| IV. Evolución: el cambio constante de los seres vivos | Página de título | VI. Los mares, los registros esenciales de la historia de la Tierra |
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En este capítulo estudiaremos las características más importantes de la superficie de la Tierra, los continentes y los océanos, y las interrelaciones de estas partes entre sí y como moradas de la vida (ver figura a continuación).
Características principales de la superficie terrestre. — La característica más llamativa de la superficie terrestre es su división en grandes extensiones de tierra, los continentes, y en vastas cuencas oceánicas. Si no hubiera continentes, existiría un océano universal, y si la superficie terrestre no tuviera desniveles, la profundidad del agua sería en todas partes de unos 2400 metros. Sin tierra, no habría vida terrestre, ni plantas superiores a las algas marinas, ni vertebrados superiores en absoluto. La mentalidad más elevada del mundo sería, en el mejor de los casos, la del calamar, la sepia, el cangrejo o la langosta. De rocas sedimentarias, prácticamente no habría. Incluso la composición de la atmósfera sería de otra naturaleza, con muy poco oxígeno libre, y los océanos estarían desprovistos de casi toda sal (cloruro de sodio). Siendo así, cabe preguntarse si la vida pudo haberse originado en un entorno de agua dulce como ese.
La capa exterior de la Tierra es la esfera rocosa, conocida en geología como litosfera. Sobre esta última, y circulando en su interior de forma muy limitada, se encuentra la hidrosfera, o esfera de agua; y fuera de ambas se encuentra la envoltura de gas y vapor conocida como atmósfera.
Existe una porción externa rígida de la litosfera que se agrieta, falla, deforma y pliega; se conoce como estratosfera (compuesta por capas o estratos de roca) o tectonosfera (la parte exterior que da forma a la litosfera). Debajo de la porción rígida se encuentra la porción de la litosfera, de movimiento muy lento.
Dentro de la hidrosfera, sobre la superficie de la litosfera y en la base de la atmósfera, existe la biosfera, compuesta por [ p. 53 ] de organismos vivos: plantas y animales. A estos organismos también se les denomina colectivamente bios. La biosfera es la zona de transición entre la atmósfera y la hidrosfera, por un lado, y la litosfera, por el otro. El ácido carbónico del aire puede transformarse en roca orgánica mediante la actividad vegetal y, como el carbón, participar en la formación de la corteza terrestre. Mediante la actividad de las aguas, el ácido carbónico y el sulfato de calcio pueden transformarse en caliza. Como el ácido carbónico resulta de la actividad volcánica, el material interno caliente de la Tierra puede, a través de las plantas, convertirse en sustancias vivas (Walther).
Partes de la litosfera. — En sus rasgos más amplios, la superficie de la Tierra o litosfera se divide en tierras, los continentes (alrededor del 30 por ciento, o 57.254.000 millas cuadradas), y grandes masas de agua salada, los océanos (alrededor del 70 por ciento, o 139.295.000 millas cuadradas). Al norte del ecuador se encuentran aproximadamente tres cuartas partes de la superficie terrestre total (unos 42.000.000 millas cuadradas) y estos continentes se agrupan en torno al pequeño océano Ártico. En consecuencia, el hemisferio norte también se conoce como hemisferio terrestre. Sobre el polo sur se encuentra el gran continente Antártico, y a su alrededor se encuentra el margen helado del océano Antártico, cuyas aguas continúan con límites indefinidos hasta el hemisferio norte como los océanos Pacífico, Atlántico e Índico. El océano Pacífico por sí solo es más grande en 10.000.000 millas cuadradas que todas las tierras juntas.
En otras palabras, los océanos rodean ahora los seis grandes continentes: (1) América del Norte; (2) América del Sur; (3) Eurasia, o Europa y Asia combinadas; (4) África; (5) Oceánica o quinoctia, que comprende Oceanía occidental o Melanesia, Oceanía central o Australasia (Australia, Tasmania, Nueva Zelanda y las islas Fiji) y Oceanía oriental o Polinesia; y (6) la Antártida (con un área probable, según Murray, de 5.122.000 millas cuadradas).
Las áreas relativas de la litosfera por encima y por debajo del nivel del mar son las siguientes:
El pico más alto es el monte Everest en el Himalaya, de 29.141 pies.
Superficie terrestre 30,4 %. Superficie de plataforma continental 35,5 %.
