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Geodinámica. Historia Natural.


CUARTA PARTE
Geodinámica.

1. Los agentes geológicos: su división. Aun cuando a nosotros nos parece que la corteza terrestre está en perfecta inmutabilidad, es lo cierto que su fisonomía experimenta, en el curso de los tiempos, cambios de insospechada amplitud. Hace más de un siglo observaron los geólogos que muchas de las rocas que forman el suelo que pisamos encierran restos de animales marinos, que muchos lugares de hoy en día son continentes y aun altas montañas, fueron un tiempo fondo del mar. Para explicar estos hechos, idearon los geólogos la teoría de los grandes cataclismos, según la cual los trastornos acaecidos en la corteza terrestre habrían ocurrido de manera rápida y violentísima, algo así como terremotos de inconmensurable intensidad. Modernamente esta teoría ha sido suplantada por la teoría de las causas actuales, que atribuye los trastornos experimentados por la tierra en las pasadas edades a los mismos agentes geológicos que aun hoy día actúan sobre ella. La acción de estos agentes es lenta, pero general y continua, por lo que a la larga resulta intensísima. De la investigación de estos fenómenos geológicos actuales se ocupa de la geología dinámica.

Los agentes geológicos se dividen por su origen en dos grupos: a) externos o exógenos, es decir, que actúan desde el exterior sobre la corteza, y b) internos o endógenos, esto es, que actúan desde el interior de la tierra. Son agentes exógenos la atmósfera, las aguas superficiales y subterráneas, el mar, el hielo y los organismos, tanto animales como vegetales. Los agentes endógenos se manifiestan al exterior por los volcanes y los terremotos y por otros fenómenos que oportunamente estudiaremos, singularmente por la formación de las cordilleras.

2. Los fenómenos geológicos: ciclo geológico. La acción combinada de los agentes geológicos da lugar a una serie de fenómenos geológicos, de variada significación, que se pueden reunir en tres grupos:

1.º GLIPTOGéNESIS o formación de relieve. Consta de dos fenómenos diferentes: la disgregación de las rocas por fragmentación, desmenuzamiento o disolución, y la denudación de los materiales desmenuzados o disueltos, de tal manera que la roca virgen va quedando desnuda continuamente. A la disgregación suele llamársela erosión, pero conviene reservar este nombre para la acción demoledora de las corrientes de agua.

2.º LITOGéNESIS, o formación de las rocas. Se compone también de dos fenómenos: la sedimentación o depósito de los materiales trasportados y la consolidación o transformación de estos en un todo coherente.

3.º OROGéNESIS, esto es, formación de las cordilleras. Esta serie de fenómenos geológicos se repite continuamente en el orden que hemos indicado, formando ciclos geológicos en virtud de los cuales a una orogénesis sucede una nueva gliptogénesis, y así sucesivamente.

La última orogénesis que ha tenido lugar en la Tierra fue la orogénesis alpina, ocurrida en la primera mitad de la Era terciaria. Como ya sabemos, se originaron en virtud de ella las principales cordilleras del globo: Himalaya, Andes, Alpes, Pirineos, Cordillera Penibética, etc. en la actualidad pasa la tierra por fenómenos de gliptogénesis y de sedimentación. Los ríos arrastran fabulosas cantidades de materiales y estos se depositan principalmente en el mar. Formando sedimentos.

1. Dinámica externa.

Acción general de los agentes geológicos externos.

Los agentes de la dinámica externa del Globo son: la atmósfera o intemperie: el viento: las aguas corrientes superficiales (ríos y arroyos); las aguas subterráneas; el hielo; el mar, y los seres vivos. La acción general de todos ellos es múltiple, pues ejecutan fenómenos de demolición, transporte y sedimentación, y el resultado final es la nivelación del relieve, pues la erosión desgasta las partes elevadas y la sedimentación rellena las depresiones.

1. Acción de la intemperie.

La atmósfera actúa sobre el relieve del suelo química y mecánicamente.
La acción química (meteorización) tiene carácter general, y se verifica mediante el oxigeno, anhídrido carbónico y vapor de agua que contiene. Estos cuerpos - principalmente el agua - atacan a ciertos minerales de las rocas, descomponiéndolos en productos deleznables y dejando en libertad, en forma de granos, la de naturaleza más resistente. Gracias a esta acción disgregante de la atmósfera húmeda, casi todas las rocas acaban por cubrirse de una capa de tierra resultante de su descomposición.

La acción mecánica de la atmósfera se manifiesta casi exclusivamente en los países desérticos y en las altas montañas, es decir, en las regiones de clima seco y extremado. Los cambios bruscos de temperatura, que tienen lugar principalmente en los crepúsculos, provocan intensas dilataciones y retracciones de las rocas y determinan su fragmentación en bloques cada vez más pequeños. En estos países, las rocas son descarnadas y agudas, y el terreno se halla cubierto de cantos angulosos. En las altas montañas, la fragmentación de las rocas se verifica por la acción del agua infiltrada en sus resquebrajaduras, que al helarse actúa a modo de cuña y las cuartea profundamente. Así es como se han formado los canchales, pedrizas y guijarrales de nuestras montañas.

Facilita la acción erosiva de la intemperie en las altas montañas, el hecho frecuentísimo de que las rocas tienen en las cordilleras la propiedad de descomponerse en grandes bloques paralelepipédicos por un sistema de grietas especiales llamadas diaclasas (figs. 77 y 778). En las montañas graníticas la intemperie desgasta los vértices y aristas de esos bloques y convierte la primitiva roca un montón de cantos redondeados apilados unos sobre otros (fig. 779). En ocasiones las rocas superiores están equilibrios inverosímiles (piedras caballeras), y no es raro que algunas puedan balancearse empujándolas ligeramente, aun cuando pesen un buen número de toneladas (piedras oscilantes). Un ejemplo clásico era la famosa piedra movediza de Tandil, en la Argentina, hoy día ya desaparecida (fig. 747).

La topografía de las montañas de este tipo es tan característica que constituye un paisaje especial, denominado paisaje granítico. (Ver figs. 747 y 779).

2. Acción del viento.

El viento actúa principalmente transportando los pequeños fragmentos térreos resultantes de la erosión y depositándolos en los lugares de calma.

En nuestro país, los fenómenos eólicos se manifiestan casi exclusivamente en las costas arenosas con la formación de montículos de arena denominados médanos o dunas. Se forman éstas en regiones en que el viento sopla con bastante fuerza y siempre en la misma dirección. Las arenas arrastradas por éste quedan detenidas por cualquier obstáculo del terreno - una piedra o una planta - y forman un pequeño montículo, sobre el cual se van depositando nuevos granos de arena. Vistas por encima, las dunas tienen forma semilunar, con la convexidad dirigida hacia el lado del viento (fig. 780). El perfil vertical es disimétrico: del lado del viento la pendiente es suave; del lado opuesto, abrupta. Cuando las dunas crecen, se unen por los cuernos y forman una cadena de dunas. Se distinguen dos clases de dunas, fijas y móviles. Estas últimas (fig. 781) son emigrantes y avanzan lentamente en la dirección del viento. El desplazamiento se verifica grano a grano. El viento impulsa a la arena cuesta arriba de la pendiente suave y la deposita en la pendiente rápida.

El avance de una cadena de dunas sobre un poblado o un terreno es un grave peligro. Para defenderse de él se recurre a fijar la duna, es decir, a convertirla de <<vivas>> en <<muertas>>. Esta operación empieza con la formación de una contraduna o barrera de empalizada o cañizo, destinada a detener el avance de arena, y se termina plantando sobre las arenas ciertas plantas de los arenales como el barrón (psamma arenaria). Cuando esta planta ha arraigado bien, se procede a sembrar pinos y otros árboles. De esta suerte no solamente se salva la zona amenazada, sino que se convierte en terreno productivo lo que antes era un simple arenal.

En España hay una zona de dunas en la costa de Huelva y otras varias en el litoral mediterráneo. Gran parte de ellas se encuentran fijadas.

En los países desérticos la acción del viento es doble. Por una parte arrastra las partículas resultantes de la descomposición de las rocas por la intemperie (deflacación); por otra, y gracias principalmente a estos granos de arena que lleva consigo, actúa a modo de lima sobre el terreno, determinado una erosión especial, llamada corrasión. En los países europeos el viento de termina, a veces, efectos erosivos muy curiosos (figs. 782 a 784).

Consecuencia inmediata de la deflación es la acumulación de los materiales transportados en los lugares donde el viento calma (sedimentación eólica). El viento va depositando los materiales que arrastra por orden riguroso de tamaños y peso. Primero deja los guijarros, formando desiertos de grava; luego las arenas, formando desiertos de arena; después, las partículas más finas, y finalmente, a cientos, a cientos de kilómetros de distancia, deposita las partículas pulverulentas.

Este es el origen de la curiosa roca denominada loess, especie de barro calcáreo, fino, muy fértil y surcado por infinidad de tubuladuras verticales, que en China, Mogolia, Siberia, Pampa sudamericana, Pradería de América del Norte, etc., cubre inmensas extensiones formando mantos hasta varios cientos de metros de espesor.

3. Acción de las aguas superficiales.

Las aguas que circulan por la superficie de la tierra son el principal agente de la dinámica externa del Globo. Si exceptuamos las regiones desérticas, la ártica y las alpinas, en las cuales la erosión se debe a la atmósfera, al viento, y al hielo, el resto de la tierra firme está esculpida por la acción de las aguas corrientes superficiales.

Distinguiremos dos categorías bien distintas de aguas corrientes: las salvajes, que se forman en el momento de las lluvias y circulan sin curso fijo, y las encauzadas, es decir, los ríos y arroyos, que tienen un caudal sostenido o permanente y fluyen por un cauce fijo, y las encauzadas, es decir, los ríos y arroyos, que tienen un caudal sostenido y fluyen por un cauce fijo.

a) Acción de las aguas salvajes

El papel geológico de estas aguas corrientes es predominantemente erosivo. La erosión efectuada por los innúmeros regueros de agua lluvia (erosión pluvial) esculpe en el terreno detalles topográficos diferentes, según la naturaleza de las rocas que lo constituyen.

Cuando las rocas son compactas y resistentes, pero solubles –sal, caliza, yeso-, el terreno se cubre de una red de canalículos separados por agudas crestas que lo convierten en un lapiaz intransitable (fig. 785). Si, al contrario, se trata de materiales incoherentes, como la arcilla, las aguas excavan multitud de surcos en forma de V, separados unos de otros por crestas agudas, en forma de cuña, que se denominan cuchillos (fig. 787). Con el tiempo, los surcos adquieren grandes dimensiones y se transforman en cárcavas y barrancos. En sus laderas se forman surcos secundarios de curso oblicuo, y sobre las laderas de éstos aparecen surcos de tercer orden.

