La Tectónica de Placas: La Hidrotectónica - CICCP

La Tectónica de Placas:
La Hidrotectónica
Carlos Soler Liceras
DESCRIPTORES
EROSIÓN OCEÁNICA
HIDROTECTÓNICA
DINÁMICA PLANETARIA
Todas las convulsiones que sufre la superficie de la Tierra, tanto las súbitas y bruscas como son los terremotos o las erupciones, como aquellas constantes y que no conocen pausa, como son los desplazamientos continentales y los levantamientos
de cordilleras, se estudian mediante la dinámica terrestre.
A lo largo de la Historia de la Humanidad han sido muchos los intentos de encontrar una teoría que explique la causa de estos movimientos. El primero fue obra de Tales de Mileto cuando afirmó que el agua era el principio de todas las
cosas; con esta frase que la Historia se encargó de inmortalizar, dejaba claro que para él existía una causa primera y que
además el hombre, con su inteligencia, podía ser capaz de
encontrarla. Anaximandro, en cambio, pensó que era el aire,
luego Heráclito aportó el fuego y Empédocles la tierra. Aristóteles elevó a los cuatro elementos, agua, aire, fuego y tierra,
a la categoría de Elementos Primordiales y dijo “que su mixtión con natural artificio de especies compone sus calidades”.
Pero fue en el siglo XVII cuando nació la moderna geología, de
la mano de Steno y resumida en su magnífico libro Prodomus,
donde se vislumbran ya muchas de las grandes aportaciones
científicas posteriores e incluso se da una teoría de la dinámica terrestre, el diluvialismo, cuyo origen estaba basado en la
Biblia y que sobrevivirá durante siglos dando lugar al catastrofismo. Sin embargo hay que esperar hasta el siglo de la
Ilustración para ver al hombre elaborar una teoría científica,
sin reminiscencias metafísicas, que fuera capaz de explicar los
cambios que se gestan en la superficie de la Tierra. Podríamos
empezar en ese mismo siglo XVIII citando al neptunismo de
Werner, al vulcanismo de Desmarest y al plutonismo de Hutton. Las tres teorías se enfrentaron en una abierta polémica en
la que los espectadores, numerosos en esa época, asistían a
discusiones tan acaloradas como el magma, tan profundas como los abismos abisales y a la vez tan incisivas como los propios diapiros. La polémica alcanzó el plano personal y los
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partidarios de una y otra se convirtieron en enemigos irreconciliables. Tras ellas y en siglo XIX aparece otro antagonismo
científico: el uniformitarismo de Lyell frente al catastrofismo de
Cuvier, pero ahora con discusiones más tranquilas e incluso
con respeto y admiración entre los contendientes, fruto quizás
del carácter sosegado y cortés de ambos científicos, sobre todo de Lyell, que no en balde era abogado. En el despuntar del
siglo XX la teoría de los desplazamientos continentales de Alfred Wegener se encontró con el rechazo, de nuevo sumamente virulento, de los fijistas, encabezados por Harold Jeffreys y partidarios de la teoría del geosinclinal de Dana.
Siempre ha habido una teoría y su antagónica, desgraciadamente nunca se estudió la posibilidad de que pudieran
ser complementarias; tal y como se expondrá al final de este
artículo, es ahí donde estaba la solución. El momento actual,
en cambio, resulta anómalo: por primera vez en la Historia
hay una sola teoría que todos aceptan y nadie discute.
Esta teoría que actualmente explica la dinámica terrestre
y por tanto la morfología del planeta, como nunca hasta ahora se había conseguido, es la Tectónica Global, formada a su
vez por la unión de tres teorías: la expansión de los fondos
oceánicos, la tectónica de placas y el punto caliente.
El nacimiento de estas teorías se debió a un descubrimiento que guardaba el fondo del océano: allí estaba la mayor cordillera de la Tierra, la dorsal oceánica, que con sus
más de sesenta mil kilómetros recorre los cinco océanos de
nuestro planeta. Esta impresionante cadena de elevaciones
está formada por materiales volcánicos recientes, y a ambos
lados de ella se descubrió también que se disponían bandas
paralelas y simétricas con antigüedades crecientes desde la
dorsal hacia los continentes. Esto quería decir que la corteza
oceánica está continuamente creciendo en la dorsal, haciendo que la separación entre continentes aumente de forma
continua. Con esta prueba incuestionable el fijismo y sus
Fig. 1. Según la Tectónica de Placas, el movimiento de las placas se produce según dos mecanismos. El primero está originado
por las corrientes de convección que ascienden atravesando todo el manto. El otro mecanismo invocado para explicar el desplazamiento
consiste en que la parte de placa que subduce al descender arrastra al resto provocando la rotura de la corteza en la dorsal.
puentes continentales saltaron hechos pedazos; el movilismo
y con él Wegener demostraron que tenían razón: los continentes no solo se movían, se trasladaban, colisionaban y se
partían. Durante un tiempo la Tierra se quedó huérfana de
una teoría que la explicara y fue en ese momento cuando surgieron las tres que forman la Tectónica Global.
La teoría de la expansión del fondo oceánico, magistral
por su sencillez, interpreta las bandas de corteza oceánica de
igual antigüedad, a ambos lados de la dorsal, como un proceso de crecimiento del fondo del océano a partir de dichas
dorsales. La segunda teoría, la tectónica de placas, divide a
la superficie de la Tierra en una veintena de placas rígidas
delimitadas por tres tipos de bordes según se genere o se destruya la corteza: uno constructivo en las dorsales, otro destructivo en las zonas de subducción, donde las placas se sumergen por debajo de los continentes, y otro borde pasivo en
los contactos de las placas contiguas. La teoría del punto caliente explica el relieve dentro de cada placa; de esta forma
la actividad volcánica en ella, en cualquier zona alejada de
sus bordes, tiene como justificación el ascenso de una pluma
térmica que, atravesando parte o la totalidad del manto y la
litosfera, emerge en superficie formando islas, archipiélagos
o relieves volcánicos dentro de los continentes.
