El Relieve del Mar


El fondo del océano empieza en la línea de costa, contacto entre tierra, atmósfera y océano. En la localización de la costa influyen las mareas, el balance hídrico planetario como consecuencia del almacenamiento de agua sólida o líquida en los continentes, el estado regional de la atmósfera, que determina la fuerza del viento y el oleaje, y, localmente, el movimiento a que está sujeta la corteza terrestre. El actual balance hídrico planetario promedio, resultante del clima instaurado en la tierra tras la fusión de los grandes mantos de hielo desarrollados durante las glaciaciones pleistocénicas, es el principal responsable de la posición media del nivel del mar actual. Desde hace unos 8.000-6.000 años, la línea de costa ha permanecido relativamente estabilizada dentro de los límites determinados por las mareas, modificados sólo por olas de temporal, variaciones en la descarga fluvial, maremotos esporádicos y lentos movimientos tectónicos regionales.

Durante las glaciaciones, una parte de lo que hoy es fondo del mar se hallaba sumergido, a causa de la sustracción de agua del océano que supuso la acumulación de nieve y hielo en los mantos glaciares que recubrían Eurasia y América. Actualmente, la continuidad entre el terreno emergido y el fondo sumergido es tal que la línea de costa no coincide con ningún accidente notable estructural o del relieve.

Mucho más importante han sido en el transcurso de centenares de millones de años las variaciones de posición del nivel del mar debidas a la formación de montañas costeras y arcos de islas y al conjunto de procesos de acercamiento, reunión, fragmentación y alejamiento de los continentes, Las verdaderas diferencias estructurales y de relieve entre continentes y el fondo del mar son consecuencia de estos procesos y hoy se sitúan a varias decenas de millas de la costa y a profundidades variadas. Precisamente estas diferencias permiten subdividir el actual fondo del mar en unidades fisiográficas y geológicas bien caracterizadas. Por una parte hoy existen varios continentes y se reconocen varios océanos limitados por esos continentes; pero parece que no siempre ha sido así en la historia del planeta.

Por otra parte los distintos océanos comparten los grandes rasgos fisiográficos pero presentan notorias diferencias en la importancia y distribución de sus principales formas de relieve. En el caso del océano Atlántico estas son el margen continental, las cuencas oceánicas y la gran cordillera submarina denominada dorsal mesoceánica. En el Pacífico y el Indico, además de ellas destacan las fosas que rodean continentes o arcos de islas y los mares marginales (fig,s 1 y 2).


Fig. 1 .- Grandes unidades morfológicas de los océanos. El punteado corresponde a plataformas continentales anchas. El rayado en líneas finas paralelas y perpendiculares corresponde al sistema de dorsales mesoceánicas. Las líneas gruesas, curvas y negras son fosas abisales. El blanco conttinental son las cuencas oceánicas y los mares marginales situadas en los arcos insulares

Fig. 2 .- Esquema que representa de manera muy simplificada e idealizada las principales unidades morfológicas del fondo de un océano de tipo atlántico. De un continente a otro se aprecia el margen continental, o tránsito del continente al océano; las cuencas oceánicas, donde se encuentran las grandes extensiones profundas de las llanuras abisales y la región de las columnas abisales; y la dorsal mesoceánica, contituida por un sistema de elevaciones montañosas a modo de espina dorsal del Atlántico, lo divide en dos mitades simétricas.


Desde el punto de vista estructural, el margen continental es continente sumergido. Está constituido por la plataforma continental, ancha faja de terreno cuya pendiente ronda el 1%, el talud continental, límite externo de la plataforma, donde se inicia un plano de pendiente algo mayor que conduce a profundidades superiores a los 1.000 metros, y la elevación continental, amplia zona de pendiente suave que señala la transición desde el continente hacia la siguiente gran unidad, a profundidades superiores a los 2.000 metros (fig. 3).

Fig. 3 .- Esquema de detalle del margen continental en el que se aprecian la plataforma, el talud y la elevación continental. En la plataforma continental pueden distinguirse una parte interna, cercana a la costa, y otra externa. A través de una ruptura de pendiente se pasa de esta al talud continental, que suele presentar rasgos diferentes en sus partes superior e inferior. El tránsito entre el talud y las cuencas oceánicas se realiza a través de la elevación continental, con sus abanicos de sedimentos. El margen continental se presenta surcado por cañones submarinos, profundas incisiones que conectan la plataforma con la elevación y por las que se deslizan corrientes rápidas de agua y fango, llamadas corrientes de turbiez.


Las cuencas oceánicas estructuralmente son océano. Incluyen las profundidades de entre 4.000 y 5.000 metros situadas entre la elevación continental y la dorsal mesoceánica. Desde la elevación se extienden las llanuras abisales, regiones monótonas tan planas que su pendiente varía sólo entre el uno por mil y el uno por diez mil. En su extremo más oceánico las llanuras abisales dejan paso gradualmente a la región de colinas abisales, pequeños cerros elevados sobre el fondo pocos metros o algunos centenares de metros, que pueden hallarse aislados o en grupos y cuya abundancia y altura aumenta con la proximidad a la dorsal mesoceánica.

La dorsal mesoceánica (fig. 4) se inicia en el primer escarpe o aumento brusco de pendiente desde las colinas abisales hacia el centro del océano. Se distinguen en la dorsal dos provincias fisiográficas, los flancos y el valle de fractura, o rift, de la cresta central. Los flancos son escalones limitados por escarpes prominentes que se extienden desde los picos de la cresta hasta las colinas abisales, según un relieve moderadamente abrupto, con picos intermedios de varios centenares de metros de desnivel. El rift es un valle profundo, de unos 20 a 40 km. de anchura, alineado según el eje dorsal, hacia el que caen los picos de la cresta en desniveles de dos o tres millares de metros en algunos lugares. La altura que ha alcanzado la dorsal ha determinado su emersión por encima del nivel del mar en islas, como las de Islandia, Sao Paulo, Ascensión, o Tristán de Acuña en el Atlántico, y las Galápagos, las Cocos, la isla de Pascua y otras en el Pacífico (fig. 5).