El abarrancamiento es la forma típica de la erosión en los Cerros de Castilla y, en general, en todas las laderas arcillosas desprovistas de vegetación.

Cuando en los terrenos de este tipo se encuentran bloques de una roca compacta, éstos protegen de la erosión a la arcilla subyacente y originan grandes pirámides de tierra coronadas por la piedra protectora. En Suiza, donde abundan, se conocen estas formaciones con el nombre de dames coiffées y el de demoiselles (fig. 786).

En ciertos parajes, la erosión pluvial, en colaboración con la atmosférica, origina formas topográficas por demás pintorescas. En España son muy notables la topografías ruiniformes de la <<Ciudad Encantada>> de Cuenca, en terreno calizo (fig. 783); la de Montserrat (Barcelona), en conglomerados (fig. 776), y la del Torcal de Antequera (Málaga).

Un hecho de gran importancia práctica es que la vegetación anula casi por completo la erosión de las aguas salvajes.

b) Acción de los ríos

1. Partes del curso de un río y acción geológica de cada una de ellas. Los ríos ejecutan fenómenos de erosión, transporte y sedimentación.

El predominio de uno u otro es consecuencia de la intensidad o fuerza viva de la corriente. Dependiendo ésta del caudal (es decir, de la masa) y de la velocidad, que a su vez es función de la pendiente y del caudal (*) (La influencia del caudal en la velocidad de las aguas de un río se hace bien patente durante las crecidas), aquellos tres fenómenos geológicos estarán desigualmente distribuidos a lo largo del curso fluvial. Esto es, en efecto, lo que ocurre. En todo río se distinguen tres tramos sucesivos caracterizados por el fenómeno geológico dominante, a saber: curso alto o superior, esencialmente erosivo; curso medio, en el que predominan las acciones de transporte, y curso inferior, en el que la sedimentación es el fenómeno preponderante.

En su curso alto, el río tiene carácter torrencial a causa de la mucha pendiente, y le cauce ofrece multitud de accidentes sumamente variados: rápidos, saltos de agua, desfiladeros, etc. El valle, en cuya formación participan también las aguas salvajes de las laderas, tiene una característica forma de V (figs. 787 y 796 a). Cuando en su fondo el río encuentra rocas resistentes, actúa sobre ellas como una sierra, y se encaja en el terreno formando tajos, gargantas, cañones, desfiladeros y congostos, de paredes abruptas y gran profundidad (figs. 789 y 790). En esta labor de desgaste tiene importantísimo papel las piedras que la corriente arrastra. Los torbellinos de agua que en ciertos puntos se forman (fig. 788) hacen girar grandes pedruscos, que, actuando a manera de <<fresa>> de dentista, honran a lo largo del cauce unos pozos especiales, llamados ollas, pillas, pilancones y marmitas de gigantes (figs. 791 y 792).

Cuando el río pasa de una roca dura a otra blanda, la erosión avanza más activamente en ésta que en aquella, y entonces se origina una catarata o cascada, es decir, un salto de agua. Estos curiosos accidentes fluviales no son permanentes. La erosión los desgasta por arriba y los mina por la base haciendo retroceder su frente río arriba con más o menos rapidez. Las grandes cataratas, como la representada en la figura 793, son generalmente de origen tectónico: el escalón suele originarse mediante una falla. En las famosas cataratas del Niágara (Estados Unidos) se ha podido observar muy bien este retroceso del frente del salto de agua. Según Lyell, es de medio metro de por año.

En el curso medio, la mayor pendiente determina un aminoramiento de la velocidad. Entonces el río pierde gran parte de su fuerza erosiva, sin bien conserva aún ímpetu suficiente para arrastrar en sus aguas los materiales erosionados en el tramo anterior. En su camino río abajo, los fragmentos roquizos chocan unos con otros, se rompen, se desgastan, redondean sus aristas y se convierten en cantos rodados y, finalmente, en arena. El conjunto de cantos rodados, arenas y barro que arrastran consigo los ríos, recibe el nombre de aluvión. En los remansos y en las márgenes, principalmente durante las crecidas, el río deposita los fragmentos más gruesos y forma extensos aluviares.

Lo más característico de esta zona fluvial es el carácter divagante del curso. El río erosiona en cada curva la margen convexa, contra la que choca la corriente, rellena de aluviones la orilla cóncava y adquiere, poco a poco, un aspecto serpenteante característico (fig. 794). Las eses sucesivas que el río traza entonces reciben el nombre de meandros. En el curso medio del Guadalquivir y del Ebro, los meandros son abundantísimos.

Los meandros tienen una curiosa evolución (fig. 795). Empiezan siendo simples sinuosidades del curso del río. La erosión en las márgenes convexas y la sedimentación en las cóncavas exageran progresivamente las curvaturas. Un momento llega en que los vientres de dos SS sucesivas se hacen tangentes. Entonces el meandro queda estrangulado, y el río pasando por el punto de unión, lo abandona, convertido en un lago anular o semilunar muy característico, que se llena de agua durante las crecidas. Este es el origen de los lagos que acompañan el Missisipi en gran parte de su curso.

Mediante estos cambios de curso, el río va nivelando el valle y acaba por convertirlo en una extensa llanura cubierta de aluviones, es decir, en una vega. El corte transversal del valle en este tramo del río tiene la forma de una artesa (figs. 796 b, y 794).

El curso inferior de los ríos se caracteriza por su falta de pendiente. Debido a esto, la velocidad resulta insignificante y la erosión, por consiguiente nula. El fenómeno dominante en este tramo del río es la sedimentación de los aluviones en el lecho y márgenes. El valle, colmado de sedimentos, se ensancha considerablemente y adquiere el aspecto de bandeja (fig. 796 c). En ocasiones la acumulación de sedimentos es tan grande, que en el lecho del río se eleva algunos metros sobre la llanura. El Po, y sobre todo el río Amarillo de China, son típicos ejemplos de este fenómeno. Con frecuencia el cauce se obstruye por los sedimentos, y, si entonces sobreviene una crecida, el río se sale de madre y se extiende por el valle, produciendo temibles inundaciones. Es frecuente también que en ese tramo del río se encuentren dos cauces, uno menor, por donde corre ordinariamente el agua, y otro mayor, que ocupa durante las crecidas. En casi todos los ríos españoles se pueden observar fácilmente estos dos lechos. Al mayor suele irse en busca de los aluviones para utilizarlos como material de construcción.

Fenómeno muy corriente en esta zona es la ramificación del curso y la formación de islas, como ocurre en el Guadalquivir.

2. Marcha de la erosión fluvial. Los tres tramos que se distinguen en el curso de los ríos no son preexistentes, sino que resultan del desigual progreso que ha alcanzado en ellos el fenómeno de la erosión. En un río joven, de cauce aun virgen, la erosión tendrá su máxima intensidad en la desembocadura, donde el caudal es máximo, e irá disminuyendo hacia el nacimiento, siguiendo los caudales decrecientes. La erosión da fin, en un segmento del río, cuando en él ha disminuido la pendiente y, por lo tanto, la velocidad, de tal manera que el agua es incapaz de arrancar materiales del lecho fluvial.

Cuando a lo largo del curso de un río el caudal y la pendiente dan en cada punto esa resultante desprovista de fuerza erosiva, el río habrá alcanzado su perfil de equilibrio. Este perfil es una rama de parábola perfecta (fig. 797). A lo largo de ella el río es incapaz de profundizar su cause; en el nacimiento, porque sin duda, porque, aunque el caudal es considerable, la pendiente es prácticamente nula. No hay en la actualidad ningún río que haya alcanzado por completo su perfil de equilibrio. únicamente ha sido logrado éste en el tramo inferior, donde la erosión ha sido más intensa. El tramo medio se halla próximo a lograrla y el superior se encuentra aún en plena fiebre erosiva. Esta es la causa de que en los ríos actuales se distingan esas tres regiones geodinámicamente diferentes.

La marcha ascendente ascendente del término de la erosión fluvial se expresa ordinariamente diciendo que la erosión es remontante.

Cuando todos los ríos de un territorio han alcanzado su perfil de equilibrio, el país queda convertido en una penillanura, es decir, el fin de la gliptogénesis.

3. Evolución de los ríos.

La evolución de los ríos se ha comparado con la evolución de la vida de las personas. Se distinguen por tanto tres períodos: juventud, con erosión predominante; madurez, en que prepondera el transporte, y senilidad, durante la cual domina la sedimentación. En los ríos actuales cada tramo se encuentra en un período vital diferente.

Cuando un elevamiento de la costa determina una variación del nivel de base, el río experimenta un rejuvenecimiento. Entonces empieza un segundo período erosivo y el río se hunde en la penillanura, formando cañones más o menos profundos. Son famosos los del río Colorado en la región pacífica de los Estados Unidos, que en algunos puntos llegan a 1,700 metros de profundidad (fig. 798). En ocasiones los meandros se hunden también en el terreno, convirtiéndose en meandros encajados.

El rejuvenecimiento de un río puede también ser debido al aumento del caudal como consecuencia de un cambio climático. Tal ocurrió durante el período diluvial. Entonces el río excava un nuevo cauce en el seno de sus antiguos aluviones y deja la vega formada en sus divagaciones anteriores, formando una terraza, separada del nuevo cauce por un escalón.

En muchos ríos españoles se observan varias terrazas sucesivas que dan a las laderas del valle aspecto de escalinata. Cada rellano representa un período de equilibrio, y cada desnivel un nuevo período de erosión.

4. Los arroyos.

Son ríos en miniatura que se encuentran en los valles de las montañas. En su curso (fig. 799) se distinguen tres partes, homólogas de los tres tramos de los ríos. 1ª, Cuenca de recepción, de forma de embudo, encargada de recoger las aguas de lluvia y de reunirlas en su vértice. 2ª, Canal de desagüe, es decir, el verdadero arroyo que conduce valle abajo las aguas procedentes de la zona anterior. 3ª, Cono de deyección, formado por la acumulación de los sedimentos a la salida del valle.

4. Acción del agua subterránea.

En los terrenos permeables, las aguas superficiales se infiltran hasta encontrar una capa de arcilla o de otra roca impermeable que les impide el descenso (fig. 800). Las rocas superiores (A) quedan entonces empapadas en agua y forman la llamada capa freática o de los pozos (m). La superficie superior a ésta (superficie piezométrica o nivel hisdrostático, n) no es horizontal, sino que reproduce, con rasgos más suaves, la superficie del relieve. Los pozos ordinarios (1) son perforaciones realizadas en el terreno hasta encontrar aquella capa acuífera.