Con estas tres teorías que forman la Tectónica Global se
explica la dinámica y la morfología terrestre. No obstante, a
medida que se ha ido profundizando en el conocimiento de
cada una de estas dos últimas teorías, la tectónica de placas
y el punto caliente, se han ido encontrando objeciones que cada vez cuesta más ir acomodando a las teorías vigentes. Así,
en el caso de la tectónica de placas y cuando se ha querido
explicar las causas del movimiento de las placas, han surgido
dos posibles mecanismos: la teoría gravitacional, en la que la
porción de placa que subduce sumergiéndose en el manto, al
descender, arrastra al resto de la placa en superficie; y la con-
vectiva, en la que el movimiento está provocado por una corriente ascendente que, al llegar a las dorsales, se ramifica en
dos horizontales que arrastran a la placa superficial y al descender provocan su hundimiento o subducción (ver figura 1).
Cada uno de estos mecanismos, considerados como excluyentes, plantea serias objeciones: el gravitacional, si bien
explicaría el movimiento de las placas del Pacífico, donde hay
una dorsal y una zona de subducción, no podría explicar el
movimiento de las placas americanas, donde sí hay dorsal,
pero en cambio no hay subducción; por lo que no hay porción de placa que al descender arrastre al resto. De todas formas, la hipótesis gravitacional implica que un trozo de la placa, al subducir, tira del resto, y eso supone que la placa está
sometida a un esfuerzo de tracción, y resulta comprobable
que este tipo de tensiones no los soporta la corteza si no es
partiéndose, con lo que deja de transmitirse el esfuerzo. La hipótesis convectiva también plantea otras incertidumbres: la
primera y quizás la más importante es que hasta la fecha nadie ha conseguido demostrar matemáticamente que la circulación del fluido, debido a las corrientes de convección, logre
trasladar la corteza que flota por encima y que incluso la sumerja en las zonas de subducción. Además las zonas de fractura, en algunos lugares, como en las dorsales del Atlántico
Norte, Pacífico Sur y Central, presentan fallas transformantes
(bordes pasivos) que desplazan la dorsal en cientos o incluso
mil kilómetros. Estos desplazamientos son totalmente bruscos,
la dorsal se interrumpe de forma súbita para aparecer de nuevo a una cierta distancia. Las corrientes convectivas deberían
presentar asimismo estas interrupciones y desplazamientos en
el manto, cosa totalmente contradictoria con la imagen de una
cortina continua y ascendente que propugna la teoría de la
célula convectiva. Existen más contradicciones para cada una
de estas hipótesis de movimiento. La gravitacional debería
guardar una relación entre el tamaño de la porción que subI.T. N.o 74. 2006
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duce y la velocidad de traslación del resto de la placa; la convectiva se complica ante dorsales que se bifurcan, como la del
océano Índico, necesitando entonces de una cortina ascendente triple para así mantener las tres dorsales.
Si en vez de considerar las dos hipótesis de movimiento de
forma excluyente las consideramos como mecanismos que
pueden actuar a la vez, algo se arregla, pero no todo. Una
objeción la tendríamos en el Pacífico: considerando las longitudes de los bordes destructivos y constructivos, se debería obtener que las zonas de subducción a ambos lados de la dorsal deben coincidir en longitud entre sí y con la dorsal. Ello es
obligado de forma general, aunque de forma local se admitan
subducciones que se aparten ligeramente de esta norma. Las
longitudes de la dorsal y de la línea de subducción del Pacífico oriental (más concretamente por encima del paralelo 10° S)
coinciden someramente. No así entre la dorsal y el Pacífico occidental, donde el borde destructivo cuadruplica en longitud al
constructivo. Para que el mecanismo funcione, esto es, que lo
que se crea a lo largo de uno se destruya a lo largo de cuatro, es necesario que por el camino se añadan tres; por tanto,
debería haber una dorsal que agrandara la placa del Pacífico Norte; como no existe, llegamos a una total contradicción.
La teoría del punto caliente no está exenta tampoco de objeciones. Si bien es una teoría que explica satisfactoriamente
la formación de cordilleras submarinas y archipiélagos como
el de Hawaii, no satisface otros datos geológicos de archipiélagos situados relativamente próximos, como son los de las islas Cook del Sur, o en otros océanos, como es el caso de Madeira y Canarias en el Atlántico Norte. En el Atlántico Sur el
volcanismo oceánico y continental del Camerún también escapa a esta explicación. Hace algunos años y con idea de evitar estas incongruencias se adoptó una variante de esta teoría que se llamó la fractura propagante. Mejoró en algunas
cosas pero no consiguió explicar los grandes problemas de
secuencias volcánicas en los archipiélagos oceánicos como
los que se han gestado en la formación de las islas Canarias.
Pero las objeciones a la tectónica de placas y al punto caliente no solo se localizan en nuestro planeta, en el resto de los
planetas y satélites que nos acompañan en este Sistema Solar
las divergencias son más acusadas. En aquellos que presentan una masa sólida, como son los llamados terrestres: Mercurio, Venus y Marte, no se observan ni dorsales, ni placas, ni
tan siquiera actividad, no tienen dinámica planetaria. Sin embargo, las corrientes convectivas dentro del manto de estos
planetas deberían ser igual de activas que en la Tierra, sobre
todo en Venus, planeta muy similar al nuestro en diámetro y
densidad. Esto conduce a que estas teorías y el planeta Tierra
presentan una relación biunívoca singular; se trata entonces
de una teoría de ámbito únicamente terrestre, y la Historia nos
puede enseñar cuán equivocada es esa restricción.
En definitiva, la Tectónica Global explica los grandes rasgos de la morfología de este planeta; no obstante, a medida
que el conocimiento de la geología y el relieve submarino aumenta, las teorías del punto caliente y la tectónica de placas
se muestran insuficientes. Algo falta para llegar a encajar las
piezas del rompecabezas.