- Más de 6000 pies sobre el nivel del mar . . . 2.3
- Entre el nivel del mar y 6000 pies sobre el nivel del mar… 28.1
- Entre el nivel del mar y 600 pies por debajo de… 5.1
Superficie de agua: 69,6 %. Cuencas oceánicas reales: 64,5 %.
- Entre el nivel del mar y 6000 pies por debajo de… 7.0
- Entre 6.000 y 12.000 pies por debajo de . . . 14,8
- Entre 12.000 y 18.000 pies por debajo de . . . 39,6
- Entre 18.000 y 24.000 pies por debajo de . . . 3.1
La mayor profundidad oceánica conocida está cerca de Guam, 31.600 pies.
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¶ Continentes
Elevación media del terreno. — Sir Archibald Geikie estima que la altura media de los continentes sobre el nivel del mar es de unos 2400 pies. Dana afirma que el material de los Pirineos, esparcido sobre Europa, elevaría la superficie solo 6 pies; y el de los Alpes, aunque de una superficie cuatro veces mayor, solo 22 pies. Finalmente, solo el 6% del territorio (o aproximadamente 3.300.000 millas cuadradas) se encuentra a 3250 pies sobre el nivel del mar, tan insignificante es la superficie total de las montañas actuales o visibles.
Cantidad total de erosión. — Dado que todo el cloruro de sodio de los océanos proviene de las tierras mediante su meteorización durante las eras geológicas, y como se conoce el porcentaje de sal en la roca ígnea promedio, estos datos nos permiten calcular la cantidad de dicha roca desgastada a lo largo de los siglos. Según Barrell, esto equivale a 3,3 veces el volumen de todas las tierras actualmente sobre el nivel del mar.
Características de los Continentes. — Dana define un continente como «una extensión de tierra tan extensa que presenta la típica forma de una cuenca, es decir, cadenas montañosas independientes a ambos lados de un interior bajo». Dado que las fronteras móviles de los continentes varían de 800 a 2400 kilómetros de ancho en la base, se deduce que un continente no puede tener menos de 1600 kilómetros (el doble de 800). La frontera más ancha da al océano más grande; en Norteamérica, las montañas del Pacífico dan al océano Pacífico, mientras que los Apalaches, más estrechos, bordean el continente por el lado atlántico. Entre estos últimos y las Montañas Rocosas se encuentra la cuenca continental, una vasta área drenada por los ríos Misuri y Ohio, que desembocan en el Padre de los Ríos, el Misisipi. Dado que el océano Ártico es pequeño y comparativamente poco profundo, Norteamérica y Groenlandia, en el extremo noreste, están bordeadas por montañas bajas y estrechas, conocidas como la Cordillera de los Estados Unidos. Al sur, el pequeño Golfo de México tiene sus elevaciones compensatorias en las pequeñas montañas de Arkansas y Oklahoma, con orientación este-oeste.
Grano de los Continentes. — Las rocas terrestres suelen tener un rumbo o alineación definido, especialmente en las zonas montañosas del presente y del pasado. Este es el grano de los continentes, como se aprecia en el rumbo, las intrusiones ígneas, el flujo rocoso, la esquistosidad, etc.; se debe a las diversas presiones que los continentes han experimentado a lo largo de su historia y a la contracción de la Tierra. Es una característica fundamental de todos los continentes y ofrece indicios de su historia y geografía anteriores. (Ruedemann.)
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Partes más antiguas o nucleares de los continentes. — La mayoría de los continentes actuales se han formado alrededor de antiguas protuberancias de la litosfera, las tierras nucleares, «las piedras angulares primigenias e inamovibles de la tierra» (Emerson). En su mayor parte, estas consisten en rocas ígneas muy antiguas y sedimentos metamorfoseados. Son las tierras más antiguas que han permanecido más o menos continuamente sobre el nivel del mar, y fue contra estos núcleos que muchas de las cadenas montañosas se han presionado. En general, sin embargo, estas masas continentales nucleares no son las áreas de las que las formaciones de la última mitad de la historia de la tierra han derivado sus sedimentos, ya que casi todas ellas durante este tiempo permanecieron bajas en relación con el nivel del mar. En otras palabras, los sedimentos provienen de las montañas periódicamente elevadas. Los núcleos parecen haber surgido [ p. 56 ] antes del tiempo Proterozoico. El profesor Eduard Suess, de Viena, les aplicó el término «escudo» en 1888, ya que los dos ejemplos más conocidos, las masas canadiense y báltica, presentan la forma de un escudo deprimido. «Núcleo» de Dana y Willis es un término más antiguo y mejor. También se les ha llamado núcleos, protuberancias y coigns.