Cuando por la configuración especial del terreno (fig. 801) una capa acuífera queda encerrada entre dos capas impermeables, se dice que el manto de agua es cautivo. En la mayoría de los casos el agua se halla en estos mantos a considerable presión, por lo cual, si se perfora le techo, el líquido ascenderá (en virtud de los vasos comunicantes) hasta alcanzar el nivel hidrostático. Los pozos artesianos son perforaciones de este tipo, en las cuales, siendo el nivel hidrostático del manto cautivo superior al nivel del suelo, el agua brota en forma de surtidor.

Cuando una capa acuífera, libre o cautiva, es cortada por la superficie del terreno (cosa muy frecuente en los valles), el agua fluye al exterior formando un manantial (fig. 800, 2 y 3).

Los mantos acuíferos determinan con frecuencia, en los países montañosos, grandes desprendimientos de tierra y a veces incluso deslizamientos de las laderas de los valles. Este curioso fenómeno suele tener lugar después d un período de lluvias copiosas; es decir, cuando el manto acuífero está bien cebado. El deslizamiento se debe a que dicho manto actúa como un lubrificante y facilita que la masa de terrenos situada encima de él resbale o patine sobre el estrato subyacente.

Como es natural, para que tal cosa ocurra es condición indispensable que el manto acuífero esté más o menos inclinado. En Suiza y en otros países montañosos y húmedos se ha dado repetidas veces el caso curioso de que el terreno deslizado llevara consigo alguna otra habitación humana. Aunque de tarde en tarde, también en España se han registrado semejantes fenómenos.

En los terrenos cálidos –impermeables, pero agrietados- el agua desciende por las resquebrajaduras y, disolviendo poco a poco sus paredes, fragua cavernas y constituye ríos subterráneos con cataratas y lagos interiores (figs. 802 y 803).

La disolución de las calizas por las aguas de infiltración se debe al anhídrido carbónico que éstas recogen en la atmósfera. Las aguas carbónicas, en efecto, tienen la propiedad de transformar el carbonato cálcico, que es casi insoluble, en bicarbonato cálcico, que lo es bastante.

Con frecuencia las bóvedas de las grutas está decorada por largos conos calizos llamados estalactitas (fig. 804); el suelo, erizado de otros conos semejantes denominados estalagmitas (fig. 805), y las paredes tachonadas de caprichosas incrustaciones de la misma sustancia (fig. 803). Todas estas formaciones son la obra sedimentaria de las aguas de infiltración, que cargadas de carbono cálcico lo van depositando lentamente en las paredes, techo y suelo de la cueva.

La formación de las estalactitas y estalagmitas es sumamente curiosa. Las gotas de agua cargadas de bicarbonato cálcico quedan un rato pendientes del techo antes de caer al suelo. Allí pierden parte del anhídrido carbónico y precipitan una cierta cantidad de carbonato cálcico. En el suelo de la cueva se repite el fenómeno. De este modo las estalactitas y estalagmitas se corresponden y pueden llegar a unirse, andando el tiempo, constituyendo bellísimas columnas (figs. 802 y 806) que contribuyen muy eficazmente a sostenimiento de la bóveda.

La belleza de algunas de estas cuevas es verdaderamente maravillosa. Son justamente celebradas las de Artá y Macanos, en Mallorca. Las primeras son de impresionante grandiosidad; las segundas, de delicada coquetería. En América son notabilísimas las de Bellamar, en Matanzas (Cuba), que tal vez sean las más bellas del mundo, y las de Mamut, en Kenentucky (Estados Unidos), cuyas dimensiones son extraordinarias.

El hundimiento de las bóvedas de las cuevas fragua con frecuencia grandes abismos alargados o circulares, llamados dolinas o torcas.

5. Acción del hielo

En general, la nieve perpetua de las altas montañas y los hielos eternos de las altas latitudes no tienen más papel geológico que e de proteger de la erosión a las rocas que recubren. No obstante, también el agua solidificada es en algunos parajes un poderoso agente geodinámico. Ya hemos mencionado, al hablar de la acción de la intemperie, el papel geológico del hielo que se forma en los intersticios de las rocas.

Pero la manera más eficaz de actual el agua sólida sobre la corteza terrestre es formando glaciares.

1. Glaciares.
Un glaciar es una masa de agua congelada que desde la región de las nieves perpetuas, donde se origina, desciende a niveles inferiores, en virtud de un lento deslizamiento especial, formando un verdadero río de hielo (figs. 807, 808, 816 y 817).

Los glaciares mejor conocidos son los alpinos (figs. 807 y 816). Su origen está en una depresión o circo glaciar rodeada de montañas, en la cual se acumula la nieve, formando gigantescos espesores (fig. 808). En virtud de la fuerte presión que experimenta y del fenómeno del rehielo, esa nieve se transforma en una masa granular, compacta, blanca y llena de burbujas de aire, llamada nevé o neviza. Los circos o zonas de alimentación comunican lateralmente con un valle, y la neviza, fuertemente prensada, fluye por él, formando el río de hielo o lengua del glaciar. En esta zona la neviza pierde el aire y se transforma en hielo glaciar, granuloso, transparente y de un bello color azul verdoso. Gracias a la plasticidad del hielo, la lengua del glaciar se adapta a la mayor parte de los accidentes de su cauce. No obstante, cuando éstos son muy pronunciados, la lengua se quiebra y origina grandes grietas, que el rehielo vuelve a soltar sin dejar huella.

La zona de paso del circo al valle, llamada rimaya, se caracteriza por una ruptura de la pendiente, y en ella hay siempre una o varias grietas transversales muy patentes (fig. 808, R).

En su camino valle abajo, la lengua del glaciar va encontrando zonas cada vez más calientes y se va fundiendo superficialmente poco a poco, hasta que finalmente se resuelve en un torrente líquido.

El avance de la lengua del glaciar es muy lento, pero no pasó inadvertido a los montañeses suizos, que observaban que los cadáveres y utensilios de los expedicionarios desaparecidos en una grieta del glaciar, aparecían, al cabo de unos años, en el extremo de la lengua.

2. Efectos geológicos de los glaciares.
Los efectos geológicos de los glaciares son intensísimos. Como los ríos, ejecutan acciones de erosión, transporte y sedimentación, pero con una facies tan sui géneris que los países modelados por los glaciares de otras épocas geológicas, ofrecen hoy día un aspecto característico conocido con el nombre de topografía glaciar. (La erosión glaciar se denomina exaración).

El hielo de glaciar va cargado de infinidad de fragmentos de roca que le caen de las laderas del valle y se hunden en su masa aprovechando las grietas. Gracias a estos fragmentos, la lengua del glaciar actúa sobre su cauce a modo de lima y excava unos <<valles glaciares>> (fig. 809) caracterizados por su forma en U y por el aspecto de las rocas subyacentes, que adquieren por el frote un pulimento especial que las hace parecer como lamidas. En Asturias las llaman lamiares. A su vez los fragmentos arrastrados por la lengua del glaciar se presentan estriados por el roce y se llaman cantos estriados (fig. 810), ne oposición a los cantos rodados de la erosión fluvial.

Los materiales que transporta el glaciar son sumamente heterogéneos y van mezclados los de todos los grosores. Llaman la atención unos bloques de gran tamaño, que reciben el nombre de cantos erráticos (fig. 812).

La sedimentación de las piedras, arenas y barro que transporta el glaciar da origen a depósitos especiales llamados morrenas (fig. 811). Hay que distinguir las morrenas laterales, sitas a los bordes de la corriente; la de fondo, que ocupa el lecho de cauce, y la frontal o terminal, que marca el extremo de la lengua, y resulta, sencillamente, de la acumulación de los elementos de las morrenas anteriores (fig. 811). Cuando dos glaciares confluyen, cosa frecuente, las dos morrenas laterales contiguas se funden en una sola y forman una morrena central que marca los dominios de los glaciares formadores. Las confluencias pueden repetirse. Entonces la lengua del glaciar presenta varias morrenas centrales (fig. 813).

Uno de los efectos más curiosos de la erosión glaciar es el de excavar en el valle y en el circo grandes cubetas, que cuando el glaciar desaparece son ocupadas por agua y se convierten en lagos o lagunas. También se forman lagos de origen glaciar cuando la morrena frontal obtura el valle. Muchos lagos de los Alpes y las curiosas e interesantes lagunas de nuestras montañas, como las de Peñalara (fig. 814), Urbión, Gredos, etc., reconocen este origen.

Además del tipo de glaciar alpino (llamado también de valle), que se repite en las grandes cordilleras del Globo, se distinguen otros que difieren de él más o menos considerablemente. El más interesante para nosotros es el pirenaico o de circo, por ser el único representado en España (fig. 815). Consisten los glaciares de este tipo en masas de hielo enclavadas en un circo glaciar, que se derriten antes de salir del valle, por lo cual no llegan a formar lengua.

Los glaciares de Groenlandia (tipo groenlándico) están formados por un gigantesco casquete de hielo llamado Inlandeis y por numerosas lenguas glaciares que salen de él radialmente para morir en el mar.

3. Tamaño de los glaciares.
El tamaño de los glaciares es muy variable. En los Alpes el más grande es el de Aletsch (fig. 817); tiene 26 kilómetros de longitud y 2 kilómetros de achura. En el Himalaya son frecuentes los glaciares de más de 60 kilómetros. En los Alpes de Nueva Zelanda los hay de 30 kilómetros, muy notables porque su lengua desciende hasta la zona de vegetación subtropical. En la zona tropical los únicos glaciares son los africanos del Kenia y Kilimanjaro. En el primero de estos macizos hay quince pequeños glaciares.

En América del Sur no hay glaciares importantes más que en el sur de Chile y Tierra del Fuego. América del Norte posee importantes glaciares en Alaska: el de Malespina tiene 100 kilómetros de longitud, 50-60 de anchura y unos 5,000 kilómetros cuadrados de extensión, es decir, bastante más que todos los glaciares de los Alpes reunidos, pues éstos ocupan una superficie de 3,800 kilómetros cuadrados.

4. Icebergs.
En los glaciares de las altas latitudes, los extremos de las lenguas suelen penetrar en el mar. Sometidas entonces al empuje del agua -el hielo es menos pesado-, se parten en gigantescos bloques (fig. 819) y, flotando en el agua, van a la deriva, constituyendo verdaderas montañas de hielo, llamadas icebergs (fig. 818). Algunos tienen varias leguas de diámetro y 100 metros de altura sobre el nivel del mar. Si se tiene en cuenta que la porción emergente es solamente 1/9 de la masa total, se tendrá una buena idea del tamaño que pueden alcanzar estos témpanos de hielo.