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¿Qué es lo que falta por considerar? La respuesta aparece al incorporar la Oceanografía y la Hidráulica a las ciencias que estudian este planeta y que hasta ahora era solo el
ámbito de la Geología y la Geofísica, olvidando con ello que
el 70 % del planeta está sumergido bajo 3.700 metros de
agua que se mueve sin cesar. Como muchas veces ha sucedido, no se ha considerado algo que está tan a la vista que hasta ahora ha pasado inadvertido: el agua de los océanos, al
circular por el fondo lo está erosionando. Si añadimos este
nuevo dato de la erosión oceánica a la Tectónica Global obtenemos una nueva teoría, la Hidrotectónica, donde se asume
la anterior y se logra explicar todas aquellas cosas que su
predecesora no explicaba, o necesitaba de una complicación
excesiva que empañaba esa primera virtud de la simplicidad
que tuvo esta teoría en sus momentos iniciales: simplex veri sigillum (la señal de la verdad está en la sencillez).
La clave de la Hidrotectónica está en la erosión oceánica;
admitido este concepto, el resto solo es la explicación de los
mecanismos, más o menos complicados, que usa la Tierra para generar su dinámica o actividad tectónica. Existen varios
argumentos que pueden demostrar la existencia de ese proceso erosivo y veremos que la sedimentación oceánica es su
consecuencia ineludible. De todos ellos, el que más directamente nos afecta a los ingenieros es el que se deduce de aplicar estrictamente la hidráulica. Gracias a la Oceanografía sabemos que el agua de los océanos se mueve en un ciclo convectivo impulsada por el gradiente térmico y la rotación de la
Tierra. En general este movimiento, condicionado por los taludes de los continentes, está formado por corrientes superficiales que se dirigen desde el ecuador hacia los polos; allí,
enfriada el agua y con el aporte de sal de la banquisa polar,
se hunde, iniciando las corrientes profundas que desde ambos
polos se encaminan hacia el ecuador, donde ascienden para
completar el ciclo. Las corriente superficiales son importantes
al ser las causantes de buena parte del clima terrestre, pero
ahora y para comprender la dinámica de la Tierra debemos
quedarnos con las corrientes profundas, aquellas que discurren por los fondos de los océanos. La hidráulica nos dice que
siempre que una corriente de agua circula por un cauce provoca una erosión, un transporte y una sedimentación. Los tres
factores están tan relacionados que cuando el agua erosiona
el cauce aumenta el transporte y anula la sedimentación; y al
contrario, cuando sedimenta sobre el cauce disminuye el
transporte y se anula la erosión. Solo por el mero hecho de
considerar la existencia de estas corrientes profundas que discurren por el fondo del océano, sean cuales sean sus velocidades, estamos obligados a asumir la erosión oceánica como
una consecuencia ineludible de la interacción agua-fondo.
Aceptar que las corrientes profundas del océano erosionan el cauce por el que circulan es asumir una auténtica novedad en las teorías geológicas y por tanto constituye una
revolución científica. Nunca hasta ahora se ha había pensado que el agua del mar podía erosionar su fondo; quizás la
razón estriba en esa ya tan señalada, como inexplicable,
ausencia de expertos en hidráulica en las teorías geológicas;
sí, en cambio, se había estudiado la sedimentación en los
océanos, buenos ejemplos de ello son la teoría ilustrada del
neptunismo o la terriblemente complicada del geosinclinal,
pero en todos los casos los sedimentos que se consideraban
eran únicamente los pertenecientes a la erosión fluvial de los
continentes y que los ríos vierten al mar. En cuanto a la erosión oceánica, el único aspecto que se ha considerado hasta ahora han sido las corrientes de turbiditas, asociadas a
los taludes continentales, a las desembocaduras de los ríos y
formadas por flujos ocasionales compuestos por partículas
en suspensión. En comparación a la erosión oceánica a la
que nos referimos, las turbiditas no llegan a ser ni tan siquiera la punta del iceberg de los procesos erosivos que se
están gestando en el océano.
Por otra parte, si aceptamos la existencia de la erosión
oceánica deberíamos considerar que la capacidad de transporte del agua de los océanos se incremente con el tiempo
debido a la aportación de las sustancias diluidas con la erosión; sin embargo esta capacidad de carga, el contenido en
sales que lleva disuelto el agua de los océanos, permanece
constante. La salinidad de los océanos, ligeramente variable
de un océano a otro o entre mares diferentes, permanece a
grandes rasgos asombrosamente constante. Así fue demostrado por Osmond Fisher a mitad del siglo XIX cuando analizó la composición de los fósiles marinos desde el Silúrico hasta el momento actual. Estudios realizados por el equipo de
Ramón Margalef, en la década de los ochenta, amplían esta
constancia a los últimos 2.000 millones de años. Entonces…
si la erosión es continua y la cantidad de sales que tiene el
agua de los océanos es constante… esto nos conduce inevitablemente a que todo lo que se erosiona se sedimenta: la tasa de sedimentación oceánica es entonces igual a la tasa de
erosión continental más la tasa de erosión oceánica, siendo
esta última de proporciones mucho mayores que la primera.
Existen además factores que pueden aumentar la capacidad erosiva de las corrientes profundas del océano. Una de
estas causas es la variación de la velocidad, que puede aumentar en varios órdenes de magnitud en aquellas zonas del
fondo donde toda una corriente profunda se vea obligada a
pasar por un estrecho. Es el caso del estrecho de Dinamarca,
donde a finales de los años ochenta Whitehouse midió con
corrientímetros velocidades de al menos 1,2 m/s. Más recientemente, en octubre de 2004, nosotros mismos hemos llegado a medir 2,4 m/s, con medidores doppler suspendidos
desde el buque oceanográfico Vizconde de Eza, en el fondo
del estrecho de Gibraltar, a la profundidad de 300 metros, en
el umbral submarino de Camarinal. Estas velocidades están
esculpiendo el fondo submarino con su erosión; fruto de su
acción es la morfología que presenta, donde se observa una
acción erosiva lenta y constante que podríamos denominar
química y otra, también muy visible, más brusca y esporádica, denominada física, formada por derrumbes y deslizamientos de ladera (ver figura 2).