Un perfil transversal del fondo del océano atlántico entre Nueva York y Lisboa o entre Buenos Aires y Ciudad del Cabo revela inmediatamente el carácter básicamente simétrico de los principales accidentes del relieve anteriormente descritos. En este océano, a la altura de unos 40º de latitud norte y sur, dos macizos septentrionales tienen su equivalencia en dos macizos australes que se unen con la dorsal. En el Atlántico Norte, la pareja la constituyen el ramal de Terranova y el de las Azores, mientras que en el Atlántico Sur, de la isla de Tristán de Acuña parten el ramal de Río Grande hacia América y del dorsal de las Ballenas, y el ramal de El Cabo hacia Africa. Se trata de prominencias o mesetas elevadas, que en el caso de las Azores emergen en islas, vinculadas a la génesis y evolución del Atlántico y al desarrollo de su dorsal central, al igual que ocurre con otras parecidas, presentes en la región ecuatorial.

Fig. 4 .- La dorsal mesoceánica constituida por un conjunto largo y estrecho de elevaciones montañosas conectadas. Se alzan volcanes en los flancos desde la región de las colinas abisales hasta la cresta. Longitudinalmente en su centro, la dorsal presenta una región hundida, llamada rift. Transversalmente, la dorsal tiene su eje desencajado en las llamadas zonas de fractura oceánicas que ponen en contacto segmentos de cresta y rift con segmentos de flanco, lo que da lugar a importantes desniveles y a un relieve muy accidentado.

Transversalmente al eje de una dorsal se hallan relieves sumamente accidentados a lo largo de zonas de fractura (fig. 3). Estas siguen un patrón de líneas más o menos paralelas, de 1.000 a 2.000 o más kilómetros de longitud, separadas entre sí unos 100 Km. a modo de hendiduras con desniveles de más de 3.000 metros que desencajan el eje.

Este patrón general se mantiene en toda la extensión del Atlántico y solamente el Caribe con las Antillas y el mar de Escocia con su arco insular de las Sandwich del Sur suponen una clara diferencia del conjunto. Pero en cada una de las tres grandes unidades y sus partes correspondientes, existen relieves menores y características específicas, cuyas dimensiones varían localmente. En la plataforma continental son frecuentes los relieves cóncavos y convexos y elevaciones planas, así como valles cuya cabecera se halla cerca de la desembocadura de ríos, que inician los llamados cañones submarinos (fig. 3). Anchuras de plataforma de apenas 20 km. alternan con las que rebasan los 200 km. a lo largo de costas más montañosas o más llanas. La profundidad, comprendida entre 100 y 160 m., puede hacerse patente en una marcada ruptura de pendiente o ser difícil de delimitar, por la ausencia de salto brusco hacia el talud continental. Así pues, a escala de detalle apenas se da el plano inclinado teóricamente regular, con pendiente suave, continua o de variación gradual, ya que son frecuentes desniveles de 20 a 30 m. y accidentes del relieve en forma de cuencas cerradas, valles longitudinales y antiguas terrazas marinas construidas cuando el nivel del mar se mantuvo estabilizado temporalmente en posiciones variadas durante las glaciaciones pleistocénicas. La pendiente promedio es de 0º 07', valor que resulta algo mayor en la parte de la plataforma interna, adyacente a la costa, que en la plataforma externa, donde la profundidad media del borde externo ronda los 130 m. (fig,s 6 a y b).


Fig. 6 a y b .- Relieve de la plataforma continental del nororiente de Venezuela manifiesto en una carta batimétrica y en perfiles del fondo obtenidos por ondas sonoras. En la carta batimétrica se distinguen las zonas isóbatas separadas, con escasa o nula pendiente, y las de isóbatas muy próximas, que indican escalones, terrazas submarinas y en especial la ruptura de pendiente entre la plataforma y el talud continental. En los perfiles obtenidos con ecosonda desde un buque, las concavidades, convexidades, escalones y zonas planas aparecen con mayor claridad, pero exageradas por la diferencia de escalas vertical y horizontal. Se distinguen una depresión larga y estrecha de la plataforma interna, una serie de terrazas escalonadas en la plataforma media y la nítida ruptura de pendiente entre 60 y 100 brazas (Miró, 1974).

El talud continental suele ser estrecho, con anchuras entre 5 y 35 km, y recto o ligeramente curvado. Su mayor pendiente corresponde a su parte alta,, o talud superior, que en algunos lugares puede alcanzar valores de 15º a 27º; el talud inferior es menos abrupto y determina que en conjunto la media de pendiente de todo el talud se sitúe en sólo unos 4º, valor que disminuye a 1º 30' frente a grandes ríos y que se mantiene en unos 3º frente a costas estables carentes de río importantes y orladas de plataformas anchas. El descenso del talud a menudo se produce según una serie de rellanos y escalones alternando distintas profundidades, cuyo origen puede ser tectónico o sedimentario (fig. 7).

Fig. 7 .- Registro sísmico del fondo y subfondo del talud continental ecuatoriano frente al Golfo de Guayaquil. Pueden identificarse de este a oeste un talud superior, un tramo medio y el talud inferior, al pie del cual se halla la fosa Perú-Chile (Miró. 1.976)

Pero los accidentes más importantes del talud son los cañones submarinos que lo cortan profundamente en entalladuras muy parecidas a los valles fluviales continentales más encajados, algunos perfectamente comparables al Gran Cañón del Colorado. Se trata de gargantas profundas, más o menos perpendiculares a la costa, que se inician en la plataforma continental y se precipitan en un trazado más recto que sinuoso hasta 1.500, 2000 ó 4.000 m. de profundidad, con pendientes de entre 10 y 20% en su perfil longitudinal y relieve abrupto de paredes rocosas desprovistas de sedimento en el perfil transversal (fig. 8 a y b).