Existen al menos trece de estas antiguas masas de tierra (véase la fig., págs. 55 y 57), y para distinguir fácilmente sus nombres de los de los océanos, en este capítulo se propone aceptar el método de Arldt, terminando los nombres de las tierras con is y los de los océanos y mares con ic. Tres de estos difields se encuentran en Norteamérica: Canadis, Columbia y Antillis; tres en Sudamérica: Guianis-Amazonis y Platis; África tiene Etiopía y Verdis; Lemuris es la India peninsular y Madagascar; los dos de Eurasia son Baltis y Angaris; Oceanica tiene Bornis y Australis; y, por último, Antártida, actualmente una tierra montañosa y cubierta de hielo, cuyas partes considerables se elevan a una altitud de unos 10.000 pies sobre el nivel del mar.
Permanencia de los continentes y las cuencas oceánicas. — En los inicios de la geología se sostenía que no existía estabilidad en los continentes y océanos como tales, y que había habido un intercambio completo entre ellos. Incluso Sir Charles Lyell enseñó que todas las partes del fondo oceánico habían sido tierra. Ahora, sin embargo, la mayoría de los geólogos coinciden con Dana en que las cuencas oceánicas y los continentes han sido, en general, aunque no en detalle, características permanentes de la litosfera al menos desde el final del Arqueozoico. Esta hipótesis fue anunciada por primera vez por Dana en 1849. Asimismo, existe un amplio consenso entre los geólogos en la creencia de que las cuencas oceánicas son vastos campos de hundimiento de materiales más pesados, también conocidos como las áreas negativas de la litosfera, porque la suma de sus movimientos corticales es descendente; y, en general, parece que las cuencas oceánicas han alcanzado gradualmente no solo mayor profundidad, sino también una superficie considerablemente mayor. Por otro lado, los continentes son masas ascendentes de rocas más ligeras, y por esta razón también se denominan áreas positivas, ya que la suma de sus movimientos es ascendente (véase Parte I, pág. 242). De las superficies terrestres conocidas, aproximadamente la mitad parece presentar la estructura plegada, pero si se eliminaran las rocas más jóvenes desplegadas, se observaría que la totalidad de los continentes está compuesta de rocas plegadas e ígneas. De estas dos grandes características de la litosfera, las cuencas oceánicas son las más permanentes, mientras que los continentes se ensanchan localmente o grandes masas de ellos se deforman o fracturan y deprimen bajo el nivel oceánico.
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Parece que desde la época Arqueozoica, alrededor de 25.000.000 de millas cuadradas de tierra han quedado permanentemente bajo los océanos. En páginas posteriores se mostrará que las fuerzas internas de la Tierra han provocado grandes cambios en los contornos de los continentes y, por lo tanto, también en la forma de los océanos. En general, se puede decir que los océanos son las áreas más permanentes y que han crecido a expensas de los continentes. Las masas continentales actuales son reconocibles en la época Precambiana, y estos continentes primitivos ocupaban áreas mucho mayores que sus descendientes recientes (Ruedemann). Los mayores cambios se han producido en Oceanía, el sur de Eurasia, la Antártida hacia Australia [ p. 58 ] y Sudamérica, y en los océanos Atlántico central e Índico septentrional.
La prueba de que no ha habido un intercambio completo entre los continentes y los océanos se ve en los siguientes hechos: (1) En los continentes casi no hay depósitos de origen de aguas profundas, y los pocos casos aislados que se encuentran ocurren sólo en los márgenes o en islas continentales.
Los geólogos han buscado durante mucho tiempo en los continentes sedimentos geológicos comparables a los que ahora se forman en los grandes abismos del océano, pero en vano. El geólogo alemán Walther, que ha examinado cuidadosamente los sedimentos abisales recientes, en sus estudios geológicos ha considerado repetidamente si alguna roca fósil posee características abisales, y en ninguna parte ha encontrado algo de edad paleozoica o mesozoica. Sir John Murray tampoco pudo encontrar grandes áreas de rocas oceánicas. Sin embargo, un análisis microscópico y químico de ciertos depósitos en islas como Barbados (aquí a 1200 pies sobre el nivel del mar) y Trinidad del Mediterráneo americano, Sicilia y Malta, Borneo y Timor, y posiblemente Haití, Jamaica y Cuba, muestra que los depósitos oceánicos de edad cenozoica ocurren en ellos. Chamberlin afirma: «Los casos en los que aparecen actualmente verdaderos depósitos abisales por encima del nivel del mar no parecen, en conjunto, alcanzar ni el uno por ciento de la superficie terrestre. Además, casi todos estos depósitos oceánicos se encuentran en zonas de excepcional inestabilidad cortical».