Pero hay otro efecto que provoca un aumento aún más espectacular de la erosión de los fondos oceánicos. Es sabido
que la mayor parte del vulcanismo se produce bajo los océanos y concretamente a lo largo de la dorsal; este proceso
Fig. 2. Fondo del estrecho de Gibraltar desde el Atlántico hacia el Mediterráneo.
Se aprecia la elevación en el Umbral de Camarinal. Todo el relieve submarino es
consecuencia de los procesos de levantamiento a que está sometida esa zona
de choque entre dos placas, modelado todo por un proceso erosivo debido a las
velocidades de la corriente profunda de salida de las aguas del Mediterráneo.
además de emitir productos sólidos también aporta gases y
calor en proporciones muy elevadas. Sabemos que el aumento de la temperatura provoca un aumento de la capacidad erosiva de las corrientes profundas, pero los gases también colaboran y en un orden de magnitud similar o incluso
mayor. Los gases más comunes que arroja un volcán, emergido o sumergido, son principalmente dióxido de carbono,
cloruros y sulfuros. Al diluirse estos gases en el agua provocan la formación de ácidos carbónicos, clorhídricos y sulfúricos que rebajan el pH del agua tornándola agresiva. Esta
agresión genera un ataque a los materiales que forman el
fondo de los océanos, eminentemente volcánicos, entre los
que abunda el sodio, dando lugar a sales como el cloruro sódico, del que hasta ahora se desconocía su procedencia, creyéndose que todo el que hay en el mar procedía de la disolución de sal común por los ríos continentales. Con lo expuesto se contesta al fin a una de las preguntas más antiguas
del hombre y que hasta hoy seguía sin una respuesta válida:
¿Por qué el agua del mar es salada?
Hasta aquí se ha expuesto la existencia de la erosión oceánica, y por consiguiente la sedimentación que lleva aparejada, como una deducción lógica al considerar la Hidráulica
como aquella ciencia que debe regir en la interpretación de
la interacción agua-fondo. Pero no es el único argumento que
demuestra la existencia de ese proceso erosivo, hay otros
más. Entre ellos podemos citar la distribución de los sedimentos a lo largo de los océanos y la morfología de su fondo.
Tal y como se ha expuesto en párrafos anteriores, las teorías geológicas actuales, e incluso las anteriores, no consideran que el agua de los océanos erosione su fondo. Por esta
razón, estas teorías actuales dicen que la sedimentación en
los océanos procede únicamente de los materiales que arrojan al mar todos los ríos del mundo y que se reparten uniformemente por todo el fondo. De acuerdo con la tasa de denudación continental calculada, el aporte de sedimentos al fondo del mar es homogéneo y ha sido cuantificada por diversos autores en cinco milímetros cada 1.000 años. Según este
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dato y esta hipótesis, como el fondo más antiguo pertenece al
Jurásico, la costa atlántica de Estados Unidos, y tiene una antigüedad de 200 millones de años, la mayor potencia de sedimentos en el fondo de los océanos no debería ser nunca superior a los 1.000 metros.
Sin embargo los datos reales no concuerdan con estos cálculos. Se han realizado diversas campañas de sondeos geofísicos y mecánicos para determinar la potencia de sedimentos en el océano (Proyectos JOIDES y DSDP), obteniéndose espesores que superan los 10 kilómetros en la costa oriental de
los EE UU. También se ha llegado a representar la distribución
de sedimentos, viéndose claramente que no es homogénea,
hasta el punto de que V. Beloussov llegó a decir que el reparto era totalmente aleatorio aunque, tal y como señaló Seiya
Uyeda, parecía haber una cierta acumulación en el Ecuador.
Estas conclusiones invalidan la hipótesis de que los sedimentos que hay en el fondo de los océanos tengan un origen
continental y, en cambio, demuestran la existencia de la erosión oceánica. En primer lugar la acumulación en el Ecuador
es una consecuencia obligada de la circulación convectiva de
las corrientes oceánicas profundas, que al llegar a estas zonas ecuatoriales ascienden, aligerando peso y por tanto precipitando sus sales, para formar las corrientes superficiales
que cerrarán el ciclo. En segundo lugar, para un científico que
no sea experto en Hidráulica, y en algunos casos aun siéndolo, la distribución de sedimentos, no ya solo en el océano
sino incluso en un río, le puede parecer un proceso aleatorio.
Por último, el hecho de que se encuentren en diversas zonas
del océano potencias de sedimentos de más de 10 kilómetros
donde según la teoría solo debería haber uno, nos facilita el
orden de magnitud de la sedimentación debida a la erosión
oceánica (ver figura 3).
Existen más argumentos y razones que avalan la existencia de este proceso de erosión, transporte y sedimentación
oceánica. Entre ellos el ya citado de la morfología del fondo
del mar. Al igual que sucede en los continentes, el relieve que
presenta esta superficie submarina es el resultado de la erosión, las fracturas, los hundimientos y los levantamientos. Estos últimos son los protagonistas en zonas como la dorsal;
pero, igual que sucede en las cordilleras continentales, aunque se levanten, su morfología también es el resultado de la
erosión. No obstante hay otros lugares donde, aun habiendo
Fig. 3. Distribución de sedimentos en el fondo del océano Atlántico, entre la dorsal y el entronque con el talud submarino del continente americano. En gris oscuro se indica la distribución de sedimentos según las teorías actuales, en gris
más claro la distribución real obtenida mediante sondeos mecánicos y geofísicos.