Fig. 8 a y b .- Mapa batimétrico y representación idealizada del cañón submarino de Esmeraldas (Ecuador). Se trata de una profundida garganta iniciada en la plataforma continental a gran profundidad frente a la desembocadura del río Esmeraldas, al sur de Colombia, que se precipita hasta más de 500 m de profundidad siguiendo el curso sinuoso. Figura a tomada de Fluor Ocean Services, Ins. 1.970
Terminan en la elevación continental en abanicos conectados lateralmente, los cuales constituyen deltas submarinos en relieve que se adentran en la región de las llanuras abisales.

La elevación continental, que sirve de tránsito entre el talud continental y las llanuras abisales, puede presentar accidentes variados. Puede estar cortada por las partes medias o terminales de cañones submarinos o de valles en abanico parecidos a los conos de deyección de los torrentes continentales, surcados por gran número de cursos tortuosos con distributarios dendriformes. En otros casos, ondulaciones aisladas o verdaderas cadenas de pequeñas colinas o escarpes producen relieves de 200 a 500 m. de desnivel. La elevación continental tiene de 200 a 300 km. de anchura, unos 2.000 a 4.000 o más metros de profundidad y pendientes de entre 0º 10' y 1º 10'.

Un perfil del Pacífico entre Antofagasta (Chile) y la isla de Sajalín, en el mar de Okhotsk, pone de manifiesto la asimetría de este océano, que contrasta con la simetría atlántica, en el que coexisten formas equivalentes a las presentes en el Atlántico junto a otras allí inexistentes. Las diferencias entre ambos tipos de océano se extienden a las que se dan entre los bordes de los continentes que los rodean, pues mientras los bordes del Atlántico son geológicamente tranquilos, los bordes del Pacífico están permanentemente agitados por la intensa actividad sísmica y volcánica que le ha valido el calificativo de cinturón de fuego.

En el perfil elegido para describir las formas del Pacífico están incluidas la mayoría de formas detectables en él, pero, a diferencia del elegido para describir las formas atlánticas, que tiene un carácter de modelo o patrón aproximadamente representativo del que se observa en cualquier latitud del Atlántico, el perfil entre Antofagasta y Sajalín no representa bien cualquier otro que pueda elegirse en el Pacífico, ya que este es un océano complejo en que el patrón general es más bien un modelo de una abstracción conceptual, pero matizado en cada caso concreto.

La cordillera andina, cadena con volcanes activos y sacudida por terremotos, desciende con fuertes pendientes hacia un llano costero estrecho, en el cual se asienta Antofagasta (fig. 9). El llano costero emergido se precipita, sin apenas plataforma continental, hacia profundidades abisales, que rondan los 8.000 m., en la llamada fosa de Atacama o de Perú-Chile. Al oeste de la fosa extienden la llanura abisal de la cuenca de Chile, la dorsal de Nazca, la cuenca del Perú y la dorsal del Pacífico Oriental, prominencia que en algunos puntos se sitúa a menos de 2.000 m. de la superficie.

Fig. 9 .- Formas de relieve características del océano Pacífico se ilustran en este perfil entre Antofagasta y la isla de Sajalín. Una cordillera costera (los Andes) o un arco insular (las Kuriles) se emparejan con sendas fosas oceánicas. Las islas Hawaii y la alineación de montes submarinos de la cadena Emperador, así como los atolones y guyots, son también accidentes notables en un océano cuya dorsal principal ocupa una posición no central y tiene un perfil más romo que la del atlántico.

Entre la dorsal del Pacífico Oriental y las islas Hawai la vasta llanura abisal de más de 5.000 m. de profundidad sólo resulta accidentada por zonas de fractura perpendiculares a aquella dorsal. Un conjunto de montes submarinos se prosigue en la secuencia rectilínea de volcanes del archipiélago hawaiano, de orientación NW-SE, algunas de cuyas islas apenas emergen y otras se elevan más de 4.000 m. por encima del nivel del mar.

Más al oeste, la cadena Emperador es también rectilínea, pero de orientación N-S. Sus montes submarinos volcánicos inactivos, de cimas situadas a menos de 1.000 m. de profundidad, bordean la vasta llanura abisal, de unos 5.000 m. de profundidad, llamada cuenca del Pacífico noroccidental, subdividida por un umbral y limitada al noroeste por la rectilínea fosa de las Kuriles.

En abrupta pendiente, el talud noroccidental de la fosa salva el desnivel desde el abismo de 10.000 m. hasta las cumbres del arco volcánico emergido de las islas Kuriles, a poniente del cual el mar de Okhotsk alcanza profundidades de más de 1.500 m., baña la isla de Sajalín y deviene un estrecho brazo somero, junto a la costa nororiental del continente euroasiático y su mosaico de cadenas montañosas de orientación NE-SW adosadas lateralmente entre el Pacífico y las llanuras siberianas septentrionales.

Los elementos diferenciales de las formas de relieve del Pacífico en comparación con las del Atlántico son, pues, varios. Por una parte el margen continental está constituido por un conjunto en el que las cordilleras costeras continentales o los arcos insulares, junto con las profundas fosas que los rodean, dan lugar a los mayores desniveles del planeta, si se suman los 8.000 m. de la fosa con los 7.000 de los picos en Sudamérica, o los 10.300 m. de la fosa con los 3.700 m del Fujiyama en Japón, y tales desniveles se registran en distancias horizontales de sólo 80 a 200 km. Por otra parte, las propias fosas son accidentes muy numerosos en el Pacífico, mientras que en el Atlántico se hallan únicamente junto al Caribe y al mar de Escocia, en ambos casos asociadas a unos arcos insulares más vinculados a los accidentes continentales que rodean el Pacífico que a los que rodean el Atlántico.