(2) Los depósitos marinos en los continentes son casi siempre los de mares muy poco profundos; de hecho, no se diferencian en nada de los que se acumulan actualmente en las plataformas continentales, la bahía de Hudson y el mar Báltico. Otra prueba de ello es que los fósiles que contienen indican que la vida era en su totalidad de aguas poco profundas. Si hubiera habido un intercambio completo, en algún continente se habría conservado un registro oceánico extenso e ininterrumpido tanto en los sedimentos como en los animales de las profundidades marinas, pero en ningún otro lugar se ha descubierto tal cantidad de materiales. (3) Actualmente se ha establecido que la litosfera es más densa y, por lo tanto, más pesada bajo las cuencas oceánicas que bajo las tierras, lo que hace imposible que hayan intercambiado sus posiciones sin destruir el equilibrio de densidad de la capa exterior.
Es cierto que se han desarrollado repetidamente depresiones profundas o geosinclinales dentro de los continentes, cerca de sus márgenes, pero aunque algunas de estas se han hundido hasta 21.000 metros en algunos lugares, nunca han contenido más que mares muy poco profundos. Esto lo demuestran las características de sus sedimentos y los fósiles enterrados. Dicho de otro modo, ha habido hundimiento con acumulación sedimentaria compensatoria. Esto es ciertamente cierto en el caso de los geosinclinales de los Apalaches y la Cordillera, de los cuales [ p. 59 ] surgieron finalmente los sistemas de los Apalaches y las Montañas Rocosas. Véase el Capítulo X.
Dos tipos de fronteras continentales. — Suess, von Richthofen y sus seguidores han señalado que existen dos tipos generales de estructuras continentales. El hundimiento del Pacífico, por un lado, y los océanos Índico y Atlántico, por el otro, han producido resultados geológicos y geográficos claramente diferentes. En resumen, los hechos son los siguientes:
Las zonas fronterizas del Pacífico suelen ser concordantes y siguen las tendencias de las montañas plegadas que delimitan este océano. Por otro lado, las zonas fronterizas del Atlántico y la India son neutrales o discordantes con la tendencia estructural de las costas.
En general, los estratos rocosos de las costas del Pacífico son de épocas más recientes, del Mesozoico interior y marginalmente del Cenozoico, mientras que los del Atlántico suelen ser de formaciones más antiguas, a través de las cuales se encuentran discordantemente los depósitos geológicos jóvenes. A lo largo de las costas del Pacífico existe, por lo tanto, un paralelismo y una conexión dinámica fácilmente perceptible con este océano en descenso, mientras que las costas de los océanos Atlántico e Índico no tienen tal relación, ya que las líneas costeras atraviesan núcleos antiguos, antiguas cordilleras y mesetas elevadas.
Ejemplos de Fragmentación Continental. — Dado que las cuencas oceánicas son las características más permanentes de la superficie terrestre y las zonas de hundimiento periódico, es de esperar que grandes extensiones de los antiguos continentes hayan sido arrastradas bajo las aguas. Sin embargo, en este contexto, no tenemos en mente el continente biológico de la Atlántida, ya que no existen datos científicos que prueben su existencia. Como un verdadero ejemplo de fragmentación continental se puede citar Madagascar, una gran isla de 975 millas de largo y una superficie estimada de 230.000 millas cuadradas, situada en el Océano Índico frente a la costa oriental de África. Ningún naturalista duda de su antigua conexión con África, debido a sus animales salvajes, y sin embargo, el canal de Mozambique que ahora la separa del continente tiene entre 240 y 600 millas de ancho y representa una superficie terrestre que ha descendido a una profundidad que oscila entre los 5.000 y los 10.000 pies. Al noreste de Madagascar se encuentran numerosas islas pequeñas, las Seychelles, y al noroeste se encuentra el archipiélago de las Comoras, todas las cuales se consideran parte de África y Madagascar. Además, muchos biólogos y geólogos sostienen que todas estas tierras son solo partes de las relativamente recientes Lemuris (véase la fig., pág. 57).