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fracturas, el estrellato lo asume con toda justicia la erosión
oceánica: tal es el caso del fondo del océano Antártico al este del estrecho de Drake, donde el relieve reproduce de manera fidedigna, pero a una escala grandiosa, la rotura de
una presa de materiales sueltos (ver figura 4). O también, en
la misma proporción de escalas, la forma adoptada por el
fondo del Pacífico frente a las islas Salomón, donde una corriente oceánica profunda, canalizada por la fractura de
Clipperton desde América Central, choca contra el avance
de Australia. El resultado es la imagen de ese fondo con el
aspecto de cuernos de carnero, la forma típica que resulta
del choque de un fluido contra un obstáculo que se levanta
ortogonalmente a su dirección de circulación. En este caso
las líneas de corriente han excavado enormes valles cuyos
cauces están erosionando la corteza oceánica y por tanto
adelgazándola, provocando con ello el levantamiento isostático de sus laderas y haciendo que emerjan islas o archipiélagos. La envergadura del proceso es enorme: mientras que
la testuz se sitúa en esas islas Salomón, vanguardia del movimiento de Australia, las astas curvadas engloban por el sur
a las islas Fidji y por el norte a las Marshall (ver figura 5). En
cuanto a la morfología de la sedimentación, una de las más
espectaculares es la llanura abisal del Atlántico Sur en la
margen americana: un llano del tamaño de Europa donde,
como si fuera una fina lluvia permanente, están continuamente precipitando toneladas de sales, logrando, con su posterior compactación, que la corteza se hunda por isostasia
cada vez más en el manto.
Aquí radica la causa de los movimientos verticales en las
placas oceánicas: la erosión corta y levanta mientras que la
sedimentación acumula y hunde la corteza oceánica. Esta es
la causa que explica la dinámica terrestre pero también la de
todos los demás planetas y satélites que nos acompañan en el
largo deambular por el universo. Cualquier teoría que explique la dinámica de la Tierra no puede ni debe abarcar solo
a nuestro planeta, debe tener una amplitud de miras mucho
mayor y convertirse en una teoría de la dinámica planetaria,
y así, deberá explicar la ausencia de actividad tectónica en la
Luna, Mercurio, Marte y Venus y, sin embargo, justificar la dinámica desenfrenada y espectacular de Io, satélite de Júpiter
y del tamaño de nuestra Luna, y también la de Europa, Ganímedes, Calixto y Titán.
Volviendo a la Tierra y dejando para más tarde los problemas espaciales, conocer la causa de los movimientos verticales de la corteza oceánica es saber por qué surgen las islas, por qué se transforman en archipiélagos (ver figura 6) y
cuál es el proceso de partición de un continente. Los ascensos
y hundimientos que se están gestando en el fondo del mar explican estas tres transformaciones que genera la dinámica
planetaria. Pero no todo acaba aquí, quedan otras muchas
cosas, tan importantes como averiguar cuáles son las fuerzas
que consiguen levantar las cordilleras continentales: ¿cuál es
la fuerza que empuja a los continentes?, ¿por qué de forma
reiterada los continentes se empeñan en reunirse formando
pangeas?, ¿qué efectos orogénicos provoca en la corteza
continental y oceánica la traslación de los continentes?...
Fig. 4. Conexión del Pacífico con el Atlántico a través del estrecho de Drake. El relieve del fondo y la curvatura de los continentes americano y antártico
reprodcen la rotura de una presa de materiales sueltos. Esta morfología es sin duda hidráulica y es el resultado de la acción erosiva
de las corrientes profundas que circunvalan la Antártida sobre el fondo por el que discurren.
Fig. 5. Erosión oceánica en forma de cuernos de carnero. Desde la dorsal de Tehuantepec en la costa occidental de México, esquina superior derecha, discurre
una corriente profunda que se dirige hacia el oeste canalizada por la fractura de Clipperton. Tras atravesar las islas Christmas, las Fénix y las Ellice, choca contra
el talud de las islas Salomón y se abre en dos gigantescas astas curvadas que alcanzan a las islas Carolinas por el norte y a las Fidji por el sur.
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Fig. 6. Proceso de formación de una isla. La continua acumulación de sedimentos en una cierta zona del fondo del océano provoca el progresivo hundimiento de la corteza oceánica en el centro y el levantamiento en los bordes o extremos de la zona deformada. En estas zonas levantadas se producen tracciones en la cara superior
de la corteza que generan la aparición de grietas en las que se introduce el agua. El progresivo hundimiento hace que aumente la presión sobre el manto haciendo que
el magma emigre hacia las zonas exteriores, donde se acumula produciendo el levantamiento de bloques de corteza y posteriormente la aparición de vulcanismo.
Por motivos de espacio me debo restringir a una pregunta y la escogida es sin duda la de detallar cuál es la fuerza
que consigue desplazar a los continentes. La elección obedece a varios motivos: con esa respuesta se explica el mecanismo por el que los movimientos verticales se transforman en
empujes horizontales, también llamados tangenciales; ese
mecanismo es el que hubieran necesitado saber los partidarios del geosinclinal para no tener que abandonar su teoría
cuando surgió la expansión del fondo de los océanos; también porque por primera vez en la historia de las teorías de
la dinámica planetaria se puede demostrar matemáticamente
que esa fuerza que se expondrá es capaz de trasladar a un
continente; y también como justo y merecido homenaje a Alfred Wegener, puesto que esa fuerza fue la que buscó durante los últimos 18 años de su vida, y al final, yendo tras ella,
encontró la muerte en Groenlandia.
¿Cuál es esa fuerza que empuja a los continentes hasta lograr su desplazamiento? Para averiguarlo solo hay que mirar
con detenimiento el fondo del mar, a popa de los continentes
que se están trasladando, al lado contrario al de avance. Fijemos nuestra atención en América como ejemplo de continente que se traslada, concretamente en este caso hacia el
Pacífico, y de acuerdo con lo que acabamos de decir observemos detenidamente el lado contrario, el fondo del Atlántico (ver figura 7). En él se puede observar que a lo largo de
toda la dorsal el fondo presenta una menor profundidad, alrededor de dos mil metros; en cambio, en ambas márgenes,
cerca de donde acaban los taludes continentales y en concreto el americano, el fondo se encuentra a una profundidad de
unos cinco mil metros; pero además, allí aparece una llanura
abisal donde se han medido espesores de sedimentos que oscilan entre 10 y 15 kilómetros que se sitúan encima de la corteza oceánica (ver figura 8).
De acuerdo con este esquema descrito, la corteza oceánica en el Atlántico se encuentra, en la zona de contacto con el
continente americano, hundida entre 15 y 20 kilómetros de
profundidad respecto al nivel del mar (5 de agua y entre 10
y 15 de sedimentos); en la dorsal atlántica esa misma corteza
está levantada y a tan solo dos kilómetros de la superficie.
