadas, con barrancos poco
profundos.

Las estructuras hechas por el viento en cordilleras enteras son
realmente insólitas, aunque a veces se encuentran superficies desnudas
y pulidas en las rocas escarpadas de regiones desérticas, sobre las
que el viento arroja granos de arena a gran velocidad, como ocurre por
ejemplo en el Death Valley, en California, o en las montañas Ahaggar,
en el Sahara central. La labor del viento, así como los torrentes y el
agua de las lluvias, abren cañones en las montañas. En cuanto el cañón
se forma, el agua deposita los sedimentos en conos de deyección,
mientras que el material transportado por el viento cubre de dunas las
tierras bajas adyacentes.

 La acción del hielo.

Al congelarse el agua dentro de las grietas de las rocas, se expande y
las separa, provocando así la erosión de los picos montañosos. (De
forma similar, la vegetación contribuye también a la erosión; por
ejemplo, las raíces abren grietas). La acumulación de hielo en forma
de glaciares, esculpe la mayoría de las altas cordilleras, como los
Alpes, el Himalaya, las Montañas Rocosas (sobre todo en Canadá) y las
montañas escandinavas. La forma actual de muchas otras cordilleras se
debe a la acción de los glaciares durante la última glaciación (que se
produjo entre 100.000 y 10.000 años atrás); por ejemplo, los
Highlands, en Escocia, las Montañas Rocosas estadounidenses, la mayor
parte de los Andes, el Cáucaso y los Urales.

La erosión regresiva de los glaciares (es decir, la erosión de la
pendiente donde se origina el glaciar) excava circos glaciares y,
cuando coinciden dos o tres circos, el resultado puede ser un pico
piramidal, como el Matterhorn, en Suiza. Los pasos elevados que unen
los circos que atraviesan una cordillera se denominan puertos. En las
laderas escarpadas de estas montañas se suelen producir aludes, en los
que se desprenden rocas y tierra, pero también nieve y hielo.



Las partes más bajas de las montañas que tienen o han tenido glaciares
se caracterizan por las morrenas terminales, que son montículos de
detritos transportados por el hielo a través de un valle y depositados
en el limite del glaciar. A veces las morreras contienen lagos, aunque
las corrientes que se forman tras la fusión del hielo acaban por
desbordarlos y formar a su vez planicies aluviales que nacen en las
bocas de los valles.

Por lo tanto, como las cordilleras se desgastan poco a poco, las
partes más resistentes son las que más duran y las que les han
otorgado sus formas actuales. A veces se da la peculiaridad de que las
montañas siguen creciendo a medida que sus lados se desgastan. Por
ejemplo, Los Alpes y el Himalaya todavía se siguen elevando como
consecuencia de los procesos de las placas tectónicas; el Everest
crece en altura, a pesar de que los glaciares lo tallan por los lados.

 Cuevas.

Las cuevas son agujeros que aparecen naturalmente en el suelo, por lo
general lo bastante grandes como para que puedan entrar los seres
humanos. A menudo están conectadas por complejos sistemas de cámaras y
pasadizos que a veces abarcan numerosos kilómetros de largo y penetran
hasta las profundidades de la Tierra. En el pasado, la posibilidad de
acceso a multitud de cuevas permitió encontrar refugio tanto a
animales como a seres humanos, y los restos acumulados en ellas son
muy reveladores sobre especies animales extintas y sobre la vida del
hombre prehistórico. Algunas cuevas destacan además por la vida animal
actual: murciélagos, aves, serpientes e incluso cocodrilos, aparte de
numerosos invertebrados, viven con frecuencia en su interior.

Por un amplio margen, la mayoría de las cuevas se encuentran en zonas
calizas. Esto se debe a que las calizas se disuelven con el agua de
lluvia (H2O), con dióxido de carbono (CO2) en solución. Esta solución
es el ácido carbónico (H2CO3), un ácido débil que ataca a la caliza
por sí solo, pero cuyos efectos aumentan considerablemente si se le
suman los ácidos del suelo y la vegetación. Las calizas están
compuestas casi exclusivamente por carbonatos de calcio (CaCO3), que
sufre una reacción reversible con el ácido carbónico, formando
bicarbonato de calcio Ca(HCO3)2, que es soluble en agua. Como esta
reacción es reversible, si el bicarbonato de calcio disuelto en el
agua alcanza proporciones excesivas, el carbonato de calcio se
precipita en los sistemas de cuevas formando estalactitas o en los
manantiales en forma de toba (una piedra caliza muy porosa y ligera) o
puede ser arrastrado por la corriente.

 Formación de las cuevas.

No en todas las calizas se forman cuevas, ya que algunas, como la
creta, son poco resistentes y no soportarían el peso del techo. En
otras se encuentran unas pocas, debido a su gran porosidad que hace
que el agua ácida atraviese toda la masa rocosa, sin concentrarse en
puntos determinados. Las calizas inmensas, poco porosas y bien
ensambladas, como las del Carbonífero, son las mejores rocas para
formar cuevas. Los planos y las juntas de estratificación, junto con
fallas, son puntos débiles por los que se puede filtrar el agua y con
contenido ácido que ataca la piedra. En ocasiones, un ataque
prolongado conduce a la formación de cuevas.