6. Acción del mar.

Como los demás agentes externos, el mar realiza fenómenos de erosión, trasporte y sedimentación.

a) La erosión marina.

La erosión marina, llamada abrasión, es obra del olaje y está, por tanto, localizada en el litoral, siendo particularmente intensa en las costas altas (fig. 823 a 825).

El choque de las olas contra los acantilados los mina por su base y los desmorona, utilizando después los fragmentos resultantes como metralla. De esta manera el frente del acantilado retrocede y el avanza tierra adentro sobre un plano inclinado llamado plataforma o terraza costera (fig. 820). En los países sometidos a las mareas, esa plataforma queda al descubierto durante la bajamar y aparece cubierta de los residuos de la erosión (figs. 775 y 822).

Si esta acción invasora del mar se combina con un progresivo hundimiento de la costa, la terraza costera se ensancha considerablemente y llega alcanzar muchos kilómetros de anchura. Richthofen y otros geólogos admiten que este proceso pueden afectar incluso a la casi totalidad de un continente. En este caso se dice que tiene lugar una abrasión marina. Los movimientos de elevación que a veces afectan a los continentes determinan la exondación de la plataforma litoral. Entonces el acantilado queda lejos de la costa, separado de mar por una faja más o menos ancha.

Cuando la costa se compone de rocas heterogéneas, la erosión es más intensa en las blandas. Entonces la costa es muy recortada, presentado puntos o cabos salientes de rocas duras que el mar va demoliendo poco a poco y convirtiendo en una fila de islotes y escollos (fig. 823). Entre las formaciones más curiosas de las debidas a la acción de las olas contra las costas roquizas están la cuevas, como la famosa de Fingal, en Escocia, y los arcos naturales, que perforan las puntas roquizas salientes en el mar. En todas nuestras costas bravas hay ejemplos de estas rocas horadadas (fig. 824). El hundimiento del arco convierte en islote la porción prominente (fig. 825). En las costas homogéneas, la erosión se realiza, en cambio, por un igual (fig. 822).

b) La sedimentación marina.

1. Sedimentos marinos. Los fenómenos sedimentarios alcanzan en el mar gigantescas proporciones. La naturaleza de los sedimentos depositados depende de la profundidad del mar y de la mayor o menor proximidad a la costa, así como también de la temperatura del agua, es decir, de la latitud geográfica (fig. 821).

La plataforma continental, de bajos fondos, está cubierta de materiales terrígenos, esto es, de los aportes de los ríos y de los detritus de la erosión costera. Como es natural, cerca de la costa denominan los materiales gruesos (cantos rodados, etc), mientras a cierta distancia de ella se sedimenta la arena y más adentro la arcilla, que por su finura permanece más tiempo en suspensión. Mezclados con estos materiales se encuentran en estos sedimentos litorales o neríticos restos de animales marinos, singularmente conchas.

En la zona pelágica, a donde los detritus del continente apenas llegan (*) (La sedimentación del barro tiene lugar en el mar quince veces más rápidamente que en agua dulce. Se debe esto a las sustancias que las aguas marinas llevan en disolución, principalmente e cloruro magnésico. – échese una cucharada de arcilla en dos vasos de agua, añádase a uno de ellos un poco de sal, revuélvase, y déjese reposar. Obsérvese cuál de las dos aguas se clarifica primero.), los materiales sedimentarios (sedimentos pelágicos) tienen predominantemente origen orgánico. En su formación intervienen principalmente seres microscópicos de esqueleto calizo, como las Globigerinas (fig. 85), o de esqueleto silícico, como los radiolarios y las Diatomeas. El producto sedimentado es un barro finísimo llamado, respectivamente, cieno de Globigerinas (fig. 831), cieno de Radiolarios y cieno de Diatomeas.

2. Accidentes costeros de origen sedimentario. Cuando el ataque de las olas es normal de la costa, la resaca se lleva mar adentro los materiales finos, y los acumula a una cierta distancia, formando los cordones literales. En algunas ocasiones estos llegan estos llegan casi a la superficie, formando las restingas, es decir, bajos fondos; a veces incluso emergen del mar, constituyendo bancos de arena o islotes.

Las corrientes marinas litorales o el efecto del oleaje oblicuo a la costa, arrastran con frecuencia los materiales del cordón litoral para depositarlos en otros lugares. Este fenómeno origina tres importantes accidentes costeros; las playas, las albuferas y los tómbolos.

Las playas son entrantes arqueados, situados entre dos salientes de naturaleza roquiza, en los cuales se depositan las arenas arrastradas por las corrientes costeras. Generalmente, sin embargo, la formación de estos sedimentos se debe al coque oblicuo de las olas contra las rocas de los acantilados vecinos. Este modo de formación de las playas explica el porque estos accidentes alteran tan rigurosamente con los acantilados. Cada entrante de la costa es un lugar tranquilo en el cual se sedimentarán las arenas que el mar transporte.

Las albuferas, penilagos o lagunas litorales, son el resultado de la obturación de la boca de un golfo, bahía o desembocadura de río, por una restinga emergida. En España esas formaciones están representadas por la Albufera de Valencia y el mar menor de Murcia. La laguna de la Mar Chica en Melilla, es también una laguna litoral.

Los tómbolos con cordones litorales emergidos que se han depositado entre un islote o escollo costero y una punta saliente en el mar (fig. 826). San Sebastián (fig. 827), Cádiz, Peñíscola y el Peñón de Gibraltar, fueron un tiempo islas litorales convertidas en pequeñas penínsulas por sendos tómbolos.

c) Las desembocaduras de los ríos.

1. Barras. Estuarios. Las desembocaduras fluviales son el asiento de formaciones costeras en las que intervienen el río y el mar. Los accidentes más comunes de los así originados son las barras alineaciones de sedimentos desembocadura. Su formación (fig. 828) se debe al empuje de la corriente fluviátil. Que tiende a impulsarlos mar adentro, y al del flujo de la marea, que intenta hacerles remontar el cauce del río. Los sedimentos se depositan en el punto en que esas dos fuerzas se equilibran (punto muerto).

En ocasiones las barras emergen más o menos y delimitan del mar una laguna litoral de agua sobre. Otras veces, la existencia de una corriente abierta, en forma de embudo, la desembocadura del río. Este tipo de desembocadura, cuyos representantes, mas grandiosos son el Amazonas y el Río de la Plata, y en la península el Duero, Tajo y Guadalquivir, recibe el nombre de estuario.

2. Deltas. Cuando los sedimentos fluviales se depositan en la desembocadura, esta queda obstruida y el río se divide en numerosos brazos divergentes que desembocan independientemente en el mar (fig. 829). Así se forman los deltas, la progresiva acumulación de aluviones hace que el delta avance mar adentro con mayor o menor rapidez. El delta del Po, gana al mar anualmente unos 70m, en España hay un delta importante el del Ebro, y dos de pequeño tamaño, el del Besos y el del Llobregat.

Con el tiempo los efectos son considerables. Así, la ciudad de Adria, que en la época de Augusto era puerto de mar, se halla hoy a 35 kilómetros de la costa. La extensión de algunos deltas es enorme. El delta del Nilo tiene 22,000 Km2, el del Misisipi, 36,000, y el del Ganges y Brahmaputra, 85,000, es decir, casi la superficie de Portugal. Esto da idea de la magnitud de los aportes sedimentarios de los ríos. El Nilo, por ejemplo, deposita en su delta anualmente unos 60 millones de metros cúbicos de barro.

El nombre de Delta alude a la forma triangular, semejante a la letra delta del alfabeto griego, que tiene en el Nilo, primero de los que se estudiaron. Pero la forma no siempre es la misma. El delta del Misisipi, se parece a la pata de un ave.

Se ha pretendido que el delta es el tipo de desembocadura de los ríos que vierten en mares inferiores, desprovistos de mareas, y que el estuario es la desembocadura propia de los ríos que desaguan en los océanos. Las numerosas excepciones (*) (El Ganges y el Níger, por ejemplo, a pesar de desembocar en el Océano, forman grandes deltas) quitan validez a esa pretendida regla.

En la actualidad se inclinan los geólogos a suponer que deltas y estuarios son dos fases de evolución de la desembocadura de los ríos. La fase joven es el estuario; la evolucionada, el delta. Parece ser, en efecto, que los deltas se forman por rellenamiento de los estuarios. El fenómeno comienza con la exondación de la barra y el cegamiento de la laguna costera, así formada, con los aluviones del río. Claro es que si hay una corriente marina costera que aleje los sedimentos fluviales, como ocurre con el Amazonas y en el Río de La Plata, la desembocadura quedará siempre abierta en forma de estuario.

3. Rías y fiordos. El aspecto de las desembocaduras fluviales depende en ocasiones, de los movimientos de elevación y descenso (movimientos epirogéneticos) a que haya estado sometido el litoral. A hundimientos lentos de la costa se debe a la formación de esos dos curiosos tipos de desembocadura fluvial, llamados rías y fiordos, en los cuales el mar penetra tierra adentro a veces muchos kilómetros.

Las rías (fig. 830), tan características de Galicia, son valles fluviales sumergidos, cuya prolongación submarina reconocen los sondajes. Los fiordos (fig. 840), tan abundantes en Noruega, son valles, ramificados tierra adentro, de excavación glaciar, como se deduce de lo abrupto de sus paredes y de la forma en U se su fondo.

7. Acción de los organismos

Los seres orgánicos como agentes de la dinámica interna en el Globo tienen una importancia mucho mayor de la que se podría imaginar, sobre todo como agentes edificadores.

1. Acciones destructoras. Las raíces de las plantas superiores se introducen en las resquebrajaduras de las rocas y, al engrosar, actúan a manera de cuña y las reducen a fragmentos. Más importantes son las acciones químicas de esas mismas raíces. El anhídrido carbónico que desprenden en virtud de su respiración, es capaz de atacar –ayudado por el agua- gran número de minerales, disgregando de esta suerte aun las más compactas rocas. Pero el principal papel erosivo del reino vegetal se debe a las plantas inferiores, singularmente a las bacterias del suelo. Estos seres se hallan difundidos por toda la tierra firme, penetran hasta en los más finos poros en las rocas y, atacándolas químicamente, las reducen a polvo (fig. 485).

El papel de los animales es más modesto. En las costas contribuyen al ataque y demolición de los acantilados los animales litófagos, como ciertos moluscos (fig. 371), gusanos y erizos de mar, que excavan en las rocas numerosos agujeros para guarecerse. En tierra firme los animales subterráneos y cavadores (ratones, conejos, topos, castores, lombrices de tierra, etc.) afofan el terreno y facilitan de este modo la acción de los otros agentes geológicos.