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Así, podemos decir que la corteza oceánica está inclinada hacia el continente formando un cierto ángulo de basculamiento (α). Esta disposición de la corteza oceánica, basculada sobre el continente americano, va a generar que una parte de
su peso se transmita a la corteza continental, originando una
fuerza que tiende a desplazar al continente en dirección contraria al lugar de donde proviene el esfuerzo. El valor de esta fuerza de empuje es el peso de la corteza oceánica multiplicado por el seno del ángulo de basculamiento: F = P·sen α.
La cuestión que surge de forma inmediata es si esta fuerza
es suficiente para provocar el desplazamiento de América del
Norte hacia el Pacífico. Para averiguarlo usaremos una ciencia
que comenzó Galileo y la concluyó Newton: es el desplazamiento de un bloque, apoyado en una superficie con rozamiento y empujado por una fuerza constante. El bloque a desplazar es el continente americano; concretamente vamos a
quedarnos con una sección continental de ancho unidad, según un paralelo que pasa por el norte de Florida, que tiene la
virtud de tener una longitud de unos 3.000 kilómetros, igual a
la distancia que hay entre la costa atlántica y la dorsal (escoger esta sección en concreto no tiene más objeto que eliminar
factores en la división que luego efectuaremos). El siguiente paso es definir el espesor de la sección que se mueve; en nuestro
ejemplo sería la altura del bloque. Según la tectónica de placas este espesor es el de la totalidad de la litosfera, que equivale a unos 100 kilómetros, tanto si la placa abarca corteza
continental como oceánica. En nuestra hipótesis, y como veremos después, este sería el caso más favorable; existe un espesor inferior que va a generar un caso más desfavorable que es
el que debemos comprobar: éste surge al considerar como altura del bloque los últimos 15 kilómetros de corteza continental, allí donde el predominio es el de los materiales graníticos
y donde por presiones y temperatura, según demostró Peter
Molnar en 1988, existe una superficie de despegue que permite que la parte de sección continental que se sitúa por encima se desplace con un rozamiento muy bajo debido a la fusión
parcial del cuarzo y del feldespato. Tenemos entonces el bloque
a desplazar que es una sección del continente americano de
3.000 kilómetros de longitud y un espesor de 15 kilómetros.
Fig. 7. Morfología del fondo del océano Atlántico. En el centro la zona de levantamiento de la corteza oceánica, coronada por la dorsal. Su morfología es el resultado, como sucede en todas las cordilleras, de la acción conjunta de los levantamientos, las fracturas y la erosión hidráulica canalizada en estas últimas. A ambos
lados, y en el entronque con los taludes continentales, la corteza se encuentra hundida, en algunos lugares bajo el peso de miles de metros de sedimentos.
Fig. 8. Perfiles de los taludes submarinos de América del Norte. En ellos puede observarse el proceso de hundimiento
al que están sometidos la corteza oceánica y el propio talud continental por la acumulación de miles de metros de sedimentos compactados.
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La fuerza que empuja es el peso de corteza oceánica que
se sitúa entre el borde del talud submarino de América del
Norte hasta la dorsal mesoatlántica, multiplicado por el seno
del ángulo de basculamiento. Al igual que sucede en el párrafo anterior, el caso más desfavorable surge al considerar
que el espesor de corteza oceánica que empuja es el menor
posible, y éste corresponde al contacto entre corteza oceánica y manto, es la discontinuidad de moho y se sitúa entre cinco y siete kilómetros de profundidad por debajo del fondo del
océano allí donde no hay sedimentos. Esta superficie de deslizamiento permite el desplazamiento con ángulos de fricción
muy bajos. El ángulo de basculamiento se obtiene de la inclinación de la corteza oceánica, que para el ejemplo escogido,
paralelo que pasa por el norte de Florida, es igual a:
a = arc tang {(15-2)/3.000} => a = 0,25° => sena = 4,3 ·10-3
Tenemos por tanto que la fuerza que empuja al continente es algo más de cuatro milésimas del peso de una rebanada de corteza oceánica de 3.000 kilómetros de longitud y
cinco kilómetros de espesor.
Queda por definir el coeficiente de rozamiento entre esos
15 kilómetros de corteza continental flotando sobre ese mismo material pero en un estado, definido por los geofísicos, de
fusión incipiente (fase en la que conviven partes sólidas y líquidas, similar a un vaso conteniendo hielo y agua según la
acertada imagen de F. Anguita).
Para averiguar este coeficiente volvemos a la Historia, y
más concretamente a la década de los años veinte del siglo
pasado, cuando Wegener intentaba demostrar que era la fuerza centrífuga, procedente de la rotación de la Tierra, la que
empujaba a los continentes. Esta hipótesis surgió en la mente
del alemán debido a que llegó a la conclusión de que los continentes emigraban desde posiciones situadas próximas a los
polos hacia el Ecuador; por esta razón, y aun sin haber encontrado la fuerza que tanto buscó, la bautizó con el nombre
de “Polhflucht” (fuga polar). En la última edición de su libro: El
origen de los continentes y de los océanos, y debido a los cálculos de Epstein, Lambert, Schweydar y sobre todo Wavre y
Bersier, que daban como coeficiente de rozamiento el valor de
una millonésima, tuvo que abandonar esta hipótesis, y lo hizo
diciendo que ese valor, expresado como cociente entre la fuerza que empuja y el peso del continente, si bien era capaz de
“... desplazar los bloques continentales a través del Sima, es
insuficiente para producir las grandes cadenas plegadas de
montañas que se originan en conexión con la fuga polar de los
continentes”. Esto quería decir que el valor de una millonésima
era el umbral del inicio del movimiento, el valor que estudiaba
Galileo con su sistema de rampas. Al igual que le sucedía al
pisano y a diferencia de Newton, a nosotros nos interesan los
momentos estrictos del inicio del movimiento, justo cuando el
empuje supera el valor de las fuerzas de rozamiento.