Otro ejemplo notable es Japón, que formó parte del continente asiático antes del Cenozoico y permaneció conectado hasta el Mioceno. Actualmente, el Reino Insular está separado del continente por el Mar del Japón, que tiene unas 600 millas de ancho en su parte más ancha y más de 1000 millas de noreste a suroeste. Este gran campo hundido [ p. 60 ] y fallado es, en general, un mar poco profundo de no mucho más de 650 pies de profundidad, pero al este del Golfo de Corea hay una depresión sobreprofundizada de aproximadamente 275 por 325 millas de ancho, con una profundidad que supera los 10,000 pies.
África se diferencia de la mayoría de los continentes en que es una tierra nuclear, compuesta por una serie de mesetas elevadas que se extienden entre 900 y 1800 metros, y sin montañas plegadas marginales más recientes que el Paleozoico temprano. Al noroeste de este continente se encuentran las montañas del Atlas, que en realidad forman parte de Europa y son las únicas en África de formación cenozoica. El sur de África conserva las raíces de montañas muy antiguas, ninguna de las cuales es más reciente que el Devónico. África es el continente menos invadido por los océanos, y sus registros geológicos se encuentran principalmente en depósitos continentales. Es, de hecho, una tierra de agua dulce y depósitos intermontanos. Los mares mesozoicos y cenozoicos invadieron África ampliamente solo en el norte y muy escasamente a lo largo de las costas este y oeste. El continente africano es un gran segmento elevado o bloque de la litosfera con la apariencia geológica de márgenes orientales y occidentales fragmentados. La naturaleza fallada de sus costas se evidencia además en el hecho de que están excepcionalmente libres de grandes hendiduras y puertos. Finalmente, toda África oriental, Arabia y Asia Menor presentan fallas y riftings de forma considerable, lo que muestra claramente los efectos de la irrupción del Océano Índico en África.
América del Sur, por el contrario, tiene a lo largo de toda su costa occidental, en los altos Andes, el límite elevado necesario para un continente, pero a lo largo de su costa oriental buscamos en vano montañas plegadas más jóvenes que el Proterozoico, y por eso muchos de los geólogos más capaces sostienen que el noreste de América del Sur, hasta África, se ha adentrado en el Atlántico.
Tierra de Gondwana. — Las partes fragmentadas y sumergidas de los continentes mencionados anteriormente (África y Sudamérica) son partes de una antigua gran tierra ecuatorial transversal, y como habrá ocasión de hacer referencia a esta tierra de vez en cuando, es deseable introducir el tema aquí.
Además de los hechos mencionados, existe mucha otra evidencia de carácter geológico, paleontológico y zoológico relacionada con la distribución de plantas y animales desde el Paleozoico, que tiende a demostrar que Brasil estuvo una vez ampliamente conectado con el noroeste de África a través de lo que ahora es el profundo Océano Atlántico. Este continente perdido es la Tierra de Gondwana (de un distrito del mismo nombre en la India) de Neumayr (1883) y Suess (1885) y de los zoogeógrafos, [ p. 61 ] una vasta tierra transversal que se extiende desde la mitad norte de América del Sur a través del Atlántico hasta África y de allí a través del Océano Índico hasta la India peninsular, incluyendo Lemuris. Existió durante todo el Paleozoico, pero el puente Atlántico y Lemuris se hundieron en los océanos durante el Mesozoico. Gondwana, cuando estaba completa, era comparable a otra tierra transversal del norte, Eris u Holarctis, que existía cuando América del Norte se continuaba con Groenlandia y Eurasia a través de Islandia hasta las Islas Británicas (véanse las figuras, págs. 431 y 555).
Mecánica de la Fragmentación Continental. — Hasta hace poco, los geólogos no habían podido explicar cómo las masas continentales pueden ser arrastradas o fragmentadas y falladas hacia las profundidades de los océanos. La siguiente explicación es del difunto profesor Barrell, quien trabajaba en este problema al momento de su fallecimiento; la evidencia se presenta parcialmente en La Evolución de la Tierra y sus Habitantes, 1918.
En los valles de rift del este de África, el Valle de la Muerte del sureste de California y el Mar Caspio de Rusia, se observan evidencias de fracturación descendente de grandes áreas interiores. De la misma naturaleza son los riftings que dejan entrar el océano en áreas del Mar Rojo, el Golfo de California y el oeste de Groenlandia en el Estrecho de Davis. De estos casos pasamos a grandes horsts como Madagascar, descrito previamente.