2. Acciones constructoras de los seres marinos. Al hablar de la sedimentación marina tuvimos ocasión de ver la importancia que tienen los animales y plantas acuáticas en aquel fenómeno. Los organismos que, como de naturaleza caliza (fig. 831). Los que, como los Radiolarios (animales) y las Diatomeas (algas), poseen esqueletos de sílice, dan origen a depósitos silícicos.

En las costas, los animales provistos de caparazón, concha o esqueleto calcáreo –como los moluscos (principalmente las ostras), los erizos de mar y los corales y madréporas- originan en el transcurso de los tiempos gigantescas acumulaciones que acaban por transformarse en rocas compactas. Algunas algas, provistas también de revestimiento calizo (algas coralinas o calcáreas), como los Lithothamnium (fig. 497), participan en esa formación. Casi todas las rocas calizas, tan difundidas hoy en la superficie terrestre, se han formado gracias a la actividad de esos seres marinos habitantes del litoral.

De todos los animales de esqueleto calizo los más interesantes son los corales y madréporas, pues a su actividad se debe la génesis de las curiosas formaciones coralinas o arrecifes madrepóricos. Reciben este nombre los arrecifes construidos en los mares cálidos (entre los 32º de latitud norte y los 32º de latitud sur) por los corales y madréporas, auxiliados principalmente por moluscos (fig. 832). Se presentan en tres formas: a) Arrecifes costeros o franjeantes. b) Arrecifes-barreras. c) Arrecifes-lagunas o atollos. Estos últimos están alejados de las costas y tienen la forma de un anillo más o menos irregular, en cuyo centro se encuentra, generalmente, una laguna (fig. 834). Sus tamaños son muy variables. Los mayores pueden tener más de 100 kilómetros de diámetro, siendo el anillo de 1,000 o 1,300 metros como máximo. En general, los arrecifes están a flor de agua o sobresaliendo ligeramente de algunos puntos. Con frecuencia, sin embargo, emergen, más o menos totalmente, unos cuantos metros sobre el nivel del mar y constituyen islas madrepóricas, que prontamente se cubren de vegetación (fig. 833).

El desarrollo de las madréporas se hace solamente en la capa superficial del mar, ordinariamente hasta los 40 metros de profundidad. Además, precisa aguas cálidas (nunca a temperatura menor de 20º), límpidas, muy batidas y de salinidad normal. Estas circunstancias determinan la situación tropical de estas formaciones.

3. Acciones constructoras de los organismos continentales. Mientras en el mar son los animales los seres de máxima actividad constructora, en las tierras firmes este papel edificador corresponde principalmente a los vegetales. A las plantas terrestres se debe, entre otros fenómenos, la formación de los carbones minerales. En la actualidad se forma únicamente la turba; en épocas pasadas se originaron el lignito y la hulla.

La turba se forma en lugares especiales llamados, e España, turberas, turbales, toallas, tolladeros, atolladeros, paúles y paulares; es decir, en sitios encharcados o pantanosos, fríos y muy húmedos. Se distinguen dos tipos notables doferentes: turbales planos y turbales covexos.

Los turbales planos o sumergidos se forman en ciertas lagunas y charcas de todas las latitudes. Los de Europa están constituidos por juncos, equisetos, carrizos (Pharagmites communis), carex, musgos de los géneros Hypnum y Mnium y otras plantas de pantano. Estas plantas crecen primero a orillas de la charca, pero poco a poco se extienden hacia el centro (fig. 885), formando sobre ésta un espeso fieltro flotante (t). Por su parte inferior este tapiz se pudre poco a poco y se va transformando en una masa esponjosa, primero parda y después negruzca, en la cual se reconoce sin mucha dificultad su naturaleza vegetal: es la turba, que poco a poco va ganando espesor y acaba por colmar la cubeta en que se forma. Mientras eso no sucede, las turberas planas son verdaderos prados flotantes, cuyo suelo tiembla cuando se camina sobre él, ofreciendo serio peligro a personas y animales.

Los turbales convexos o emergidos se forman exclusivamente en suelos húmedos y fríos, de naturaleza silícica y, por tanto, de aguas puras. Su flora está formada por brezos (Erica y Calluna) y, sobre todo, por esfagnos y otros musgos. Los Spahagnum tienen dos particularidades importantes: la de empaparse de agua, como si fueran esponjas, y la de crecer continuamente hacia arriba, mientras por su parte inferior mueren y fermentan para transformarse en turba. Este hecho es el que explica la forma convexa de ese tipo de turberas.

El grosor de la capa de turba alcanza en las turberas planas 1 o 2 metros, mientras en las grandes turberas convexas de Holanda y Alemania del Norte oscila entre 2 y 13.

En España hay turberas en todas las montañas, singularmente en los Pirineos marítimos.

II. Dinámica interna

1. Los movimientos epirogenéticos

1. Movimientos seculares de nivel. Desde que en 1706 descubrió Hjaerne que la península Escandinava está sometida a un lentísimo movimiento de emersión, se han ido multiplicando observaciones que prueban de una manera indudable que las líneas de la costa experimentan en el curso de los tiempos importantes cambios de nivel.

Cuando la tierra se eleva se dice que tiene lugar un levantamiento, cuando desciende se dice que se verifica un hundimiento.

Admiten muchos geólogos que estas variaciones de nivel son las que han originado los casquetes continentales y las cuentas oceánicas. Por esta razón se ha propuesto para designarlos el nombre de movimientos epirogenéticos de la corteza terrestre (epiros, tierra firme; genos, engendrar).

La lentitud de estos movimientos es tan grande, que, en general, se requieren de siglos para ponerlos de relieve. De aquí el nombre de movimientos seculares de nivel con que también se conoce.

En casi todos los países hay indicios de estos interesantes fenómenos. El litoral Norte de España, por ejemplo, está afectado desde hace tiempo por un movimiento de elevación que hace perder profundidad a los puertos norteños, mientras el litoral sudoeste está sometido a hundimiento, como lo prueba la existencia, en la costa gaditana, de ruinas sumergidas.

Fuera de España merecen mención el ya citado levantamiento de la península de unos cuantos decímetros por siglo, y el hundimiento de la costa holandesa. La invasión de los Países Bajos por el mar es tan patente (fig. 837) que, como se sabe, los holandeses necesitan defenderse de ella mediante diques especiales.

En algunos parajes los movimientos de ascenso y descenso de la costa se han verificado de una manera repetida y alternante. Así, el templo romano de Serapis, cerca de Nápoles, presenta en sus columnas excavaciones producidas por moluscos litófagos, lo que indica que estuvo durante algún tiempo sumergido (fig. 838).

Las consecuencias a que pueden dar lugar, andando el tiempo, estos movimientos seculares de nivel, se ponen de manifiesto de un modo sorprendente en Holanda. En efecto, el actual golfo de Zuigderzée se ha formado en el siglo V a expensas del lago Flevo, cuando la barra que le separaba del mar quedó sumergida bajo éste (fig. 837).

En todos los continentes han descubierto los geólogos pruebas indudables de poderosos movimientos seculares de nivel. He aquí algunas de las más interesantes:

INDICAN LEVANTAMIENTOS:
1. º las playas y las plataformas costeras levantadas a mayor o menor altura sobre el nivel del mar; 2. º los valles suspendidos, con ríos que desembocan en cascada, y 3. º los meandros encajados en grandes cañones, como los del río Colorado y sus afluentes (fig. 798).

SON PRUEBAS DE HUNDIMIENTOS,
los valles sumergidos bajo el agua y prolongados mar adentro un trecho más o menos largo. El ejemplo más grandioso es el llamado surco del Congo, que representa la prolongación suboceánica de ese río y se interna en el Atlántico 130 Km. adquiriendo una profundidad cercana a los 2,000 metros (fig. 839). En Europa hay dos preciosos ejemplos de los valles sumergidos: las rías gallegas y los fiordos noruegos (fig. 840).

Cuando la costa se hunde, el mar avanza tierra adentro, verificando lo que se llama una transgresión marina. Cuando la costa se eleva, el mar se retira, realizando una regresión.

Los movimientos epirogenéticos positivos, es decir los levantamientos, determinan el abombamiento de los continentes; los movimientos epirogenéticos negativos, es decir los hundimientos, son los responsables de la formación de los geosinclinales.

2. Causa de los movimientos epirogenéticos. La isostasia. Entre los pastores que coadyuvan a los movimientos de elevación y hundimiento de la corteza terrestre quizás los principales sean los fenómenos de denudación y sedimentación. En efecto, según la teoría de la isostasia la corteza terrestre tiende a adquirir, en virtud del movimiento de rotación de nuestro planeta, una forma por la cual todos los puntos de la superficie se hallen en Perfecto equilibrio hidrostático. Por lo tanto, las zonas ocupadas por materiales más ligeros (sial) harán saliente; las formadas por materiales más densos (sima) se hundirán. De esta manera se formarían los casquetes continentales siálicos, y las cuencas oceánicas, ocupadas por el sima. Ahora bien: ese equilibrio isostático no es permanente: la erosión descarga sin cesar las masas continentales, y la sedimentación sobrecarga el fondo de los océanos en las zonas litorales. En consecuencia, los bloques continentales experimentarán una continua elevación, y el fondo de los geosinclinales un progresivo hundimiento (fig. 841).

La teoría de la isostasia está en armonía con un gran número de hechos e hipótesis geológicos, como son: las modernas ideas sobre la constitución de la litosfera, y la misma teoría de los geosinclinales, pues el hundimiento del fondo de éstos no es otra cosa que una consecuencia del hundimiento de un bloque de la litosfera en la zona plástica sobre la cual flota.

La emersión y sumersión de los continentes confirma de un modo que no deja lugar a duda que la capa superficial de la endosfera, en la cual están encastrados los bloques continentales, posee realmente ese estado especial de seculofluidez que permite que siendo más rígida que el acero se comporte como viscosa ante los esfuerzos seculares.

2. Los movimientos epiroforéticos

1. Los desplazamientos continentales. Teoría de Wegener. Tan pronto como se admitió que la capa subyacente a los continentes era lo suficientemente plástica para consentir desplazamientos verticales de los casquetes siálicos, se insinuó una idea de que los continentes podrían también desplazarse horizontalmente e ir a la deriva en el seno de la sima de modo semejante a como los icebergs se mueven en el seno del mar. En 1912 el gran geofísico alemán Alfredo Wegener demostró por vez primera con gran acopio de argumentos que, realmente, las masas continentales han estado sometidas –y probablemente lo están en la actualidad- a desplazamientos horizontales. Estos movimientos, denominados movimientos epiroforéticos, han hecho variar, en el curso de la historia de la Tierra, no sólo la situación geográfica, con relación al ecuador y a los polos, de las masas continentales, sino también las distancias que las separa unas de otras, y asimismo la configuración de ellas.