Cuando una masa de calizas es levantada por primera vez por encima del
nivel del mar no tiene ninguna cueva, pero éstas se empiezan a formar



en cuanto comienza a filtrarse agua de lluvia por las juntas y los
planos de estratificación. El movimiento del agua a través de una masa
caliza es muy lento al principio, pero a medida que las juntas se
ensanchan, aumenta el flujo. En cuanto los conductos alcanzan un
diámetro de unos pocos milímetros, se produce un fluir libre y
bastante rápido. El aumento de la velocidad provoca una mayor
disolución y la erosión de las paredes por parte de las partículas
rocosas, porque al aumentar el flujo empiezan a pasar granos de
sedimentos procedentes de las formaciones rocosas que están por
encima. Cuando los conductos se agrandan lo suficiente para permitir
el flujo de corrientes notorias, aumentan enseguida hasta alcanzar el
tamaño de una cueva.

El rápido curso del agua a través de las cuevas produce poco a poco el
drenaje de las partes superiores del sistema, y al final las
corrientes surgen en forma de manantiales cerca de la base de la
caliza. Si se origina un nuevo levantamiento de la roca, es posible
que los cursos de agua subterráneos encuentren otras rutas más bajas,
produciéndose así el abandono de las primeras rutas.

 Tipos de cuevas.

Los pasadizos de las cuevas evolucionan desde un estado totalmente
sumergido (freático) hacia el estado de una corriente de libre
circulación (vadoso). Cada uno tiene sus propias características y a
partir de éstas se calcula la historia de la cueva. Un drenaje
demasiado rápido en ocasiones deja en la cueva sólo los rasgos
freáticos, entre los que destacan los pasadizos con cortes más o menos
circulares. Las corrientes vadosas de libre circulación sólo perforan
el suelo, dando al pasadizo un corte en forma de fosa o cañón. La
socavación de las paredes produce a veces el derrumbamiento de partes
del techo y la gradual ampliación de las cuevas, lo cual puede
ocasionar la aparición de aberturas a la superficie, llamadas poljes.

Las entradas de las cuevas pueden estar en el extremo por donde
penetra el agua, en cuyo caso se denominan hundimientos, en los que el
agua reaparece en la superficie o en algún punto intermedio, a través
de derrumbamientos o pozos abandonados. El perfil de un sistema de
cuevas presenta a veces un declive regular, como suele ser
característico en las cuevas vadosas, o subidas y bajadas, típicas de
las cuevas freáticas en calizas muy escarpadas.

 Paisajes cársticos.

Los paisajes calizos con sistemas de cuevas se conoce con el nombre de
paisajes cársticos, por una zona de Croacia y Eslovenia. Los paisajes
cársticos se caracterizan por la ausencia de corrientes superficiales,
la presencia de hundimientos, valles secos (por donde en otra época
circulaba el agua, que ahora fluye bajo tierra), resurgimientos y
pavimentos de roca desnuda. Estos pavimentos calizos están divididos
en zonas llamadas lenares, con fisuras de unos 50 cm de ancho; este
proceso se debe al desgaste de las juntas, a menudo seguido por un
proceso de alisamiento glaciar.

En ocasiones, los paisajes cársticos presentan también numerosas
dolinas (hundimientos en forma de embudo, en las intersecciones de las
juntas) y poljes (valles cerrados con un sistema interno de drenaje a
través de las cuevas). Los carsts tropicales se caracterizan por sus
torres y conos, formados por una intensa erosión descendente, con
torretas que separan elevaciones cónicas.



 Estalactitas y estalagmitas.

Las estalactitas y estalagmitas (que colectivamente reciben el nombre
de concreciones calcáreas) se forman por la precipitación de carbonato
de calcio procedente de agua rica en bicarbonato de calcio, que se
filtra a través del techo de la cueva. Las estalactitas del techo
comienzan en forma de tubos que parecen de paja, con gotas que caen
por su interior, pero cuando se forman cristales dentro de los tubos,
se obturan y las estalactitas engrosan. Las estalagmitas aparecen
donde las gotas caen al suelo.

Si gotas de agua saturada de cal caen en pequeños charcos con
partículas de arena gruesa, ésta se cubre de capas de cal, formando
así pisolitos. Otras concreciones calcáreas incluyen las estalactitas
de cortina, junto a los bordes rocosos, las columnas que se forman al
unirse las estalactitas con las estalagmitas, ondas de carbono de
calcio precipitado y helictitas. Las helictitas son haces de
estructura irregulares, como varillas con ramificaciones, que parecen
desafiar la gravedad; su crecimiento se debe al flujo capilar de agua,
por tubos sumamente estrechos.

Muchas concreciones calcáreas contienen una pequeña proporción de
uranio; midiendo la pérdida de radiactividad se calcula la edad de las
concreciones. Éste es uno de los pocos métodos para determinar la
antigüedad de una cueva, ya que la velocidad de crecimiento de las
estalactitas es mucho más variable de lo que en general se piensa.

 Cuevas no calcáreas.

Entre las cuevas que encontramos en rocas no calcáreas cabe mencionar
una variedad de cuevas marinas, en las que la erosión ha desgastado
las partes más débiles de las rocas y acantilados marinos. Existen
cuevas de lava en numerosas zonas volcánicas basálticas, como
Islandia, Hawai, Kenia y Australia. Por lo general, son tubos que se
forman dentro de los torrentes de lava, donde el material fundido ha
salido de debajo de la corteza solidificada. Las cuevas de fisura se
originan en algunas zonas de rocas duras, donde la erosión o los
movimientos masivos han ensanchado las fallas, separando las masas
rocosas.