Para aceptar el hundimiento de masas terrestres como las mencionadas, y más especialmente la de Gondwana occidental, debe demostrarse un proceso de carga interna o lastrado de las rocas suficiente para provocar su asentamiento. Se cree que un aumento de peso de entre el 3 % y el 5 % es suficiente. Actualmente, es bien sabido que partes de los continentes se han aligerado mediante la intrusión de vastos batilitos graníticos. La zona de las Montañas Rocosas antes del Mioceno tendía a permanecer cerca del nivel del mar, y desde entonces se ha elevado entre 1800 y 3300 metros. Parece haber evidencia de una disminución regional de la densidad en épocas geológicas tardías, y la causa parece ser el ascenso de grandes volúmenes de magmas ácidos fundidos, junto con la expansión de las rocas de cobertura causada por la acumulación de calor, lo que provocó que la zona se elevara de 1,6 a 3,2 kilómetros hasta alcanzar el equilibrio isostático.
La gravedad específica de las rocas ígneas varía entre 2,70, el promedio de los granitos ácidos, y 3,30 para los tipos extremadamente básicos, como las piroxenitas y las peridotitas. Los granitos contienen entre un 65 % y un 75 % de sílice, las dioritas entre un 55 % y un 65 % y los gabros entre un 45 % y un 5 %. Por lo tanto, existe una variación de densidad del 20 %.
Si la Tierra presenta una densidad estratificada, estas masas pesadas presumiblemente se originarían a mayor profundidad que las que son más silíceas. Las silíceas también emiten fracciones básicas por diferenciación, pero las intrusiones expuestas en los continentes son principalmente granito, y las porciones básicas representan un volumen menor. Grandes intrusiones de magmas básicos que ascienden desde el interior más profundo producirían, según los principios de isostasia, subsidencia.
Cuando las rocas ígneas más ligeras se intruyen, forman un domo sobre las rocas suprayacentes, pero en las grandes intrusiones de gabro en Sudbury, Ontario, la masa ascendente tiene forma de platillo, cóncava hacia arriba. Parece que el suelo se hundió bajo él durante o después de la intrusión, y en consecuencia también las rocas de la cubierta. Esta forma es la opuesta a la de un lacolito, ya que este último forma domos. Esta distinción fundamental en la forma parece estar relacionada con la alta densidad. Al ser [ p. 62 ] más densos que las rocas circundantes, estos magmas se han asentado; Grout los ha denominado lopolitos. La zona de gabro del Lago Superior es un lopolito mucho mayor y ha dado lugar a una cuenca mucho más grande que la de Sudbury. Un área aún mayor de extrusión e intrusión básica en rocas graníticas es la que se extiende desde el oeste de Groenlandia hasta Islandia y Escocia. En esta región, de 2900 kilómetros de ancho, se encuentran vastos flujos basálticos que alcanzan una profundidad de hasta 3000 metros. Su edad parece ser del Oligoceno y principios del Mioceno. Desde entonces, esta tierra de Eris se ha fracturado a gran escala y se ha fragmentado hasta formar la geografía que se observa hoy.
Otra zona con una ponderación y descomposición similares es la de Lemuris, o la región del océano Índico. En este caso, J. W. Gregory presenta la evidencia en su libro «The Rift Valleys and Geology of East Africa», 1922. También se presenta a grandes rasgos en este libro, en el capítulo sobre el Cretácico Superior. Otra zona es Brasil, descrita en el capítulo sobre el Jurásico.
¶ Océanos
Los Cinco Océanos. — Los océanos son el origen y el fin de los ríos de la tierra, y el sol proporciona la energía que impulsa las aguas a circular. La palabra océano es de origen griego y llegó a significar el gran mar exterior, el Atlántico, a diferencia del mar interior, el Mediterráneo. Los antiguos pueblos del Mediterráneo conocían solo un océano, el Atlántico, que para ellos rodeaba la Tierra plana y estática. La palabra océano ahora se refiere a las masas de agua marina conectadas que envuelven la Tierra, de las cuales hay cinco: Pacífico, Antártico, Atlántico, Índico y Ártico.