Este es el dato que necesitamos para nuestro cálculo, el
umbral de inicio, que equivale a decir que un bloque continental de un millón de toneladas, flotando sobre su mismo material en fusión incipiente, comenzaría a trasladarse si lo em32
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pujáramos constante y horizontalmente con una fuerza de una
tonelada. En principio puede parecer un coeficiente de rozamiento muy bajo y más para los ingenieros, que estamos
acostumbrados a usar en geotecnia y para el estudio de estabilidad de laderas valores mucho más altos. Pero también es
cierto que en el caso de los desplazamientos continentales, éstos están flotando sobre la superficie de deslizamiento y a más
de 1.000 °C de temperatura. Quizás fuéramos capaces de
asimilar mejor ese valor de una millonésima si nos imagináramos que el continente es una barca de quilla plana a la que
empujamos transversalmente.
Con todo lo expuesto estamos en condiciones de concluir
con la demostración matemática. Una vez calculados los pesos de la rebanada de la corteza oceánica que empuja y de
la correspondiente de continente que desliza, siempre en ese
paralelo de Florida, obtenemos que el cociente entre la fuerza
empujante y el peso del bloque a desplazar es de 1,7 · 10-4.
Este valor es mil setecientas veces superior al de una millonésima, definido como umbral de inicio del movimiento. Tenemos entonces que el basculamiento de la corteza oceánica del
Atlántico Norte sobre el continente americano proporciona
una fuerza más de mil veces superior a la necesaria para producir el desplazamiento (ver figura 9).
En todo el cálculo realizado y de forma premeditada se
ha pospuesto el rigor científico en aras de una mayor claridad, tal y como creo que demanda el foro donde ahora se
expone esta demostración. Pero esto no debe inducir a error,
la exposición se ha hecho con todo rigor y, por primera vez
en una teoría de la dinámica terrestre, se ha demostrado matemáticamente que el mecanismo de empuje propuesto es capaz de desplazar a los continentes. Ahora, y como ya se
anunció, momento es para convertir lo particular en general.
Si el cálculo lo quisiéramos hacer para los espesores de
placa que propugna la Tectónica Global, tendríamos que aumentar el espesor de la corteza oceánica de cinco a 100 kilómetros y el bloque continental de 15 a 100, por lo que el
resultado se vería multiplicado por tres, luego se desplazaría
con mayor motivo.
Con esa misma premisa de no complicar la exposición se
ha prescindido de dos fuerzas que colaboran en el movimiento. La primera es el peso de 10 ó 15 kilómetros de sedimentos saturados y compactados que se apoyan sobre el talud
continental y que empujan al continente en la misma dirección
que la corteza oceánica basculada. La otra fuerza, más pequeña que la anterior, es la presión hidrostática de los cinco
kilómetros de agua sobre ese mismo talud submarino del continente. Si se tienen en cuenta ambas fuerzas el coeficiente aumenta pero mantiene los órdenes de magnitud determinados.
La demostración está hecha para la sección de EE UU, escogida por ser la que tiene más datos gracias a los perfiles
con sondeos mecánicos y geofísicos. Quizás sea ésta una de
valor intermedio en lo que respecta a la anchura del continente americano pero es una de las más grandes en cuanto
a corteza oceánica. Si hiciéramos este mismo cálculo para
paralelos más altos encontraríamos más longitud de continente y menor de corteza oceánica; en principio parecerían
Fig. 9. Desplazamiento del continente americano según la Hidrotectónica. La fuerza que empuja a los continentes, la “Polhflucht” que tanto buscó Wegener, es la consecuencia del basculamiento de la corteza oceánica, al estar levantada en la dorsal y hundida en el entronque con el continente. La inclinación provoca que parte del
peso de la corteza oceánica se transmita al continente. Calculada esta fuerza, para el caso de la figura resulta ser 1.700 veces superior al coeficiente de rozamiento
calculado para la superficie de deslizamiento de Molnar. Por tanto, esta fuerza empuja al continente con un valor mil veces superior al estricto para iniciar el movimiento.
Fig. 10. Proceso de apertura de un continente. Perfil del mar Rojo donde se observa la posición de la corteza oceánica, que se encuentra levantada en la dorsal,
a 1,5 kilómetros de profundidad, y hundida en los contactos con los taludes continentales submarinos de África y Asia bajo el peso de cinco kilómetros de sedimentos. El ángulo de basculamiento resultante es de 2°, diez veces mayor que el mismo calculado para América a la altura de Florida. El empuje provocado por
la corteza oceánica con este ángulo de basculamiento es 500 veces superior al coeficiente de rozamiento.
casos más desfavorables pero no es así si nos fijamos en que
el ángulo de basculamiento aumenta en mayor proporción y
con él aún más el valor del seno. Con un aumento muy pequeño de α se compensan disminuciones muy grandes de la
longitud de la corteza oceánica.
Esto mismo sucede en las zonas donde se está produciendo un proceso de corte de un continente, como es el caso del
mar de Cortés en el golfo de California y el mar Rojo en el
golfo de Adén. En ambos mares existe una gran cantidad de
sedimentos, que incluso llegan a dar el nombre en el caso
africano. Ninguno de ellos tiene un río que les aporte esa in-
gente cantidad de sedimentos, puesto que el río Colorado
apenas tiene agua que llegue a su desembocadura e incluso
tiene a la presa Hoover como punto de retención de toda su
erosión a la salida del Gran Cañón. En el fondo de ambos
mares existe una dorsal levantada en el centro y que recorre
longitudinalmente el golfo, mientras que en ambas márgenes,
donde el fondo contacta con los taludes continentales, la corteza oceánica está hundida bajo cinco kilómetros de sedimentos. En el caso del mar Rojo el basculamiento de la corteza oceánica es de 2°, diez veces superior al obtenido para
el caso del Atlántico y a la altura de Florida (ver figura 10).
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Fig. 11. En rojo se señalan los terrenos continentales que tienen una antigüedad inferior a los 200 millones de años.