Hay dos tipos de cuevas de hielo. En primer lugar, están los tubos
endoglaciares, a través de los cuales circulan bajo los glaciares las
corrientes que se forman tras la fusión del hielo. A pesar de ser
totalmente de hielo, presentan muchas de las características de las
cuevas calcáreas, aunque a veces se producen cambios repentinos,
debidos al desplazamiento del glaciar. En segundo lugar, hay cuevas en
regiones de alta montaña, donde el aire del interior de la cueva rara
vez supera la temperatura de congelación, de modo que el agua que se
filtra en verano desde la superficie hacia el interior se congela
formando carámbanos, algunos muy grandes, y en ocasiones se une con
las masas de hielo subterráneas.



 El hielo/ Introducción.

Se calcula que más de una décima parte de la superficie terrestre
(alrededor de 15.600.000 km2) está permanentemente cubierta de hielo.
En realidad, el hielo es el depósito de agua potable más extenso del
mundo, ya que más de las tres cuartas partes del total mundial está
contenido en el manto de hielo, el casquete glaciar y los glaciares,
cuyo tamaño oscila desde las inmensas capas heladas de la Antártida y
Groelandia hasta los pequeños glaciares que se encuentran en las
cordilleras, a altas latitudes y grandes alturas.

Se desarrollan heleros en aquellos lugares donde la nieve se acumula y
persiste durante el verano. Con el tiempo, esta nieve se comprime,
formando una masa que va creciendo hasta cubrir el paisaje con un
manto de hielo o un casquete glaciar. A veces sucede que las masas se
deslizan por una pendiente, en forma de glaciar, recortando un valle y
erosionando rocas que, al final, se depositan a escasa altura, cuando
se funde el hielo.

 Formación de heleros.

Los heleros se originan fundamentalmente por la acumulación de nieve o
en ocasiones al congelarse la lluvia cuando choca contra la superficie
de hielo. Evidentemente, no toda la nieve que cae se convierte en
hielo; durante el invierno del hemisferio boreal, más de la mitad de
la superficie de tierra del planeta y hasta una tercera parte de la
superficie de los océanos, llega a cubrirse de nieve y hielo. La mayor
parte de esta nieve y este hielo es solo transitoria, ya que el calor
y la energía del Sol consiguen fundirlo en los días cálidos de
invierno o al finalizar esta estación, cuando llegan la primavera y el
verano.

En algunas zonas, sin embargo, el calor estival no alcanza a fundir
toda la nieve caída durante el invierno anterior. Esto se debe a que
las temperaturas de verano son bastante bajas, los veranos son breves
o la nieve se encuentra a gran altura. Cuando alguno de estos
supuestos ocurre, la nieve permanece todo el año (a veces se le da el
nombre de neviza) y el invierno siguiente la superficie vuelve a
cubrirse con otra capa de nieve. A medida que este proceso continua,
año tras año, la neviza se comprime y se transforma en hielo de
glaciar.

Los lugares donde se acumula la nieve de forma permanente dependen
tanto de la latitud como de la altitud. El nivel que separa la capa de
nieve permanente de los sitios donde la nieve se funde en verano se
denomina límite de las nieves perpetuas. Este límite aumenta en
altitud en dirección al ecuador; en las zonas polares coincide con el
nivel del mar; en Noruega, está a 1.200-1.500 m sobre el nivel del
mar, y en los Alpes a unos 2.700 m. La nieve y el hielo permanente se
encuentran incluso en los trópicos, cerca del ecuador; por ejemplo, en
el este de África, el limite de las nieves perpetuas está a unos 4.900
m, de modo que existen glaciares en el monte Kenia, el Klimanjaro y la
cordillera Ruwenzori.

 Mantos de hielo y casquetes glaciares.

Los mantos de hielo y los glaciares son heleros que han crecido hasta
formar cúpulas que cubren una superficie de tierra, sumergiendo
valles, colinas y montañas. De vez en cuando, aparecen “islas” de



tierra, llamadas nunataks, que sobresalen en medio del “mar” de hielo.
Por definición, se consideran mantos de hielo a los que tienen una
superficie de más de 50.000 km2, los casquetes glaciares, en cambio,
son más pequeños.

El continente antártico está cubierto por un manto de hielo que
asciende hasta una altura de alrededor de 4.200 m sobre el nivel del
mar y se extiende sobre una superficie de 12,5 millones de km2. Gran
parte de Groenlandia está cubierta por un manto de hielo (1,7 millones
de km2), mientras que se encuentran casquetes glaciares en Noruega,
Canadá e Islandia. Si se suman los mantos de hielo de la Antártida y
Groenlandia, totalizan el 94% de la superficie de la Tierra que está
cubierta permanentemente por masas de hielo.
Hielo marino.

No hay un manto de hielo sobre el polo norte porque allí no hay
tierra; no obstante, el Ártico está siempre congelado y, en invierno,
el hielo marino ártico cubre alrededor de 12 millones de km2.

Una superficie de hielo que está unida a una costa se denomina
inlandsis. Existen inlandsis en el Ártico, unidos a las costas del
norte de Canadá y Groenlandia, y en la Antártida, donde destaca el
inlandsis de Ross, con una superficie mayor que la de Francia. A causa
de las corrientes oceánicas y la de fusión del hielo, en ocasiones los
mantos de hielo se rompen, creando zonas de banquisas, llamadas
también témpanos, cuando son más pequeñas.

 Tipos de glaciares.