Mediterráneo. — Las aguas mediterráneas también deben considerarse áreas oceánicas, ya que no solo son extensas sino también muy profundas, aunque nunca tan profundas como las partes más profundas de los océanos. Estos mares son, de hecho, partes de los océanos, pero son largos y estrechos, y están más o menos ampliamente rodeados por continentes. El ejemplo típico es el Mediterráneo, que se extiende entre Eurasia y África; también se conoce como el Mediterráneo romano, la segunda parte del nombre, que significa un mar en medio de la tierra, y que nos llega de las antiguas naciones que una vez gobernaron sus fronteras. Figura ampliamente en la Geología Histórica, y tendremos mucho que decir sobre él bajo el nombre de Tetis. Otro ejemplo, aunque menos típico, es el Mediterráneo americano, que se extiende entre las tres Américas y está separado del océano exterior por las islas de las Antillas Mayores y Menores y Sudamérica; incluye el Mar Caribe y el Golfo de México.
Área. — Aproximadamente el 70 % de la superficie terrestre está cubierta por océanos, pero como los continentes están más o menos sumergidos en sus bordes, estas porciones marginales [ p. 63 ] hasta los 182 metros también constituyen, en realidad, partes de las plataformas continentales (Fig., pág. 77). En consecuencia, las áreas oceánicas reales ocupan algo más del 65 % de la superficie terrestre, o aproximadamente 260 millones de kilómetros cuadrados.
Ordenando las áreas según la profundidad, la tabla de Murray es la siguiente;
| Profundidad en pies | Millas inglesas cuadradas | Porcentaje |
|---|---|---|
| 0-600 | 9.750.065 | 7,0 |
| 600-3.000 | 6.964.750 | 5,0 |
| 3.000-6.000 | 5.010.185 | 3,6 |
| 6.000-12.000 | 26.915.000 | 19,3 |
| 12.000-18.000 | 81.381.000 | 58,45 |
| 18.000-24.000 | 9.058.000 | 6,5 |
| 24.000-31.614 | 216.000 | 0,15 |
| 139.295.000 | 100,00 |
Es fundamental tener en cuenta que casi el 70 % de la superficie terrestre está cubierta de agua y, por lo tanto, cualquier movimiento marcado de la capa exterior terrestre altera la relación entre las costas y las tierras. Estos cambios corticales fueron comunes a lo largo de las eras geológicas y fueron especialmente efectivos para provocar que los océanos se extendieran ampliamente sobre los continentes o que retrocedieran, haciendo que las tierras fueran más grandes y protuberantes.
Las Plataformas Continentales. — Los continentes están más o menos sumergidos en sus márgenes, y el área bajo el agua hasta la línea de 100 brazas (600 pies) es realmente una parte de los continentes, porque es solo más allá de esto que el descenso es rápido por los taludes continentales hacia las depresiones oceánicas. Para más detalles, véase la Fig., arriba. Estas áreas marginales de aguas someras se conocen como plataformas continentales, y tienen una extensión superficial de menos del 5 por ciento (9.750.000 millas cuadradas, según Murray) de la superficie terrestre, o el 7 por ciento de las áreas oceánicas. Por lo tanto, las plataformas continentales tienen un área de menos del 35 por ciento de la litosfera, mientras que el resto, más del 65 por ciento, está ocupado por las cuencas oceánicas propiamente dichas (véase la Fig., pág. 77).
Normalmente, la profundidad del agua sobre las plataformas continentales se considera de 100 brazas, pero Daly (1915) afirma: «Las cartas náuticas mundiales muestran que la pendiente de las plataformas se encuentra cerca de la línea de las cuarenta brazas». Barrell (1915) también comparte esta opinión.
La razón por la que existen plataformas continentales, y por la que se dice que estas terminan a una profundidad de 182 metros, es porque es a esta profundidad que las olas de tormenta dejan de actuar sobre el fondo marino. Las áreas de las plataformas continentales son, por lo tanto, las regiones de aguas agitadas que bordean las tierras y son capaces de mantener el lodo en suspensión a profundidades no superiores a 182 metros (véase la figura, pág. 63). Las laderas cubiertas de lodo de las cuencas oceánicas marcan la lenta sedimentación del lodo de las aguas, más allá del alcance de la agitación de las olas. En consecuencia, en todas las épocas, las plataformas continentales debieron construirse a esta profundidad, frente a los océanos abiertos.
Profundidad y Volumen de los Océanos. — Por debajo de los 3.600 metros se encuentran las llanuras oceánicas sumergidas, con sus oleajes, dorsales y picos, que constituyen aproximadamente el 65 % de las áreas oceánicas. Para más detalles, véanse las páginas 113-116 de la Parte I de este libro de texto.