En todos los casos, éstos se sitúan en la proa del avance de los continentes y se han creado durante el tiempo
en que los continentes se están desplazando después de la última Pangea.
Fig. 12. Desplazamiento de los continentes según la Hidrotectónica. Perfiles a proa y a popa de un continente que se desplaza.
A proa del movimiento, lado izquierdo, se caracteriza por la compresión que se genera en la corteza oceánica. En el lado a popa del movimiento,
la característica principal es el proceso de hundimiento de la corteza oceánica ante la acumulación y compactación de sedimentos.
En cuanto al desplazamiento de las masas continentales,
cabe mencionar que cuando un continente avanza lo hace
venciendo la resistencia que opone la corteza oceánica situada a proa del movimiento. En esta oposición el continente consume una parte importante de la fuerza de empuje, que se emplea en generar las cordilleras que ya Wegener intuyó que estaban asociadas al desplazamiento de los continentes, y en deformar, adosar y hundir a dicha corteza oceánica. Las cordilleras que se gestan con el desplazamiento de los continentes
las podemos observar elevándose en una franja paralela a la
costa y perpendicular al desplazamiento para el caso de continentes que avanzan sobre océanos, como es el caso de América con los Andes y las Rocosas, en el que a medida que
avanza va aumentando por obducción la superficie continen34
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tal (ver figuras 11 y 12). En el caso de masas continentales que
se empotran en otras, como Europa y la India lo hacen en África y Asia respectivamente, las cordilleras también se levantan
pero con direcciones y plegamientos más complejos.
Hemos visto que la Polhflucht que tanto buscó Wegener nace como consecuencia de la inclinación que presenta la corteza oceánica, generada a su vez por el hundimiento en las llanuras abisales al concentrarse allí la sedimentación oceánica.
Este proceso de precipitación se concentra en zonas determinadas gracias a las corrientes oceánicas profundas, cuya trayectoria está causada y mantenida por el gradiente térmico y
la rotación de la Tierra. De nuevo hay que darle la razón a
Wegener y a su fina intuición, la rotación es una condición necesaria para que se produzca la dinámica en un planeta o sa-
Fig. 13. La corteza oceánica a popa del movimiento, lado derecho de la figura, está basculada, hundida en el entronque con el talud continental
y levantada en la dorsal. Esta inclinación provoca que una parte del peso de la corteza oceánica empuje al continente mediante una fuerza horizontal
y un momento que levanta la proa y hunde la popa. De esta forma el continente avanza como si fuera un barco, a la vez que va obduciendo
y subduciendo la corteza oceánica que se encuentra por delante de su desplazamiento.
télite, pero no es bastante, la condición suficiente es que el astro tenga una capa externa compuesta por un fluido que tenga una capacidad de transporte capaz de acumular los efectos erosivos y sedimentarios sobre la corteza y así generar los
movimientos verticales de ascenso o de hundimiento. Aquí radica la causa de la ausencia de dinámica en la Luna, Mercurio, Venus y Marte. Ninguno de ellos tiene esa capa externa
formada por un fluido con capacidad de transporte suficiente,
incluso alguno de ellos no tiene tampoco rotación, como la Luna, o es muy pequeña, como le sucede a Venus, que tiene el
día tan largo como el año. En cambio, los llamados con justicia satélites galileanos de Júpiter, Io, Europa, Ganímedes y
Calixto e incluso Titán, el satélite de Saturno, presentan rasgos
inconfundibles de actividad tectónica. En algunos casos es indudable, como es el caso de Io, donde se han observado
erupciones volcánicas lanzando penachos de materia fundida
a centenares de kilómetros de altura; en otros, como los restantes satélites mencionados, se deduce su actividad por la ausencia o escasez de impactos de meteoritos en su superficie,
que obliga a pensar en un proceso de renovación de la corteza externa, que en algunos casos está constituida por hielo y
de varios kilómetros de espesor. En todos los casos existen evidencias de océanos, formados por compuestos de azufre como en Io o de agua o metano para los restantes y en la zona
de contacto entre el hielo y la parte rocosa del planeta.
Pero la Hidrotectónica no solo mira hacia el futuro y al espacio, convirtiéndose con ello en la primera teoría de dinámica planetaria, también justifica algunas de las teorías geológicas pasadas dándoles la razón a muchos que la perdieron. Tal es el caso de los neptunistas, vulcanistas y plutonistas,
enfrentados en polémicas para hacer prevalecer que sus respectivas causas eran únicas, cuando ahora, y gracias a la Hidrotectónica, sabemos que en verdad había una sola causa
que se manifestaba en las tres. O cuando los fijistas exigían
a los movilistas que definieran la fuerza que empujaba a los
continentes sin saber, ni unos ni otros, que por irónico que parezca, ese empuje estaba bajo los sedimentos, inmerso en la
propia teoría del geosinclinal que los fijistas esgrimían como
arma contra los movilistas (ver figura 13). En cuanto a la Tectónica Global, solo le falta considerar la existencia de la erosión oceánica para que vuelva a ser esa teoría sencilla que
inicialmente explicaba los hechos y no la cada vez más complicada que surge de ir acomodando soluciones particulares
para hechos concretos. Asimilando ese concepto de la erosión oceánica se explican todas las cuestiones que actualmente no tienen respuesta en este y en los demás planetas y
satélites del Sistema Solar.
Por último, la Hidrotectónica también nos da la clave para apreciar el mérito del milesio en su justa medida. El primer
sabio de Grecia no solo llegó a pensar que había un principio, una causa, un motor… sino que además acertó: al agua
solo hay que darle tiempo y movimiento, lo demás, por increíble que parezca, lo hace sola.
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Carlos Soler Liceras
Ingeniero de Caminos, Canales y Puertos
Especialidad: Hidráulica y Energética
Dirección General de Aguas del Gobierno Autónomo de Canarias
Bibliografía
– Soler Liceras, Carlos, El Agua y la Tierra (la Hidrotectónica), Madrid, Colegio de
Ingenieros de Caminos, Canales y Puertos, Colección Ciencias, Humanidades e
Ingeniería, Nº 71, 2005.
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