En comparación con los mantos de hielo y los casquetes, los glaciares
son heleros pequeños y relativamente estrechos, que se deslizan por
las laderas. Algunos glaciares árticos y antárticos alcanzan varios
centenares de kilómetros de longitud, aunque el glaciar más largo de
los Alpes europeos, por ejemplo, apenas mide 35 km de largo.

Hay varios tipos de glaciares: los glaciares de descarga se extienden
desde los bordes del manto de hielo y los casquetes glaciares; los
glaciares de valle o alpinos están confinados en valles en gran parte
de su extensión; y los circos glaciares están totalmente limitados a
una cuenca rocosa pequeña, ya que a veces abarcan superficies de menos
de 1 km2.

La mayoría de los glaciares terminan en la tierra, aunque hay algunos
(sobre todo los que constituyen la descarga de extensos mantos de
hielo o casquetes glaciares) que llegan hasta el mar. Cuando esto
ocurre, a veces se desprenden grandes bloques de hielo del extremo (la
lengua glaciar), formando icebergs que son arrastrados por las mareas
y las corrientes marinas.

 Desplazamiento del hielo.

Los heleros se mueven y fluyen por influencia de la gravedad. El
movimiento del agua congelada es, evidentemente, mucho más lento que
cuando se encuentra en estado líquido. La mayoría de los glaciares se
desplaza a una velocidad de entre 3 y 300 m por año. Los que están
situados en laderas escarpadas a veces se mueven a mucha más
velocidad; el glaciar Quarayaq, que recibe hielo del manto de hielo de
Groenlandia, avanza una media de 20-24 m diarios. Numerosos glaciares
experimentan impulsos, que a veces duran pocos días y otras varios



años, durante los cuales el movimiento es sumamente rápido, llegando a
menudo a velocidades equivalentes a los 10 km anuales.

Los glaciares se desplazan de dos maneras. En primer término, está el
llamado deslizamiento glaciar que se produce cuando el glaciar se
desliza encima de la roca que tiene debajo. La otra manera, llamada
deformación interna, implica los movimientos que ocurren dentro del
glaciar, provocados por las tensiones resultantes del peso del helero.
Numerosos glaciares se desplazan por una combinación de ambos
mecanismos, pero en ambientes muy fríos, donde puede ser que el
glaciar esté congelado sobre su lecho rocoso, a veces todos los
movimientos se deben a la deformación interna.

En los puntos más escarpados del glaciar suelen formarse profundas
grietas, o planos de fisuras, por lo general perpendiculares al
sentido del movimiento. Cuando el glaciar “rueda” por un acantilado,
se forman cascadas, que se caracterizan por sus numerosas grietas y
pirámides inestables de hielo, llamadas séracs. A veces, el glaciar se
desplaza a un lado u otro de una zona de rocas más dura, conocida como
testigo o nunatak.

Al descender por la ladera, el glaciar prolonga el límite de las
nieves perpetuas. La zona que queda por debajo de este límite
experimentará una mayor fusión que la superior, para mantener así el
equilibrio del glaciar e impedir que su tamaño crezca indefinidamente.

 Los glaciares y el paisaje.

El hielo glaciar es un agente erosivo muy poderoso, que alisa las
superficies rocosas y abre profundos valles. Los fiordos (por ejemplo,
los de las costas de Noruega y Alaska) son valles glaciares en forma
de U, que se hunden en el mar después de originarse en la fusión del
hielo. Los valles en forma de U se consideran accidentes glaciares
característicos, aunque a veces son creados por otros procesos, por
ejemplo un río en su tramo medio e inferior.

Al deslizarse, el glaciar erosiona porque arranca bloques de roca de
su lecho rocoso y desgasta las superficies, es decir que va rompiendo
pequeñas partículas y fragmentos rocosos. El hielo transporta la roca
erosionada y la deposita, a medida que se va deslizando ladera abajo y
fundiéndose. Los depósitos glaciares dan lugar a accidentes
geográficos característicos, como morreras y drumlins o simplemente se
depositan como tillitas, una capa de sedimentos que cubre el paisaje.
Al fundirse el hielo de los glaciares, sobre todo durante los meses de
verano, grandes cantidades de sedimentos son arrastrados por el agua,
lejos del sistema glaciar.

 Las glaciaciones.

Durante los periodos más fríos de la historia terrestre, los mantos de
hielo, los casquetes y los glaciares cubrían superficies mucho más
extensas que en la actualidad. En el pasado ha habido varias
glaciaciones; los científicos calculan que deben haberse producido
entre 15 y 12 glaciaciones durante los últimos 2 millones de años.

La última glaciación finalizó hace alrededor de 10.000 años y, en su
momento culminante, había grandes mantos de hielo que cubrían la mayor
parte de Canadá y Escandinavia, casquetes sobre gran parte del centro
de Inglaterra y glaciares en el sur. En cuanto a Europa, el hielo



cubría los Países Bajos y el norte de Alemania, mientras que en
América del Norte llagaba hasta mucho más al sur, hasta el norte de
Estados Unidos. Hoy día no quedan masas de hielo tan al sur (aparte de
los glaciares de las altas cumbres), aunque el paisaje conserva
rastros de la presencia del hielo, en forma de valles erosionados y
grandes cantidades de sedimentos.

 Volcanes/ Introducción.