Otro elemento diferencial se refiere a las dorsales, a su posición y al relieve que las caracteriza. La dorsal del Pacífico Oriental no se halla en el centro y presenta un relieve mucho menos abrupto que la dorsal atlántica, las zonas de fractura que la desencajan son mucho más largas y está secundada por muchas otras dorsales menores. También son rasgos distintivos la desaparición de la dorsal del Pacífico Oriental frente a México y Baja California, el gran número de zonas de fractura aproximadamente perpendiculares a Norteamérica, las cadenas hawaiana y del Emperador y el gran número de montes submarinos presentes.

Por último, la complejidad de este océano se aprecia en el sin-número de parejas arco insular-fosa, de orientaciones variadas y grados distintos de curvatura, patentes en el sector suroccidental y centro-occidental, desde las Marianas hasta Nueva Zelanda, a diferencia del sector septentrional, donde, desde Japón hasta Alaska, el par arco insular-fosa resulta más sencillo. Entre los arcos insulares y el continente euroasiático o Australia quedan numerosas cuencas marinas denominadas mares marginales (fig. 4).

La expresión borde continental se ha utilizado como alternativa al patrón de margen continental de tipo atlántico, para indicar un tránsito del continente al océano sin una verdadera plataforma continental, a través de una alternancia de bancos, islas y cuencas de profundidades mucho mayores que las de la plataforma. En el borde continental del sur de California existen depresiones de 2 a 10 km. de diámetro y profundidades entre 200 y 600 m., que aumentan con la distancia de la costa. En el sur de Chile no existe una verdadera plataforma continental (fig. 10 a,b y c). Y entre los mares marginales que rodean Eurasia y Australia por el lado pacífico existen grandes variaciones morfológicas, que van desde la unión de estos continentes con las islas a través de bastísimos bancos someros, de millones de kilómetros cuadrados de extensión, a relieves muy accidentados, entre continente y arco insular, de varios millares de metros de desnivel, algunos de los cuales incluyen, además, una dorsal, como en el caso de la cuenca de las Marianas.

Fig. 10 a, b y c .- Carta batimétrica, perfiles de ecosonda y representación idealizada (vista de este a oeste) del borde continental del nororiente de Venezuela. A diferencia del margen continental, este borde presenta accidentes importantes que modifican sustancialmente el simple tránsito regular de una plataforma suave al talud continental. Aquí la fosa de Cariaco es una cubeta doble de 1.700 m. de profundidad separada de mar abierto por un umbral somero que emerge en la isla La Tortuga. El talud norte de este umbral conduce a las cuencas meridionales del Caribe (Miró 1.974)


Las fosas oceánicas (fig. 11 a y b) constituyen uno de los accidentes del relieve más típicos del océano profundo. Están ubicadas junto a una cordillera continental o un arco insular, con los que discurren paralelamente a lo largo de varios centenares o millares de kilómetros. Son largas y estrechas y el perfil de su fondo tiene forma de V o de trinchera asimétrica y fondo plano, con una angosta llanura abisal de escasos kilómetros de anchura entre los flancos. El talud adyacente a la cordillera costera o arco insular es más abrupto que el del lado oceánico de la fosa, disimetría que se explica por la génesis de la fosa, la cual constituye un límite nítido entre continente y océano tanto morfológica como estructuralmente. El talud más abrupto constituye la rampa de unión con la plataforma continental, cuando esta existe, o con altas cadenas volcánicas emergidas; el talud oceánico, más romo, asciende sólo hasta las llanuras abisales contiguas, extendidas generalmente a profundidades de 3.000 a 5.000 metros, o bien forma parte del flanco de alguna dorsal o de sus zonas de fractura.


Fig. 11 a y b .- Perfil sísmico y visión idealizada de la fosa abisal de Perú-Chile frente a las costas ecuatorianas. De este a oeste, el borde de la plataforma externa marca un escalón hacia el talud superior. El talud inferior termina en el fondo en V de la fosa, que en este punto sólo tiene 4.489 m de profundidad. En el oeste del perfil, la zona plana surcada por un pequeño valle corresponde a la dorsal de Carnegie, prominencia en la que más al norte de la zona registrada se alzan y emergen las islas volcánicas Galápagos. La visión idealizada mantiene la exageración vertical del perfil sísmico (Miró 1976)

La dorsal del Pacífico Oriental, más ancha, roma y profunda que la mesoatlántica y muy alejada del centro del Pacífico, se conecta con otras dorsales menores aproximadamente perpendiculares a ella que emergen en diversas islas, como la de Pascua, Galápagos, Cocos y otras. Todas estas dorsales están accidentadas a causa de los relieves resultantes del desencajamiento de su eje en las zonas de fractura oceánicas, de lo que resultan escarpes de 3.000 m. de desnivel. La observación directa de diversos puntos de estas dorsales, desde sumergibles de investigación oceanográfica, ha revelado la existencia en ellos de emanaciones hidrotermales, que constituyen chimeneas o humeros sobre las rocas volcánicas de las que están constituidas todas las dorsales oceánicas.

Los montes submarinos son montañas sumergidas, más o menos cónicas, bien individualizadas, que se alzan sobre el fondo de llanuras abisales centenares o millares de metros, desde una base ancha circular o elíptica, mediante taludes cuya pronunciada pendiente puede rebasar los 25º. Se trata de volcanes activos o extinguidos, frecuentemente agrupados o alineados, algunos de los cuales, los llamados guyots, presentan una terminación plana constituida por formaciones de corales y otros fósiles de agua somera. Estos montes submarinos de cima plana coralina hoy sumergida a 1.000 o 1.5000 m. fueron primero islas volcánicas emergidas, rodeadas por arrecifes de barrera que, por hundimiento continuo, se convirtieron primero en atolones y se sumergieron a una velocidad más rápida que la de desarrollo vertical de la comunidad coralina, la cual murió a causa de la velocidad de subsidencia. Los atolones y las islas volcánicas rodeadas de arrecifes de barrera, tan característicos del Pacífico, ilustran bien los procesos por los que pasaron los montes submarinos y los guyots, antes de hundirse por debajo de la zona iluminada superficial del océano. Las algas calcáreas que sirven de alimento a la comunidad coralina y contribuyen con su propia aportación a la construcción del edificio calcáreo mueren en cuanto la profundidad a la que se hunde el substrato rebasa la de penetración de la luz, tras lo cual el arrecife deja de crecer y mantener su contacto con la zona iluminada y todo el guyot sigue sumergiéndose con su cima plana coralina.