La teoría de Wegener admite que hasta el período carbonífero, al final de la Era primaria, la totalidad de las tierras firmes formaba un único continente macizo (fig. 842) que en el curso de los tiempos posteriores se fue escindiendo en fragmentos, mediante gigantescas grietas. La mayor de todas separó la masa del Antiguo Mundo de una guirnalda de tierras integrada por Norteamérica, Sudamérica, Antártica y Australia (fig. 843). Se inició esta grieta entre Australia y la India y se prolongó paulatinamente hasta llegar a separar el Norte de Europa de Groenlandia. Así se explica el paralelismo –de otro modo inexplicable- que existe entre las dos costas del Atlántico. El resultado de la deriva de los bloques continentales separados por dicha grieta fue la formación de los Océanos Indico y Atlántico. El primero fue aumentando al fraguarse una nueva grieta entre la India y áfrica (figs. 843 y 844).

La deriva de los bloques continentales tiene lugar de Este a Oeste. Pero además existe también una tendencia de desplazamiento en dirección al Ecuador. Esta segunda dirección se ha manifestado de una manera clara en la Masa del Antiguo Mundo. Un gigantesco geosinclinal –tal vez una inmensa grieta siálica- que se extiende desde España a las Filipinas a través del Mediterráneo, Asia Menor y el Himalaya, formando un gran mar mediterráneo, llamado <<Tetis>> por Suess, dividía prácticamente a ese continente en dos, uno Septentrional o Eurasiático, integrado por Europa y Asia del Norte, y otro Meridional o Indoafricano, constituido por la India y áfrica (fig. 843). El ecuador caía entonces a lo largo del Tetis. Pues bien: la tendencia de esos dos Continentes a desplazarse hacia el ecuador, determinó la desaparición casi absoluta del geosinclinal que los separaba. Reliquia suya es el actual Mediterráneo (fig. 844).

2. Causa de los movimientos epiroforéticos. Se imagina que las fuerzas determinantes de las translaciones continentales son: 1. ª el retardo de la velocidad de rotación de la Tierra ocasionado por la atracción lunar, el cual origina, por inercia, la deriva de los bloques siálicos hacia el oeste, y 2. ª la fuerza centrífuga desencadenada por la rotación terrestre, la cual se convierte, superficialmente, en fuerza <<polífuga>>, es decir que tiende a desplazar los continentes hacia el ecuador.

3. Los movimientos orogénicos

1. Orogenia. Geotectónica. Cuando se recorre una cordillera se observa con sorpresa que los estratos están en ella más o menos inclinados (figs. 845 y 846) y profundamente plegados y dislocados (fig. 847). Es evidente que ha habido alguna fuerza de enorme potencia capaz de modificar la primitiva disposición horizontal de los estratos. Como la consecuencia de su acción es la formación de las cordilleras, se designa e esa fuerza con el nombre de fuerza o empuje orogénico. Una cordillera se puede considerar como una gigantesca arruga compleja de la corteza terrestre (fig. 848).

Los primeros geólogos creían que el empuje orogénico tenía dirección radial. Los geólogos modernos han establecido incluso experimentalmente (fig. 849) que las cordilleras de plegamiento se deben a la acción de empujes tangenciales, que comprimen los estratos primitivamente horizontales contra una masa terráquea fija.

La geotectónica es la parte de la geología que se ocupa de los trastornos de la estratificación, es decir, de las dislocaciones de la corteza terrestre.

Se distinguen dos categorías de dislocaciones, tangenciales y radiales.

Las primeras son movimientos horizontales de los estratos, que provocan su plegamiento. Las segundas son movimientos verticales, que determinan el hundimiento de un segmento más o menos grande del suelo.

2. Dislocaciones tangenciales. Pliegues. Si se sigue por todo un territorio el curso de los terrenos sedimentarios, se observará que los estratos están plegados o arrugados, formando alternativamente pliegues cóncavos o sinclinales (fig. 848). En general los pliegues están más o menos inclinados y no es raro que algunos estén tumbados, es decir, en posición horizontal y reposando sobre un flanco. A veces los lados de un pliegue, en vez de divergir, se aproximan, originando los llamados pliegues en abanico. Cuando el empuje horizontal es muy pronunciado, los estratos no sólo se pliegan, sino que se desgarran por estiramiento; y la parte superior avanza deslizándose por encima de la inferior, constituyendo los llamados corrimientos.

Rara vez se presentan los pliegues en toda su integridad; lo frecuente es que los agentes externos los hayan erosionado considerablemente y, a veces, incluso destruido. Se dice entonces que esos pliegues son pliegues denudados (fig. 848).

3. Dislocaciones verticales. Fallas. Un movimiento de descenso del suelo puede determinar la simple flexión de los estratos, es decir, un pliegue monoclinal (fig. 852), pero en general dará origen al cuarteamiento de las rocas y a la formación de enormes grietas, perpendiculares u oblicuas a las capas, que determinan el hundimiento de unos u otros de los segmentos aislados por las fracturas (fig. 847). Así se forman las fallas. Lo característico de éstas (fig. 864) es la falta de correspondencia de los estratos a uno y otro lado del plano de falla. Con frecuencia se observan fallas escalonadas que dan origen a una fosa tectónica (fig. 853), como el valle del Rhin y el del Guadalquivir, o a un promotorio o horst (fig. 854).

4. Discordancias. Hasta ahora sólo nos hemos ocupado de estratos depositados en serie, es decir, con sus superficies de separación paralelas (estratos concordantes). Ocurre, sin embargo, con frecuencia, que una serie de estratos concordantes reposa sobre la superficie denudada de otra serie de capas a su vez concordantes entre sí.

Se dice entonces que las dos series son discordantes. La discordancia más frecuente es la discordancia angular (figs. 855 y 856), llamada así porque las capas de una de las series (A) tienen distinta inclinación que las de la otra (B) y forman ángulo con ellas.

Fácil es interpretar los fenómenos geológicos que han originado las discordancias de las figs. 855 y 856: 1º, depósito de la primera serie de capas, horizontalmente; 2º, plegamiento y exondación de ellas; 3º, su denudación por los agentes exógenos; 4º, hundimiento del terreno bajo el agua y depósito de la segunda serie de estratos, y 5º, exondación del conjunto.

En la figura 857 se ha representado el género de discordancia llamada erosiva o laguna de sedimentación. Se trata de dos series, A y B, de estratos paralelos entre sí, pero separadas por una superficie accidentada que indica no sólo una interrupción de la sedimentación, sino un período erosivo situado entre el fin del depósito de la primera serie y el principio de la sedimentación de la segunda.

5. Localización y duración de los movimientos orogénicos. Mientras los movimientos epirogenéticos tienen una duración inmensa y afecta simultáneamente a grandes zonas terrestres, los movimientos orogénicos <<no tienen más importancia que la de simples episodios fugaces y localizados>> (Sieberg). Por lo que toca a la localización, todos los geólogos están conformes en que las cordilleras se forman exclusivamente en los geosinclinales. Por lo que se refiere a la duración de los procesos orogenéticos diremos que la brevedad con que se verifican es sólo relativa, pues se admite que de las cordilleras de la Era primaria tardaron en formarse de 36 a 54 millones de años; las de la secundaria, de 13 ½ a 18, y las de la terciaria, de 5 ½ a 6 ½ millones de años.

6. Teorías orogenéticas. La conformación de las cordilleras de plegamiento ha sido explicada por un gran número de teorías. Nosotros nos limitaremos a exponer brevemente las dos que hoy están más en boga: la de la contracción y la de la epiroforesis.

TEORíA DE LA CONTRACCIóN.
Esta teoría fundada por Descartes (1640) y desarrollada científicamente por Elié de Beaumont (1828), Dana (1873) y Suess (1885), supone engendrados los pliegues de la corteza terrestre por la contracción que experimentaría la Tierra al enfriarse, lo cual haría que la litosfera se arrugara como una uva al convertirse en pasa. Esta teoría, muy en boga cuando se admitía que la Tierra estaba formada por una corteza sólida y un núcleo central en fusión, ha sido modificada hoy considerablemente por Nolke (1927), Stille (1922, 1924) y Sieberg (1922, 1927), para ponerla en armonía con las modernas ideas sobre la constitución del Globo. Es, por tanto, erróneo al afirmar, como afirman algunos libros recientes, que la teoría de la contracción no cuenta hoy día con ningún partidario.

TEORíA DE LA EPIROFORESIS O DE LAS TRANSLACIONES CONTINENTALES.
Fundada por Wegener en 1912, esta teoría supone que las cordilleras de plegamiento se han formada por obra de los desplazamientos a la deriva de los bloques continentales. Los Andes se habrían formado, en la proa del bloque americano, por la resistencia que a su desplazamiento hacia occidente opondría la masa solidificada del sima que forma el fondo del Pacífico. La gran alineación de cordilleras que va de nuestra Península al Extremo Oriente, sería el resultado del desplazamiento de áfrica y la India sobre Europa y Asia ocasionado por la fuerza <<polífuga>> antes citada. (En aquella época el ecuador yacía precisamente entre ambas masas continentales). Al parecer el empuje fue tan colosal que los extremos septentrionales de aquellas dos masas levantaron el fondo del geosinclinal del Tetis, colmado ya de sedimentos, y lo volcaron en forma de gigantesco corrimiento sobre el borde de la Eurasia, formando los gigantescos liegues de aquella alineación de montañas.

4. Los fenómenos volcánicos. (Vulcanología)

1. volcanes. Un volcán (fig. 858) es, en esencia, una perforación de la corteza terrestre que comunica con una masa magmática del interior del Globo y por la cual salen al exterior, en el acto de las erupciones, diversos materiales a gran temperatura.

La masa magmática constituye el foco volcánico; el conducto de salida se denomina chimenea volcánica, y el orificio exterior, más o menos embudiforme, de ésta, recibe el nombre de cráter. La acumulación de los materiales volcánicos alrededor del cráter de origen a un monte especial que por su forma se llama cono volcánico.

2. productos volcánicos. Los productos volcánicos pueden ser gaseosos, líquidos y sólidos. Los primeros están formados por diferentes gases y vapores, unos inflamables como el hidrógeno y el metano, los cuales originan a veces llamas, y otros incombustibles, como el nitrógeno, el nitrógeno, el anhídrido carbónico, el anhídrido sulfuroso, los cloruros amónico. Sódico y férrico, los ácidos sulfhídrico, clorhídrico, fluorhídrico y bórico y sobre todo el vapor de agua que se convierte en nubes.