La imagen popular del volcán es la de una estructura cónica que echa
ceniza, vapor, fuego y roca fundida por un cráter situado en la parte
superior, a menudo con una violencia explosiva. Este tipo de volcanes
existe, sin duda, pero a él corresponde menos del 1% de las actividad
volcánica mundial. En realidad, más del 80% de la roca fundida, o
magma, que llega hasta la superficie de la Tierra lo hace a través de
largas fisuras en la capa superficial, la litosfera; esto se denomina
volcanismo fisural. Como la más importante de estas fisuras se
encuentra a lo largo del eje de las dorsales oceánicas, el grueso del
vulcanismo terrestre se produce en el fondo del mar, fuera del alcance
de nuestra vista.

Hablamos de vulcanismos cuando el magma procedente del interior de la
Tierra consigue atravesar una zona débil de la litosfera. Puesto que
esta debilidad se suele producir en los lugares donde las placas
tectónicas interaccionan y se distorsionan, la mayor parte de la
actividad volcánica tiene lugar cerca de los bordes de las placas. Los
volcanes continentales se suelen asociar con zonas de subducción y con
regiones donde chocan los continentes.

Se supone que, en última instancia, el magma es la astenosfera
parcialmente fundida; es decir, la capa que está inmediatamente por
debajo de la litosfera. Sin embargo, por debajo de la mayoría de los
volcanes, parece que hay un depósito, o cámara magmática, donde se
acumula el magma, entre la astenosfera y la superficie terrestre.
Entre la cámara magmática y la superficie hay un conducto más estrecho
al que se denomina chimenea.

Los volcanes que hace mucho tiempo que no entran en erupción se
consideran apagados o extintos. Otros que han permanecido sin
actividad durante bastante tiempo, pero que pueden volver a entrar en
actividad se conocen como inactivos, mientras que los que han
producido erupciones en épocas históricas se consideran activos.

 Productos volcánicos.

El material que se encuentra en la cámara magmática es líquido, pero
cuando llega a la superficie terrestre puede encontrarse en estado
líquido, sólido o gaseoso. El magma contiene volátiles disueltos, como
agua y dióxido de carbono. Mientras el magma asciende hacia la
superficie, la presión se reduce y los volátiles se liberan, a menudo
con fuerza explosiva. Entonces, la consiguiente explosión destroza el
magma y arroja los trozos al aire. Cuando estos llegan al suelo, a
menudo se han solidificado, aunque siguen estando muy calientes. Estos
fragmentos sólidos se llaman piroclastos. Según el tamaño de las
partículas, dichos fragmentos pueden ser (en orden creciente) polvos
(menos de 0,35 mm de diámetro), cenizas (menos de 4 mm), lapilli
(menos de 32 mm) y bombas o bloques (más de 32 mm). En explosiones
particularmente violentas, se sabe que fueros arrojadas bombas de más
de 100 toneladas, que recorrieron varios kilómetros. En cambio, las



partículas más finas a veces caen mucho más lejos, transportadas por
el viento.

En algunas erupciones explosivas, no se produce una descarga repentina
sino que, por el contrario, la chimenea del volcán pasa varias horas
expulsando constantemente gases calientes y fragmentos rocosos a gran
velocidad. En ambos tipos de actividad, los fragmentos sólidos pueden
llegar a alcanzar alturas considerables, antes de volver a caer sobre
la superficie. En cambio, en casos menos violentos, a veces los
fragmentos no se elevan demasiado del suelo donde, en mortífera
asociación con gases calientes, caer rodando y destruyéndolo todo a su
paso. Esto se denomina “nuée ardente” (del francés, nube ardiente).

 La lava.

No todas las erupciones volcánicas continentales son explosivas. En
muchas no se produce más que una serena extrusión de magma. El
magma que aparece sobre la superficie terrestre se suele llamar lava,
tanto cuando es semilíquido como cuando se ha enfriado y solidificado,
formando torrentes de lava.

Aunque la lava fundida suele avanzar a escasa velocidad, en algunas
ocasiones se ha registrado velocidades de hasta 100 km/h; y si bien la
mayor parte de lava se solidifica en zonas próximas al volcán, se sabe
de casos en los que ha recorrido hasta 50 km desde la chimenea.

La lava suele salir a la superficie a temperaturas de entre 800-
1.200ºC, pero al fluir pierde calor en la atmósfera y en el suelo,
enfriándose y solidificándose del exterior al interior. Al
solidificarse, su superficie adopta una variedad de texturas,
fundamentalmente según la viscosidad que tuviese en el estado fundido.

Cuando la lava es sumamente móvil (es decir que es bastante líquida y
poco viscosa) adquiere, al enfriarse, una capa superficial plástica
fina que se arrastra en pliegues semejantes a cuerdas debido al flujo
constante de lava todavía líquida que corre por debajo. Cuando
finalmente se solidifica, se conoce con el nombre de lava pahoehoe o
lava cordada. Cuando es más espesa, más viscosa y, por lo tanto, más
gruesa y dura, que se quiebra por el flujo constante de lava todavía
fundida, formando, una superficie fragmentada. Cuando la superficie
queda muy mellada, la lava sólida se llama lava afrolítica; si en la
superficie se forman muchos bultos, se la denomina lava en bloques.

Cuando la lava surge bajo el agua, a menudo adquiere una forma
completamente diferente. Como consecuencia del rápido enfriamiento, se
parte en segmentos vesiculares y así, al solidificarse, recibe el
nombre de lava almohadillada.

 Formas volcánicas.