Los rosarios de islas que desde las Aleutianas hasta Nueva Zelanda flanquean las profundas fosas en el Pacífico, así como las Antillas del Caribe y las islas del mar de Escocia en el Atlántico, presentan una configuración en arco y se caracterizan por una intensa actividad actual sísmica y volcánica. Las Aleutianas, las Kuriles, Japón, las Riukiu, las Filipinas, Izu-Bonin, las Marianas, Indonesia, Salomón, Nuevas Hébridas, la Tonga y Kermadec tienen en común su forma arqueada, su posición del lado continental de una fosa de más de 6.000 m. de profundidad y su actividad geológica. En las Antillas, la fosa de Puerto Rico queda igualmente del lado oceánico de las islas y alcanza 6.361 m.; y en el Atlántico Sur, el fondo de la fosa de las Sandwich del Sur, también en el lado oceánico del arco insular, queda a 8.428 m. El vulcanismo que caracteriza a estas islas produce rocas de composición química diferente a la de las rocas de otros accidentes del Pacífico. Mientras en las dorsales y en las islas Hawai y montes submarinos y guyots la lava solidificada es basalto pobre en sílice y rico en minerales ferromagnésicos, los arcos insulares están constituidos por roca volcánica rica en aluminio, sodio y potasio y con mayor proporción de sílice.

La explicación de las formas del relieve del océano mundial hoy considerada como más plausible es la basada en la teoría de la tectónica de placas, surgida en los años sesenta, tras la intensa exploración de los fondos oceánicos que se llevó a cabo especialmente en las dos décadas anteriores.

Tal teoría postula que la parte superficial sólida del planeta consiste en un mosaico de piezas rígidas, o placas, capaces de deslizarse sobre una capa plástica subyacente, y que en el transcurso de los movimientos de separación y acercamiento mutuos de las placas se crean y destruyen cuencas oceánicas. Este proceso de creación y destrucción de cuencas habría estado funcionando durante los últimos 200 millones de años, por lo menos, tiempo durante el cual se habría modificado radicalmente la geografía del planeta y la distribución y forma de los continentes y de los océanos, y se habrían renovado por completo los fondos oceánicos.

Génesis y desaparición de los fondos oceánicos

La teoría de la tectónica de placas considera la parte sólida superficial de la tierra, o litosfera, dividida en una serie de trozos móviles, que se alejan, chocan y rozan entre sí a lo largo de sus límites. Estos trozos litosféricos, llamados placas, pueden tener incorporado un continente que será desplazado pasivamente en el movimiento de la placa. La idea del movimiento de los continentes tiene un precedente en la Teoría de la Deriva Continental, expuesta por Wegener en el año 1.912. El paralelismo de líneas de costa africana y americana incitó a este científico a demostrar que en algún momento ambos continentes eran uno solo y la fractura que los dividió constituye hoy el Atlántico. Pruebas petrográficas y paleontológicas apoyaron la hipótesis, pero fue imposible demostrar cómo un material poco denso hecho de silicatos alumínicos, el denominado Sial, constitutivo de los continentes, era capaz de desplazarse, de cortar como si fuera la proa de un barco, otro más denso, de silicatos magnésicos y férricos, el entonces denominado Sima, sobre el que estaba situado.

Hoy en día se considera que lo que se mueve no son los continentes individualizados, sino todo un pedazo de litosfera que puede contener un continente (fig. 12 a y b). La movilidad de los trozos se explica por la existencia de una capa en estado semiplástico o semifundido a una profundidad de unos 150 km en las zonas continentales y de unos 70 en las oceánicas. Esta capa, denominada astenosfera, fácilmente identificable en los registros sísmicos a causa de la reducción de la velocidad que experimentan las ondas sísmicas al atravesarla, permite el deslizamiento de la corteza superior troceada.


Fig. 12 a Sistema mundial de placas litosféricas. Se indican las dorsales y fosas principales, algunas fallas transformantes y centros volcánicos. Base cartográfica tomada de Gross. M.G. Oceanography: a view of the earth, pág 41 1977

Fig. 12 b .- Corte estructural esquemático de las placas litosféricas. La coincidencia de los bordes de placa con accidentes del relieve del océano puede comprobarse comparando con la fig. 1


El movimiento de los trozos, su separación, choque o roce, es expresión de la dinámica interna de la tierra. La teoría de las placas da una explicación a muchos fenómenos (sismos, volcanes, fosas, arcos insulares, etc.)que antes no se relacionaban y ayuda a entender nuestro planeta como sistema dinámico.

La posibilidad de que ne los límites de las placas se produzcan diferentes modalidades de movimiento permite clasificar los límites en tipos diferentes. Cuando el movimiento es de acercamiento, convergencia o choque entre dos placas se habla de límite o borde de subducción. Si las placas se separan o divergen, el borde es de crecimiento. Y si el movimiento consiste en un roce lateral entre dos placas o dos segmentos de una misma placa, se habla de falla transformante.