Los productos líquidos reciben el nombre de lavas y son rocas en estado de fusión a temperaturas de 900º a 1,400º, de las cuales se escapan por destilación aquellos vapores (fig. 859).

Los productos sólidos reciben el nombre de cenizas, lapilli y bombas volcánicas, según el tamaño de los fragmentos. En realidad no son otra cosa que porciones de lava lanzadas al aire por la fuerza expansiva de los gases, y solidificadas en él. Las cenizas volcánicas son muy finas, la lapilli son gravas escoriáceas, las bombas son masas más o menos grandes, que adquieren en el aire, por rotación, aspecto fusiforme (fig. 860). Cuando al caer no están solidificadas más que superficialmente se aplastan contra el suelo y toman el aspecto de panes de resquebrajada corteza (fig. 861)

3. La actividad volcánica. Los volcanes pasan por momentos de calma y fases de paroxismo con intermitencias variables. Se dice que un volcán esta extinguido o apagado cuando en fecha histórica no ha dado muestras de actividad. En caso contrario, se califica de activo. Hay volcanes cuya actividad ha cesado en época geológica lejana y en este caso pueden darse por muertos o definitivamente extinguidos. Tal ocurre con los que existen en España [Olot (Gerona) (fig. 862), Cabo de Gata (Almería) y Campo de Calatrava (Ciudad Real)].

Pero en otros se trata simplemente de un adormecimiento del que pueden despertar en cualquier momento. Es famoso el caso del Vesubio. En los primeros años de la Era cristiana se ignoraba que dicho monte fuera un cono volcánico, prueba evidente de que no había mostrado actividad desde tiempo inmemorial. El despertar ocurrió en el año 79 con una gigantesca erupción que destruyó las florecientes ciudades de Herculano y Pompeya.

Durante la calma, la lava se solidifica en la chimenea, obturándola, cunado el volcán recobra su actividad, lo primero que tiene que hacer es destruir ese tapón de lava sólida, esto se verifica gracias a la tensión de los vapores y va acompañado de temblores de tierra, ruidos subterráneos y finalmente de una gigantesca explosión que lanza a la atmósfera el obstáculo, reducido a finísimo polvo. La más famosa de las explosiones volcánicas conocidas es la del volcán de la isla Krakatoa, cerca de Java, ocurrida en 1883, que sepultó en el Pacífico la mitad de la isla.

El estampido se oyó a 3,400 kilómetros a la redonda. (Si hubiera ocurrido en Viena se hubiera oído no sólo en Europa, sino en Groenlandia, en la isla de Madera, en el Sahara, en Persia, etc.) Las partículas pulverulentas lanzadas al aire alcanzaron la altura de 70 Km. y permanecieron a la atmósfera durante varios meses. El viento las dispersó por toda la Tierra, dando origen a unos curiosísimos crepúsculos que se observaron en Europa tres meses después. El hundimiento de aquella masa de tierra en el mar fraguó una ola gigantesca de unos 30 metros de altura, que arrasó las costas de Java e islas vecinas, entrando varios kilómetros tierra dentro y ocasionando más de 40,000 víctimas.

4. Tipos de erupciones. Los caracteres de las erupciones varían considerablemente, determinando diferentes formas del aparato volcánico.

1. º TIPO VESUBIANO. La gran mayoría de los volcanes (Vesubio, Etna, etc.) poseen lava viscosa y muy rica en grases, por lo cual las erupciones son muy violentas y originan gigantescas nubes que se elevan en la atmósfera a gran altura (fig. 863) arrastrando gran cantidad de cenizas y lapilli. Las lavas son escasas y forman corrientes de poca longitud, que al solidificarse superficialmente originan masas escoriáceas, difíciles de transitar. La condensación del vapor de agua de aquellas nubes en las altas regiones de la atmósfera desencadena copioso aguacero, que arrastra tras si las cenizas y origina importantes y peligrosas corrientes de barro. Las cenizas secas caen también alrededor del volcán, cubriendo el suelo grandes extensiones.

En la famosa erupción del Vesubio del año 79 de la era cristiana, la ciudad de Herculano fue sepultada por una corriente de barro, y la de Pompeya, por cenizas.

En los volcanes de este tipo, la acumulación de capas de cenizas, lapilli y lavas al rededor del cráter, determina la formación de un cono volcánico de bastante pendiente (inclinación de unos 30º).

En la mayoría de estos volcanes la lava no sale por el cráter mismo, sino por una o varias grietas que se abren en los flancos del cono volcánico a causa de la presión interna. A lo largo de esas grietas se forman otros conos parásitos o cráteres adventicios. En el Etna has más de 200, de los cuales muchos son de más de 100 metros de altura (fig. 864).

2. º TIPO HAWAIANO. Los volcanes de las islas Hawai (Mauna Loa y Kilauea) y algún otro, se caracterizan por la abundancia y fluidez de la lava y por la escasez de las emanaciones gaseosas. Esto determina erupciones sumamente mansas y desprovistas casi de proyecciones sólidas. La lava asciende por la chimenea, colma el cráter y se derrama por sus bordes como agua o aceite, formando coladas de muchos kilómetros de extensión (fig. 859). Una de las originadas por Mauna loa en la erupción de 1855, alcanzó una longitud de 72 kilómetros, una anchura de 7 y una potencia de 20 metros.

3. º TIPO PELEANO. Un cierto número de volcanes tienen una lava tan viscosa y poco fusible que se solidifica en el mismo cráter, formando una costra que se va dilatando poco a poco por inyección de nueva lava y acaba por originar una cúpula más o menos grande. A este tipo pertenece el volcán de Montaña Pelada (Mont Pelée) de la isla Martinica (Antillas). En la erupción de 1902, la cúpula formó una especie de tapón que obturaba el cráter y fue elevándose lentamente durante 6 o 7 meses, formando un obelisco de unos centenares de metros de altura (fig. 865).

Por las resquebrajadas que se producían en la costra solidificada de esta enorme masa de lava viscosa, se escapaban gigantescas nubes descendentes, de gases a gran temperatura (nubes ardientes), que arrastraban gran cantidad de cenizas y rodaban como avalanchas por los flancos de la montaña, al mismo tiempo se expansionaban hacia arriba hasta 4 kilómetros de altura (fig. 866). Una de estas nubes aniquiló la ciudad de San Pedro, ocasionando cuarenta mil víctimas.

4. º TIPO EXPLOSIVO. Estos aparatos volcánicos se componen de un cráter sin cono. Su origen se supone ser una gigantesca explosión gaseosa. En la actualidad estos cráteres están transformados en lagos, llamados lagos-cráteres. En España tenemos un bonito representante en la laguna de la Posadilla, en la Mancha (fig. 867).

5. Volcanes compuestos. El cono de gran número de volcanes, por ejemplo, el Teide (Canarias) y el Vesubio, se halla asentado en el fondo de una gigantesca cavidad o circo, llamada caldera, cuyos bordes constituyen una especie de brocal, generalmente escotado. La caldera de Teide está formada por las Cañadas, enorme concavidad oval, de 60 Km. de perímetro, y cuyas paredes interiores tienen una altura media de 500 metros (fig. 836).

Para Stübel la caldera representa un gigantesco cráter, producto de una primera actividad del volcán, mientras el cono sería el resultado de un segundo período eruptivo más modesto. Otros autores creen que la mayoría de las calderas se han formado por una explosión preliminar, siendo por tanto, equivalentes a los lagos-cráteres.

6. Volcanismo atenuado. Una vez cesado el paroxismo eruptivo, continúan los volcanes manifestando su actividad con la emisión de vapores a temperaturas más o menos elevadas. Entonces se dice que el volcán está en fase de fumaroliana, por llamarse fumarolas a esas emisiones. También existen fumarolas a lo largo de las corrientes de lava y en las regiones volcánicas activas y extinguidas (figs. 836 y 869).

Por la temperatura y naturaleza de los gases desprendidos se distinguen varios tipos de fumarolas. Las que salen a temperaturas superiores a 500º contienen los mismos gases que se desprenden en las erupciones. Pero a medida que la temperatura disminuye, disminuye también el número de cuerpos emitidos.

En las llamadas solfataras la temperatura oscila entre 40º y 100º y las emanaciones constan predominantemente de vapor de agua y ácido sulfhídrico (SH2), al que se agrega, a veces, el anhídrido sulfuroso. En contacto del aire el SH2 se oxida y da origen a depósitos de azufre (SH2 + O = S + H2O).

Las fumarolas frías se llaman mofetas y exhalan vapor de agua y anhídrido carbónico, siendo esta razón, asfixiantes. Sus representantes más famosos son la Gruta del Perro, en Nápoles, y el Valle de la Muerte, en Java. Cuando el desprendimiento del CO2 tiene lugar a través de una masa de agua, se originan fuentes de agua carbónica, como la famosa de Seltz.

7. Manantiales hipogénicos. Por su relación con los fenómenos volcánicos merecen mención en este lugar los llamados manantiales hipogénicos, es decir, los manantiales originados en las capas profundas de la corteza terrestre. Los más abundantes son las caldas o termas (fuentes termales), que manan continuamente aguas con temperatura oscilante entre 40º y 90º y llevan en disolución diferentes sustancias minerales, a las que lagunas deben tratamientos terapéuticas.

El agua de muchos de estos manantiales se supone formada sintéticamente en zonas muy profundas de la corteza terrestre (aguas juveniles), pero en otros casos se trata simplemente de aguas meteóricas de infiltración, calentadas en virtud de la geotermia en capas geológicas más o menos profundas.

Los manantiales hipogénicos más notables son los géiseres (geyseres) o surtidores de agua hirviente (fig. 870), que sale en intermitencia por chimeneas especiales. Se encuentran en terrenos de naturaleza volcánica y frecuentemente alternando con fumarolas, por lo cual su relación con los fenómenos volcánicos es evidente. Abundan es Islandia, Estados Unidos (Parque Nacional de Yellowstone) y en Nueva Zelanda. Las erupciones son de muy corta duración y de ritmo variable. En algunos el surtidor pasa de los 150 metros.

Como las aguas de estos curiosos aparatos eruptivos llevan en disolución hidrato de silícico o carbonato cálcico, se originan alrededor de ellos depósitos de ópalo o de calcita.

Se supone que la erupción geiserina se debe a la vaporización brusca de parte del agua que llena el conducto de salida al pasar por cerca de una masa de lava caliente (teoría de Tindall).