Fundamentalmente, hay tres tipos de volcanes continentales. El más
sencillo es el cono escarpado (volcán de cono de escorias), compuesto
por capas de fragmentos sólidos expulsados en sucesivas erupciones. Un
ejemplo conocido es el Pericutín, en México, que comenzó sus
erupciones en 1943 y, en 10 años, produjo un cono de más de 460 m de
altura.

Son pocos los volcanes que sólo emiten fragmentos sólidos en cada
erupción. Muchos expulsan partículas sólidas algunas veces y lavas en



otras ocasiones. El resultado es un cono donde se alternan capas de
partículas y lava (volcán compuesto). Algunos ejemplos famosos son el
Vesubio, en Italia continental, el Strónboli (islas Ligures), el Etna
(Sicilia) y el Fuji-Yama, en Japón.

Cuando abunda la lava y las erupciones son frecuentes (a través de
varias chimeneas), es probable que el resultado sea un volcán en
escudo, una estructura enorme, que puede alcanzar varias decenas de
kilómetros de diámetro, con laderas suaves, formadas por centenares de
miles de torrentes sucesivos de lava. Este tipo de volcanes se suele
encontrar en cadenas montañosas próximas a zonas de subducción (por
ejemplo, los Andes), aunque el Mauna Loa, en Hawai, también es un
volcán en escudo.

La mayoría de los volcanes tiene un cráter en la parte superior, o
próximo a ella, producido por la caída de lava sólida dentro de su
chimenea. Sin embargo, cuando la explosión ha sido particularmente
violenta, o si la parte superior del volcán se ha derrumbado porque la
lava ha descendido un buen trecho por la chimenea, se puede formar una
depresión de grandes dimensiones, llamada caldera.

 Volcanes oceánicos.

Alrededor del 6% del vulcanismo terrestre tiene lugar en el fondo
oceánico, lejos de los bordes de las placas. Estos volcanes reciben el
nombre de volcanes submarinos, si la parte superior no llega hasta la
superficie, aunque algunos llegan a emerger (por ejemplo en los
últimos tiempos el de la isla del Hierro, que terminará posiblemente
emergiendo). Se han localizado más de 10.000 volcanes submarinos sólo
en el fondo del océano Pacífico, aunque actualmente la mayoría están
extintos. Algunos de ellos nacen, al igual que los volcanes
continentales, de magma derivado de la astenosfera. Los volcanes
submarinos que se han originado de este modo están distribuidos al
azar. No obstante, algunos volcanes oceánicos están hechos de magma
que no procede de la astenosfera, si no de capas mucho más profundas.
Son los volcanes “hot-spot”. Además de estos volcanes oceánicos, hay
otras dos formas de vulcanismo oceánico: el vulcanismo de fisura, y el
vulcanismo en arcos insulares en las zonas de subducción.

 Desiertos/ Introducción.

Los desiertos son zonas del planeta donde hay una considerable escasez
de agua. La principal causa de esta aridez es la poca precipitación,
en particular de agua de lluvia, aunque las zonas desérticas también
experimentan con frecuencia una enorme variación en la cantidad de
lluvia caída de año en año. Si bien los desiertos no son
necesariamente calurosos, muchos de ellos se encuentran en climas
cálidos, lo cual aumenta la escasez de agua debido a la gran velocidad
de evaporación. La falta de agua en los desiertos crea unas
condiciones difíciles para los seres humanos, los animales y las
plantas. Como consecuencia, hay menos organismos vivos que en zonas
más húmedas, por lo que son necesarias adaptaciones especiales para
asegurar la supervivencia.

Como la escasez de agua es la característica principal de los
desiertos, a veces la zona ártica y la antártica se llaman desiertos
polares, porque allí no suele encontrarse agua, al menos de forma
liquida.



 Por qué hay desiertos.

Gran parte de los desiertos del mundo coinciden con zonas que se
caracterizan por las altas presiones constantes, condición esta que no
favorece la lluvia. A estos cinturones subtropicales de altas
presiones se deben desiertos tales como el Sahara y el Kalahari, en
África, y los desiertos de Australia y Arabia.

Otros desiertos (por ejemplo, el de Gobi, en Asia) existe debido a su
continentalidad, es decir, su distancia del mar. Por tal motivo, no
llegan asta ellos los vientos húmedos procedentes de los océanos. A
veces, este efecto se realza por la forma del paisaje: por ejemplo, el
aire húmedo procedente del mar se precipita sobre las montañas en
forma de lluvia o nieve y, cuando el aire llega al otro lado de las
montañas, se habrá secado, formando así un desierto de sotavento. Este
tipo de desiertos es frecuente, por ejemplo, al norte del Himalaya.

Los desiertos de las costas occidentales del sur de África y de
América del Sur (Namib y Atacama) se ven afectados por la presencia de
las corrientes oceánicas frías que bañan estas costas, que enfrían el
aire con el que entra en contacto evitando la evaporación de humedad
de la superficie del océano y la formación de lluvia. En algunos
lugares del desierto de Atacama no se ha registrado la más mínima
lluvia en los 400 años previos a 1971. No obstante, con mucha
frecuencia el agua fría del océano provoca nieblas que son la
principal fuente de humedad en estos desiertos hiperáridos.

La actividad humana a veces contribuye también a la creación de nuevas
zonas desérticas; este proceso se conoce como desertificación.

 Climas desérticos.