A lo largo de la línea de fractura se separa dos placas divergentes se inyecta magma básico compuesto por silicatos ferromagnésicos. Cada efusión volcánica se introduce en cuña entre las dos placas y, a medida que se adhiere la mitad del magma solidificado a una placa y la otra mitad a la otra, va aumentando la distancia que separa los antiguos bordes que generó la fractura que sirvió de conducto para la salida inicial de magma. Así pues, el océano está constituido por una serie de bandas de lavas basálticas dispuestas simétricamente y paralelamente al límite definido por la fractura.

Una de las pruebas decisivas que permitió confirmar que el océano crece y que lo hace en la dorsal es la edad y el magnetismo de las rocas volcánicas del fondo oceánico. En el centro de la dorsal las rocas tienen sus minerales magnetizados en concordancia con el campo magnético terrestre actual, por lo que su magnetismo se califica de normal. Pero a ambos lados del centro de la dorsal se alternan bandas rocosas de magnetismo normal con bandas de magnetismo invertido, por lo que a menudo se habla de la cebra magnética para referirse al bandeado de alternancia del magnetismo de las rocas del fondo oceánico (fig. 13). Se sabe que un mineral susceptible de magnetizarse adquiere su magnetismo cuando el magma líquido se enfría por debajo de una temperatura crítica al solidificarse, y que el campo magnético reinante en el momento de enfriarse determina los polos en el mineral. Se ha sabido que los polos magnéticos terrestres han sufrido reiteradas inversiones porque los minerales de edades diferentes solidificados a partir de emanaciones de magma en momentos diferentes muestran las polaridades correspondientes a las del momento en que se enfriaron. El hecho de que las rocas más recientes del rift se hallen flanqueadas de manera simétrica por rocas progresivamente más antiguas y ajustadas a un patrón también simétrico de bandas de polaridad invertida y normal demuestra que cada emisión central de lava en el rift ha estado dividiendo la anterior desde el inicio de la fragmentación continental.

Fig. 13 .- El estudio del magnetismo de las rocas del centro e inmediaciones de la dorsal mesoatlántica indica que las rocas centrales están magnetizadas en consonancia con los polos magnéticos actuales de la tierra. A ambos lados hay franjas simétricas alternantes de rocas con polaridad normal ( en negro) y con polaridad invertida (en blanco). La edad de las rocas aumenta desde el eje de la dorsal hacia los flancos. La simetría a ambos lados que reveló la cartografía de los datos del magnetismo (a) puso de manifiesto que el océano crece por introducción de material fundido nuevo en el eje de la dorsal y subdivisión en dos mitades simétricas de la emanación inmediatamente anterior (b).

Este efecto de cuña y adherencia que agranda las placas y aleja dos puntos de referencia que fueron contiguos explica lo que se ha llamado la expansión de los océanos, concepto formulado por Hess en el año 1962. La región se fractura por estiramiento y adelgazamiento de una litosfera abovedada, el hundimiento de cuya clave de bóveda genera un área deprimida que es invadida por las aguas marinas. El proceso de crecimiento de placas en los océanos da lugar al ensanchamiento o expansión de los mismos. Dos ejemplos de diferentes estadios evolutivos de un océano son el Mar Rojo, mar alargado situado sobre la línea de fractura que separa Arabia de Africa, y el Atlántico, estadio más avanzado de separación continental.

El vulcanismo en la fractura es el responsable del relieve de la parte central del Atlántico. La dorsal mesoatlántica, que recorre el océano de norte a sur, no es más que una consecuencia del amontonamiento de magma que se da en la fractura. La forman dos cadenas volcánicas simétricas y un valle central, denominado rift, donde se sitúan los conductos o las chimeneas por lo que mana el magma.

Hacia el interior de la placa, las estribaciones escalonadas de la dorsal dejan paso a la zona de las colinas abisales, que es menos elevada por hallarse más distante de la región de abombamiento originario de la zona central de fractura. Las colinas son volcanes apagados, separados por valles parcialmente rellenos con sedimentos finos, compuestos por elementos de alta mar, que suavizan las irregularidades del relieve original generado en la dorsal.

En su traslado pasivo hacia el interior de la placa los antiguos volcanes ocupan zonas progresivamente menos abovedadas, más profundas y suavizadas, hasta quedar totalmente cubiertos por sedimentos bajo el fondo de las llanuras abisales.

Si la placa acarrea un continente, el paso de las llanuras abisales al continente se realizará a través de la elevación continental, que recibe el aporte de los sedimentos de procedencia continental mediante diversos mecanismos de transporte (corrientes de turbiez que canalizan sedimentos finos continentales y decantación de partículas de alta mar) los accidentes propios de una margen continental de tipo atlántico.

Al parecer, a lo largo de su historia, la tierra ha mantenido el mismo tamaño. Por consiguiente, si en las dorsales está manando material nuevo, que agranda las placas y expande los océanos, en otras partes habrá de producirse un reintegro de material hacia el interior, un consumo de material litosférico. La teoría de las placas propugna que este proceso tiene lugar allí donde convergen dos placas litosféricas. La falta de espacio en la dimensión horizontal se resuelve en la dimensión vertical mediante el emplazamiento de una placa por debajo de otra.

Bajo los Andes y algunos arcos insulares, los focos o hipocentros de los terremotos están dispuestos de tal modo que definen un plano inclinado unos 45º a 60º respecto a la horizontal. Los más profundos de ellos se generan en puntos de dicho plano situados a 600 ó 700 km. de la superficie. Ello significa que a tal profundidad hay material rígido, a diferencia de lo que ocurre en el resto del globo, donde a partir de los 150 km. como máximo se encuentra la atmósfera, cuyo comportamiento semiplástico o semifluido no permite la fracturación que genera terremotos. Se interpreta que una placa litosférica se ha doblado y subducido, es decir, penetrado hacia el interior por debajo de otra placa. A medida que el material va perdiendo su rigidez a causa de la presión y la temperatura, se incorpora a la astenosfera. Ya desde 1.929, el geólogo A. Holmes postuló el funcionamiento de un proceso que implica la existencia de células convectivas: material que sale por las dorsales mesoceánicas, solidifica y construye litosfera; esta subduce, penetra de nuevo hacia el interior en las fosas y funde, para emerger de nuevo por las fracturas mesoceánicas. De esta forma se explica el mantenimiento del tamaño del planeta, la proporción entre tierras y mares y la edad tan joven, menor de 200 millones de años, de todos los fondos del océano mundial.