8. Distribución geográfica de los volcanes. Teoría del volcanismo. Al buscar los geólogos explicación a los fenómenos volcánicos, les llamaron la atención las grandes cantidades de vapor de agua emitidas en las erupciones y el hecho de que casi todos los volcanes sean insulares o, cuando menos, estén cercanos a la costa (fig. 871). Así, el Océano Pacífico está rodeado por unos doscientos cincuenta conos volcánicos que forman a su alrededor verdadero anillo de fuego; en las islas atlánticas hay treinta y uno; en la zona mediterránea, diez; en posición submarina, unos veinticinco. En vista de esta distribución de los volcanes se achacó al mar, durante algún tiempo, la causa de las erupciones, imaginando que las aguas oceánicas se infiltraban hasta la pirosfera, desde donde, vaporizándose repentinamente, saldrían de nuevo al exterior por fisuras preexistentes, arrastrando tras de sí la lava. Hoy día esta teoría se halla completamente abandonada, pues se conocen volcanes situados en el interior de los continentes, como los gigantescos Kenia y Kilima-Ndjaro, de áfrica, y aun los mismos volcanes andinos, que distan del Pacífico 300 o 400 kilómetros. Por otra parte, hay que admitir que, en virtud de la geotermia, las aguas de infiltración deberían evaporarse mucho antes de llegar a la pirosfera. Se sabe hoy día que las rocas, al entrar en fusión, destilan inmensas cantidades de gases y que, por tanto, los magnas interiores del Globo llevan en disolución grandes cantidades de ellos.

Su tensión determina su salida por las fracturas corticales y las líneas de mínima resistencia arrastrando la lava que les lleva, de modo semejante a como la salida del gas carbónico de una botella de champaña arrastra consigo parte del líquido. Se comprende así el porqué de la localización de los volcanes en las costas. En las costas se hallan localizadas las cordilleras, y, como sabemos, los terrenos plegados están profundamente cuarteados, dislocados y agrietados, ofreciendo fáciles salidas a los materiales subyacentes. Esta razón explica, asimismo, la frecuente agrupación de los volcanes en líneas rectas o curvas, que corresponden a líneas de fractura o de falla, es decir, a accidentes tectónicos.

5. Los movimientos sísmicos (Sismología)

1. Sismos y sismógrafos. Con el nombre de sismos o movimientos sísmicos se designan las trepidaciones y sacudidas bruscas del suelo. Los fenómenos sísmicos de gran intensidad (macrosismos) reciben vulgarmente el nombre de terremotos o temblores de tierra; los más débiles se denominan microsismos. Aquéllos ocurren, por fortuna, de tarde en tarde; éstos, por el contrario, suceden cada día. Para percibirlos y estudiarlos se han inventado los sismógrafos (figs. 872 y 873), aparatos extraordinariamente sensibles a las trepidaciones y capaces de registrarlas automáticamente, en forma de sismogramas, sobre un carrete registrador, semejante a los carretes inscriptores de los barógrafos y termógrafos (fig. 874).

Un sismógrafo o sismómetro es, en esencia, un péndulo de gran masa que permanece quieto (masa estacionaria) mientras el suelo, con el soporte del péndulo y el aparato registrador, experimenta la trepidación sísmica (fig.873 a, b, c). Para evitar que el movimiento del suelo se transmita al péndulo y éste se ponga a oscilar por su cuenta (d), todos los sismómetros van provistos de un mecanismo destinado a mantener quieta la masa estacionaria.

Los efectos de los terremotos son conocidos en todo el mundo. Los débiles se acusan por tintineo de las vajillas, detención de los relojes de péndulo, balanceamiento de muebles y ligera trepidación del suelo. Los mayores, llamados megasismos, son capaces de destruir ciudades enteras, fraguar grietas (figs. 875 y 876), que a veces constituyen fallas, destruir edificios (figs. 877 y 878) y sembrar la muerte y la desolación en los países a que afectan. Tal ocurre, con relativa frecuencia, en el Japón, en Chile, en California y en el Sur de Italia.

Entre las mayores catástrofes sísmicas merecen mención el terremoto de Lisboa, de 1755, que ocasionó más de 60,000 víctimas; el del Japón, de 1730, con 140,000; el de Mesina, de 1908, con 200,000, y el de 1 de septiembre de 1923, del Japón, con más de 100,000.

En ocasiones el terremoto va precedido o acompañado de unos ruidos sordos y como lejanos que en América denominan retumbos. En las regiones costeras se une al terremoto un maremoto que origina formidables olas sísmicas de gran altura (20-30 metros) que penetra la tierra adentro arrasándolo todo. A estas olas, que en América llaman olas de marea y en el Japón tsunamis, se deben, más que al propio terremoto, los perniciosos efectos de estos fenómenos geológicos.

La duración de los terremotos es variable; unas veces se reducen a una simple y violenta sacudida, pero lo general es que se sucedan varias y, a veces, una porción de series de sacudidas sucesivas.

2. Propagación de las ondas sísmicas. El estudio de los terremotos ha revelado que los movimientos sísmicos se propagan a la manera de las ondas que produce en un estanque la caída de un objeto; es decir, en ondas más o menos concéntricas alrededor de un punto. Sin embargo, se sabe que el origen del movimiento sísmico está debajo de ese punto, a una profundidad de unos 15 kilómetros, en una zona más o menos extensa, denominada hipocentro o región hipocentral, que generalmente es alargada y rara vez puntiforme. El movimiento sísmico es de carácter vibratorio y se propaga, a partir de esa zona, en esferas o elipses concéntricas, cuya intersección con la superficie del terreno origina las ondas concéntricas antes mencionadas (fig. 879). Estas ondas, llamadas homosistas, se pueden trazar sobre un mapa uniendo por una línea los puntos en que la vibración se ha percibido al mismo tiempo. El centro de estas curvas, o punto de donde parece proceder la vibración, es el epicentro, y está situado, como es natural, en el extremo del radio terrestre que pasa por el hipocentro. Parecidas a las líneas isosistas, que unen los puntos afectados por el sismo con igual intensidad.

En realidad, la programación del movimiento sísmico es mucho más complicada, pero su explicación científica no cabe en una obra como la presente.

3. Distribución geográfica de los terremotos. La repartición de los fenómenos sísmicos en la superficie terrestre (fig. 880) descubre que hay en el Globo regiones asísmicas, o de sismicidad casi nula, como áfrica, Australia, el Brasil, el norte y noroeste de América, y el norte de Europa y Asia; y regiones de gran sismicidad. Como demuestra el adjunto mapa, estos países sísmicos están situados a lo largo de dos grandes círculos: el mediterráneo, que afecta al sur de Europa, Asia Menor, Persia y el Himalaya, y el circumpacífico, que afecta a los Andes, al Japón, Filipinas, etc. En el primero ocurren el 50 por 100, en el segundo el 40 por 100 de los sismos del Globo.

4. Causas de los movimientos sísmicos. Sobre las causas de los movimientos sísmicos no se pueden hacer más que conjeturas. Estos movimientos son de dos clases: unos locales y otros generales. Los primeros afectan a áreas poco extensas, siendo de epicentro puntiforme y homosistas circulares (fig. 881, A). Parecen originarse por hundimiento de cavidades subterráneas o como consecuencia de erupciones volcánicas. Los segundos afectan a regiones muy extensas: el epicentro es lineal y las homosistas son elípticas (B). A esta categoría pertenecen los famosos terremotos de California y Sudamérica con ejes de 1,000 kilómetros de longitud. El gran geólogo austríaco E. Suess ha hecho ver que estas líneas sísmicas coinciden con líneas de grandes fracturas de la corteza terrestre relacionadas con antiguos fenómenos orogénicos (fig. 880). Se supone que esta clase de terremotos debe su origen a ligeros desplazamientos de estas zonas fracturadas. Por esta razón los terremotos generales reciben también el nombre de terremotos tectónicos. Como quiera que la distribución de los volcanes jalona, asimismo, las zonas fracturadas del Globo terrestre, el mapa sísmico coincide, en sus grandes rasgos, con el volcánico y con el de los plegamientos alpinos (figs. 871 y 880).

Esta coincidencia de terremotos y volcanes hizo que durante mucho tiempo creyeran los geólogos que los sismos eran una consecuencia de las erupciones volcánicas. Como antes hemos visto, los terremotos volcánicos tienen carácter local. La coincidencia entre volcanismo y sismicidad no es relación de causa o efecto, sino que es debida a que ambos fenómenos son efecto de una misma causa. Modernamente se ha visto, sin embargo, que muchos grandes terremotos deben su origen a erupciones intratelúricas, es decir, a desplazamientos o inyecciones subcorticales de magnas eruptivos. Estos sismos llamados criptovolcánicos o plutónicos, tienen, no obstante, una estrecha relación con los tectónicos de profundos trastornos magnéticos.


índice

Introducción.
Historia Natural. Seres naturales. División de la Historia Natural.
Notas diferenciales entre los seres inórganicos y los dotados de organización.

BIOLOGIA

PRELIMINARES.
Ciencias biológicas.
Los fenómenos vitales. Funciones elementales de la vida.
La clasificación de los seres vivos. Grupos taxonómicos.
La especie.
La nomenclatura de los seres vivientes.
Subdivisiones de la especie.
Los Reinos biológicos.

1ª Parte: BIOLOGIA GENERAL.
Capitulo I. LA MATERIA VIVIENTE.

Capitulo II. EL ORGANISMO ELEMENTAL. 

Capitulo III. LOS SERES PLURICELULARES.

Capitulo IV. LA REPRODUCCION.

Capitulo V. LA HERENCIA.

Capitulo VI. TEORIA DE LA DESCENDENCIA.

ZOOLOGIA

I. ORGANOGRAFíA ANIMAL.

II. EMBRIOLOGíA ANIMAL.
III. LOS GRUPOS TAXONóMICOS ANIMALES.

IV. ECOLOGÍA ANIMAL.
V. ZOOGEOGRAFÍA.

BOTÁNICA

I. La célula y los tejidos vegetales.
II. Organización de los vegetales.
III. Fisiología vegetal.
IV. Ecología Vegetal.
V. Grupos Taxonómicos.
       Arrizofitas.
       Rizofitas.
          Pteridofitas.
          Fanerogamas.
            Gimnospermas.
            Angiospermas.
VI. FITOGEOGRAFÍA.

HONGOS

GEOLOGÍA

Mineralogía - Cristalografía
Mineralogía especial
Petrología especial
Geología Fisiológica
Geodinámica
Geología histórica
Geología apéndice

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Aragón posee unos paisajes únicos y variados con destacados contraste entre si, desde un río como el Ebro en el fondo de un valle recoge las aguas que vienen por la izquierda desde los Pirineos, donde el Valle de Ordesa aun guarda y proteje espacios primigenios, y desde el Moncayo, el monte canoso o nevado, a su margen derecha, donde atravesando frondosos bosques también van a descender al valle, donde las lluvias son escasas y el paisaje es de estepas y desiertos como los Monegros.

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