Algunos desiertos son más secos que otros. Por tal motivo, se suele
distinguir entre zonas semiáridas, que recibe una media de 200-500 mm
de lluvias al año; zonas áridas, con una precipitación anual de 25-200
mm; y zonas hiperáridas, tan secas que a veces no llueve en ellas
durante varios años. La suma de zonas áridas e hiperáridas compone los
verdaderos desiertos terrestres. Las zonas semiáridas, que suelen
estar situadas en los bordes de los desiertos, abarcan alrededor del
15% de la superficie de tierra del planeta, mientras que a las zonas
desérticas árida e hiperáridas corresponden, respectivamente,
alrededor del 16% y del 4%.

En la mayoría de los desiertos, los meses de verano son cálidos o
calurosos, con una temperatura media por encima de los 20ºC y
temperaturas máximas que a veces superan los 50ºC, en los más
tórridos. En cambio, durante los meses de invierno las temperaturas
experimentan grandes variaciones, según el nivel de latitudes en que
se encuentren. Los desiertos formados por los cinturones subtropicales
de altas presiones por lo general son los que tienen inviernos más
cálidos; de hecho, en partes del desierto arábico no puede decirse que
haya una estación fría, ya que las temperaturas medias del mes más
frío superan los 20ºC. Sin embargo, en algunos desiertos los inviernos
si que son fríos. Algunas partes del Sahara central son sumamente
montañosas, de modo que la gran altitud contribuye al descenso de la
temperatura invernal; en cambio, la temperatura media del mes más frío
en el desierto de Gobi es inferior a –20ºC, debido tanto a su gran
distancia del mar (continentalidad) como a su elevada altitud.



Muchos desiertos experimentan también una gran amplitud térmica
diaria, con días calurosos y noches frías. Esto se debe a que los
cielos despejados, sin nubes, dejan escapar el calor, unido a la
escasa capacidad de la tierra, desprovista de vegetación, para
absorber calor. En el Sahara central se ha registrado una amplitud
térmica diaria de 55ºC a –3´3ºC.

 Paisajes desérticos.

La imagen típica del desierto nos presenta inmensas planicies de
dunas, donde no se divisa una planta ni una roca. Si bien algunos
desiertos están compuestos por dunas inmensas, modeladas por el
viento, éste no es el caso en todos ellos, ni tampoco es una
característica de los desiertos en general.

Sin embargo el viento puede ser un importante agente modelador del
paisaje, debido a la limitada presencia de vegetación para proteger la
superficie del suelo. El viento erosiona golpeando con arena contra la
roca desnuda, alisándola y creando formas como los yardangs. Si hay
suficientes sedimentos, el viento también transporta y deposita arena
para formar dunas. La arena que compone las dunas del desierto en
general procede del cauce de los ríos secos y los lechos de los lagos
o de la costa. El desgaste de los elementos, mayor si la amplitud
térmica diaria es grande, afecta también la superficie de la roca
desnuda, aumentando la disponibilidad de partículas del tamaño de la
arena.

Aunque en el desierto las precipitaciones son escasas, la falta de
vegetación y la gran intensidad de las tormentas hace que el agua
desempeñe un importante papel en el moldeado de su paisaje. Los cauces
de los ríos del desierto, a menudo llamados uadis, transportan grandes
volúmenes de agua y sedimentos durante las tormentas. Esto provoca la
formación de cañones y zonas con muchos barrancos, denominadas
badlands, en lugares donde se encuentran sedimentos blandos y fáciles
de erosionar. Cuando hay montañas, a veces se producen torrentes muy
erosivos. La gran cantidad de sedimentos que transportan los torrentes
a menudo se deposita cuando el río se aleja de las montañas y llega a
terrenos más suaves y planos, formando un cono de deyección. Con el
tiempo, por la acción del viento y el agua, el paisaje desértico a
veces se divide. En aquellas zonas donde el lecho rocoso está formado
por estratos horizontales (por ejemplo, en las zonas desérticas de
Arizona y Nuevo México, en el sudoeste de Estados Unidos), esto
provoca la aparición de montes aislados, con la parte superior plana,
llamados mesas y oteros. En los lugares donde las rocas no están
estratificadas de la misma manera, aparecen “montes-islas” más
redondeados (a veces llamados inselbergs). Un ejemplo conocido es
Ayers Rock, en Australia.

 Plantas, animales y seres humanos.

Las plantas y los animales sobreviven en el desierto, si se adaptan en
parte a la rigurosidad de las condiciones. Las personas también se han
adaptado a las condiciones del desierto, buscando formas de aprovechar
el agua disponible, por ejemplo, viviendo en oasis (manantiales
permanentes), o excavando pozos en el lecho de ríos secos para
aprovechar las reservas de agua. En nuestros días, gracias a la
tecnología, cada vez hay más personas que viven y viajan cómodamente
por los desiertos, como lo demuestran las ciudades construidas en los
desiertos norteamericanos. No obstante, la vida en estos lugares a
veces sigue siendo muy precaria y siempre existe el riesgo de las



sequías; no olvidemos las tragedias humanas de los últimos años en el
extremo meridional del Sahara o en el Cuerno de África.

 Mesetas y llanuras.

Algunas partes de la superficie de la tierra del planeta parecen muy
planas y niveladas o tienen una suave pendiente, sin montañas ni
depresiones notables. Estas regiones llegan a ser muy extrañas,
abarcando decenas de miles de kilómetros cuadrados, como en las
llanuras centrales de América del Norte. Por lo general, las zonas que
tienen una superficie nivelada, relativamente más altas que las zonas
vecinas, se llaman mesetas, y las que tienen poca altitud relativa se
llaman llanuras. Tanto unas como otras pueden ser de distintos
orígenes, de los cuales los más importantes se mencionan a
continuación.