La zona de subdución o de consumo provoca una arruga de la placa suprayacente y un embutimiento de abajo arriba en un prisma de acreción de los sedimentos depositados en la elevación, talud y plataforma continentales, dando lugar a una orogenia. Pero en el mismo límite de las placas se construye una depresión por el efecto del descenso de la placa que se subduce. Estas largas zonas deprimidas son las fosas abisales, elemento característico del relieve del Pacífico, océano en el que se registra la tasa máxima de subdución de fondo oceánico.

El desencajamiento del eje de las dorsales que puede apreciarse en todo el planeta y que alcanza millares de kilómetros en el Pacífico se debe a un movimiento que afecta a las placas implicadas en bordes de crecimiento. El movimiento se debe a las llamadas fallas transformables, que transforman el movimiento relativo entre dos segmentos de dorsales. Puesto que las placas son piezas rígidas que se desplazan en un cuerpo esférico, sus movimientos constituyen una rotación en torno a algún eje. Cuando dos placas se alejan entre sí, partes de ellas se hallan más cercanas que otras del polo del eje en torno al cual giran. La velocidad lineal de las partes de las placas más cercanas a su polo de rotación es menos que la de segmentos alejados. Esta diferente velocidad provoca una tensión entre las zonas polares y ecuatoriales de las placas en relación a su polo de rotación, que se traduce en roturas perpendiculares al límite entre las dos placas.

Las numerosas roturas que desencajan las dorsales mesoceánicas y les imprimen la apariencia de línea quebrada reciben el nombre de zonas de fractura oceánicas. Son responsables de una gran actividad sísmica y volcánica y prolongan hacia el interior de las placas la línea de volcanes y de acusados desniveles en el relieve.

Algunas fallas transformantes conectan una dorsal con una fosa de subducción.

Así pues, la teoría de la tectónica de placas ha facilitado la comprensión de la relación que existe entre los rasgos morfológicos mayores de los fondos marinos y las características geológicas del suelo y el subsuelo oceánico.

La buena correspondencia que existe entre morfología y geología submarina se debe a que la mayoría de las formas del océano apenas han sido modificadas desde que se originaron, dado que la erosión, que en los continentes es un proceso modelador de primer orden, en el océano es sólo un fenómeno de localización restringida y relativamente poco importante. Las modificaciones más importantes se explican mas bien en los cambio que provoca la sedimentación, que rellena, subduce y oculta las formas originarias, a veces hasta hacerlas irreconocibles. Con todo, las técnicas de prospección del subsuelo mediante sondeos, reflexión y refracción sísmicas han permitido detectar las formas estructurales sepultadas y reconocer en estas los rasgos originarios de anteriores relieves del océano.

Las diferencias relativas a la importancia de la erosión en la modificación de relieves originarios entre tierras emergidas y sumergidas se explican fácilmente. Las tierras emergidas en contacto con la atmósfera sufren meteorización y los fondos marinos también resultan modificados por su contacto con el agua marina. Pero los cambios ambientales en la atmósfera son más acentuados y generan una mayor diversidad y actividad de los agentes y procesos modeladores, entre ellos la biosfera continental, que los que se dan en la masa de agua oceánica, por lo que la meteorización atmosférica es mucho más variada y la erosión más eficaz que la meteorización y erosión marinas. Los productos resultantes de la meteorización sujetos a la acción de la gravedad y a la de procesos de transporte están destinados a ir al mar. Mientras los continentes sufren un constante desmantelamiento a causa de la erosión, las cuencas oceánicas que reciben los sedimentos sufren colmatación. Los regueros, surcos, y valles continentales son la manifestación del vaciamiento de los continentes. En cambio los grandes abanicos de sedimentos de la elevación continental, que progradan hacia las llanuras y colinas abisales, son relieves de colmatación. En ciertas partes marinas, plataforma y talud continentales, los sedimentos también son movilizados desde las partes altas y transportados hacia las zonas deprimidas a través de corrientes de fango que se precipitan por cañones submarinos. Por su altitud relativa y capacidad de aportar material sedimentario a zonas más bajas, y también por las características de su litosfera, tanto la plataforma como el talud continental comparten muchos rasgos con los continentes.

En un margen continental atlántico típico encontramos el máximo enmascaramiento de la estructura inicial, debido a la cercanía de la unidad al continente. Pero bajo los sedimentos se identifican los rasgos que adquirió como una de las partes en que quedó dividido el continente que se partió cuando se originó un nuevo océano (fig. 14)


Fig. 14 .- Apertura y cierre de un océano vinculados a la evolución de un supercontinente que se fragmenta y se reensambla en un proceso de formación de cordilleras. (interpretación del ciclo a la luz de las ideas de Wilson (1968) y aportaciones recientes de Nance, Worsley y Moodey 1988).

El supercontinente calentado desde abajo se aboveda y cuartea, experimentando hundimiento de su bóveda y emisiones volcánicas (a); el ascenso de magma genera litosfera oceánica más densa que la continental en un mar incipiente (b), proceso que prosigue y ensancha el mar hasta convertirlo en un océano maduro en cuyo margen continental se acumulan gruesos prismas de sedimentos en la plataforma y la elevación continentales (c). El envejecimiento de la litosfera oceánica la vuelve fría y más densa, de modo que al cabo de 200 millones de años la corteza oceánica tiende a subducirse bajo la continental (d); la subdución conlleva el cierre del anterior océano y el plegamiento de sedimentos, que experimentan un embutamiento de abajo arriba en un prisma de acreción, emergen en arcos insulares y dejan mares marginales junto al continente (e); el consumo de toda la litosfera oceánica que había crecido entre dos fragmentos del anterior supercontinente produce choque y cordilleras de sutura que constituyen líneas de unión en el supercontinente nuevo que se reensambla y queda rodeado de un único gran océano (f).