 Mesetas.

Hay dos tipos de mesetas tectónicas. Las primeras son los escudos,
formados por antiguas masas rocosas que permanecen en pie, con bordes
bien definidos que descienden hacia tierras más bajas. Como ejemplos,
cabe mencionar la meseta de Deccan, en India, la meseta arábiga y el
escudo canadiense. El otro tipo son las mesetas ínter montañosas que,
a pesar de su relativamente elevada altitud, tienen sus límites
definidos por montañas más altas todavía. Un ejemplo de ellas es la
Gran Cuenca (Great Bassin) del sudoeste de los Estados Unidos que,
debido a las montañas que la rodean, constituyen un desierto de
sotavento.

Las mesetas volcánicas son el resultado de una afloración de lava que
cubre el paisaje y forma una meseta basáltica plana. Como ejemplo
típico se puede citar la meseta de Atrim, en Irlanda del Norte.

Las mesetas residuales están formadas por la erosión y división del
paisaje, que acaba unificándose en zonas de mesetas residuales con la
misma altitud. En zonas áridas, la división de las rocas con estratos
horizontales provoca a veces la formación de mesas y oteros, con la
parte superior plana.

 Llanuras.

Las llanuras estructurales nacen cuando una zona de rocas horizontales
no se ve afectada por la actividad tectónica. Un ejemplo podrían ser
las Grandes Llanuras del centro-oeste de Estados Unidos.

Las llanuras de erosión se forman por erosión fluvial o glaciar. En
los desiertos, al erosionar el viento los sedimentos finos se forman
planicies llanas de roca o grava, llamadas hammada o reg en el Sahara.

Las llanuras sedimentarias se originan cuando se han depositado
sedimentos sobre el suelo, que forman una superficie llana, como por
ejemplo en las planicies aluvionales de los ríos.

 Ríos y lagos/ Introducción.

Los ríos y lagos son los volúmenes de agua superficial más importante
de las masas terrestres. Un río una corriente de agua dulce que



circula por un cauce y desemboca en otro río, un lago o el mar, u
ocasionalmente en un desierto interior.

Un río corto y estrecho recibe el nombre de riacho, riachuelo o
arroyo.

Un lago es una masa de agua continental que ocupa una depresión en la
superficie terrestre. Por lo general, recibe agua de los ríos, aunque
en ocasiones sólo de manantiales. Lo normal es que tenga algún
desagüe, o que desemboque en un río, aunque también hay lagos
cerrados, que sólo pierden agua por evaporación, como el lago Eyre, en
Australia, y el Great Salk Lake, en Utah, Estados Unidos.

 ¿De dónde sale el agua de los ríos?

Los ríos pueden recibir agua de distintas fuentes, aunque éstas
siempre están relacionadas, directa o indirectamente, con las
precipitaciones, un término colectivo para designar la caída de
humedad procedente de la atmósfera sobre la superficie terrestre. A
veces, la lluvia que cae sobre la tierra desciende por las pendientes
formando una corriente superficial, concentrándose y, quizá, formando
un curso de agua. Esto suele ocurrir cuando la superficie es
impermeable (es decir, que el agua no la puede atravesar, como ocurre
con algunas clases de rocas). se produce a veces una impermeabilidad
transitoria cuando el terreno ya está saturado de agua o cuando las
lluvias son torrenciales.

Con frecuencia, no obstante, los ríos reciben agua de los manantiales.
Esto sucede porque el agua de lluvia en general penetra en el suelo,
acumulándose o atravesando rocas permeables o porosas en forma de agua
subterránea. En las rocas permeables, el agua atraviesa la propia roca
mientras que, en las porosas, circula por orificios y fisuras. Un
depósito rocoso que contiene agua subterránea se denomina acuífero.
Los manantiales aparecen en la intersección de la parte superior del
acuífero con la superficie del suelo. El agua subterránea es una
fuente fluvial importante, ya que aporta agua incluso aunque no haya
precipitaciones, manteniendo así un caudal constante.

Una tercera parte del agua de los ríos es la fusión de las
precipitaciones sólidas (nieve) o de nieve que se ha transformado en
hielo para formar un glaciar o un manto de hielo. Esto tiene especial
importancia en zonas montañosas y en altas latitudes.

 Ríos perennes, estaciónales y transitorios.

Hay ríos en los principales ambientes del mundo, incluso en los polos
y desiertos. En zonas templadas, como Europa occidental, el noreste de
EUA y Nueva Zelanda, y en los trópicos húmedos, las precipitaciones
suelen estar bastante repartidas a lo largo del año, a fin de
reabastecer constantemente las aguas subterráneas, con la cual los
ríos fluyen durante todo el año. Sin embargo, estos ríos perennes
experimentan variaciones estaciónales y diarias en su caudal (el
régimen hidrográfico), debido a las fluctuaciones estaciónales de las
precipitaciones y al aporte de cada tormenta.

Algunos ríos sólo tienen caudal de forma estacional, sobre todo en
ambientes con clima de tipo mediterráneo, donde hay dos estaciones
bien diferenciadas: un invierno húmedo y un verano seco. Es posible
que los ríos de las regiones glaciales, también tengan un caudal


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