La plataforma continental corresponde a la corteza continental de silicatos alumínicos que se adelgazó y fracturó en bloques hundidos y levantados durante la fase embrionaria de distensión y fallamiento. El talud continental sería una consecuencia del plano de fractura de zona de fallas central, al pie de la cual se habría iniciado la inyección de magma, causante del progresivo distanciamiento de los márgenes continentales mediante la aparición de la litosfera nueva de silicatos ferromagnésicos.

La elevación continental marca el tránsito entre el continente y las cuencas oceánicas. El grosor de sus sedimentos alcanza varios kilómetros; bajo ellos hay litosfera oceánica basáltica, la más antigua de cada océano, ya que es la más próxima a cada talud y, por consiguiente, la que primero se solidificó en la fractura que permitió el inicio del proceso de formación del nuevo océano. La litosfera oceánica aquí se halla combada hacia abajo, tanto porque cede bajo el potente paquete de sedimentos como porque es vieja, está fría y se halla muy lejos del contexto de abovedamiento en que se formó cuando nació cerca de la dorsal.

La llanura abisal, la región de colinas abisales y la dorsal tienen litosfera oceánica progresivamente más joven y la forma de su relieve se debe a la combinación entre la sedimentación de partículas decantadas en el mar y el grado de abovedamiento de la litosfera en cada unidad. El fuerte arqueamiento en el valle de rift y flancos de la dorsal, resuelto en multitud de fallas escalonadas de salto vertical, junto con su juventud, son responsables de los grandes relieves, prácticamente no enmascarados por sedimentos, que se registran en esta unidad siempre naciente. Con la distancia al valle de rift, los relieves volcánicos van disimulándose, hasta quedar completamente sepultados y ocultos bajo un espesor de 2 a 3 km de sedimentos en las llanuras abisales.

Además de las fallas de salto vertical, las fallas transformadas, cuyo desplazamiento es horizontal, explican los grandes desniveles de las zonas de fractura. El movimiento horizontal desconecta lateralmente partes de la dorsal centrooceánica más o menos perpendicularmente a su eje. En algunos casos, en sus extremos, aunque ya inactivos, todavía se refleja que el desencajamiento afecta también a la región de lo que hoy son ya colinas y llanuras abisales, atestiguando la fracturación que experimentaron estas regiones cuando se hallaban más cerca de la dorsal.

Las mesetas submarinas dispuestas de ramales gemelos constituidas por litosfera oceánica que parten de la dorsal se interpretan como brazos abortados de la dorsal, en los que la emanación de magma habría cesado, privilegiando sólo una dirección de las tres de la unión triple de fracturas iniciales.

Parece existir una buena correlación inversa entre lo accidentado de la dorsal y la velocidad de crecimiento del océano, de modo que las dorsales de crecimiento rápido tienen un relieve más romo que las de crecimiento lento. Las prominencias suaves y alargadas de unos 500 m de desnivel y ligeras depresiones centrales coinciden en darse en centros de crecimiento con tasas de expansión de 5 a 12 cm/año, como ocurre en la dorsal del Pacífico Oriental, mientras que las montañas submarinas de 1.000 a 3.000 m de desnivel separadas por profundos y marcados valles de rift se presentan asociadas a tasas de expansión de sólo 2 a 4 cm/año, ejemplos de las cuales se han detectado a lo largo de la dorsal atlántica.

Fosas de subducción, arcos insulares y mares marginales situados tras los arcos de islas son las formas que expresan directamente en la superficie sumergida o emergida la estructura geológica y los procesos de cierre de un océano. La litosfera oceánica es basáltica en las fosas, apenas recubierta de sedimentos, que se pliegan con el progreso de subducción, en tanto que en los arcos insulares volcánicos la litosfera es algo más ácida y más gruesa, a causa de las modificaciones que experimenta, con el ascenso de magma por las fracturas a través de la placa cabalgante, revestida de un grosor mayor de sedimentos. Los mares marginales situados entre arco insular y continente pueden contener potentes espesores de sedimentos sobre litosfera oceánica o continental, más o menos transformada según su historia.

Los pitones, guyots y atolones distantes de dorsales se caracterizan por su base volcánica, coronada o no por arrecifes coralinos sumergidos o emergidos, cuyo crecimiento vertical guardó en el pasado o mantiene todavía un ritmo acorde con la tasa de subsidencia que experimentó el lugar donde se hallan, conforme el crecimiento en la dorsal por la que emergieron los fue desplazando de su eje.

Fig. 15 a .- El hundimiento de una isla volcánica en la que se han desarrollado arrecifes de barrera puede dar lugar a un atolón primero y a un guyots de techo clacáreo después. La moderna teoría de la tectónica de placas explica este hundimiento como consecuencia de la emigración de la isla volcánica desde una posición de dorsal o pluma de manto a otra más distante. Además de la translación lateral, interviene en el hundimiento el aumento de densidad que resulta del enfriamiento y el envejecimiento de la litosfera oceánica.


Fig. 15 b .- Las cadenas rectilíneas de volcanes apagados (a,b) y de edad progresivamente más reciente hasta su conexión con volcanes activos modernos (c,) se interpretan como el resultado de fusión en puntos adyacentes de centro de placa por efecto del calor de una pluma de manto estacionaria sobre una placa que deriva. Buen ejemplo de ello parecen ser las islas Hawai: Kauai, al noroeste de la cadena, tiene 5,6 millones de ños; Oahu, 3,3 millones; Maui, 1,8 millones y Hawai, al sudeste sólo 700.000 años