De lo anterior aprendemos que la mayoría de las áreas oceánicas se encuentran por debajo de los 6000 pies, y que más del 65 por ciento tienen más de 12 000 pies de profundidad. Las áreas con una profundidad mayor a 18 000 pies se llaman profundidades, de las cuales cincuenta y siete se conocen actualmente (véase la página 91 de la Parte I). Las profundidades son de dos tipos: (1) las profundas centrales, de área mayor, que son grandes regiones de tipo cuenca, curvadas hacia abajo, que alcanzan profundidades de 24 000 pies; y (2) las depresiones más marginales, que son largas y estrechas, que alcanzan los 31 600 pies. Estas últimas, las profundidades de Suess, son aparentemente regiones con fallas hacia abajo situadas cerca de los continentes y que compensan las montañas elevadas adyacentes.
La profundidad media de los océanos se sitúa en 13.000 pies, y se dice que el volumen de todas las aguas oceánicas es quince veces mayor que la masa de tierra que sobresale por encima del nivel del mar. Si todas las partes más profundas de los océanos se llenaran de material sólido hasta la profundidad media estimada, se dice que se produciría un océano universal que cubriría toda la Tierra hasta una profundidad de 1,5 millas. Estos hechos se exponen aquí no solo para impresionar al estudiante con el inmenso volumen de agua en contraste con la pequeña masa de tierra sobre el nivel del mar, sino también para demostrar, dado que las aguas son móviles y cubren casi tres cuartas partes de la superficie inestable de la Tierra, por qué los océanos pueden desbordar las tierras con tanta [ p. 65 ] facilidad ante cambios relativamente pequeños en la elevación de la corteza. Como todos los océanos están conectados entre sí, un movimiento del fondo de cualquier cuenca afecta al nivel oceánico en su conjunto, elevando o bajando la línea costera en todas partes simultáneamente (movimientos eustáticos).
Fuente Original del Agua. — Según la teoría laplaciana del origen de la Tierra, las aguas oceánicas se consideraban primordiales y originadas con la atmósfera primigenia. Siguiendo este punto de vista, se asumiría que los océanos originales no solo eran tan grandes en volumen como lo son ahora, sino incluso mayores, ya que toda el agua en la capa exterior de la Tierra debió haber sido absorbida por los océanos. Esta teoría ya no es aceptable, y ahora se sostiene que las aguas oceánicas se han añadido gradualmente a la superficie de la tierra a través de los volcanes y las fuentes termales. En otras palabras, la mayor parte del agua oceánica era originalmente agua ocluida o disuelta en la tierra profunda, y por la acción volcánica, este agua joven (vapor) se ha liberado y se ha añadido al agua ya acumulada o vadosa.
Barrell afirma que es probable que entre el 25 % y el 50 % de las aguas oceánicas actuales se hayan añadido durante el Arqueozoico y el Proterozoico, y entre el 5 % y el 10 % más durante el Paleozoico. Esto significa, por lo tanto, que aproximadamente el 50 % del agua presente en la superficie terrestre tuvo su origen antes del Arqueozoico.
Nivel Oceánico. — En la práctica, se habla generalmente como si existiera un nivel medio del mar. Sin embargo, no existe un nivel oceánico esferoidal perfecto, ni una superficie del agua equidistante en cada círculo de latitud desde el centro de la Tierra. No obstante, investigaciones recientes indican que las diferencias de nivel en diferentes puntos de la superficie del mar no se desvían más de 100 o 200 pies de un verdadero esferoide de revolución. Este tema se analiza con más detalle en la página 235 de la Parte I, en el apartado «Plano de referencia».
No puede extenderse sobre toda la litosfera una lámina de agua de igual profundidad, debido a que la Tierra rota, presenta una densidad localmente heterogénea, es aplanada en los polos y tiene una superficie irregular. Además, los bordes de los continentes atraen las aguas hacia arriba, mientras que la masa terrestre las atrae hacia abajo. Cuando surge una gran cordillera, como los Andes, el nivel del agua debe subir a lo largo de toda la costa de estas montañas, y cuando estas cordilleras se erosionan, el nivel del agua debe descender de nuevo.
Nivel oceánico durante las eras geológicas. — El nivel oceánico medio, en el sentido de una superficie de inundación sobre los continentes, también ha fluctuado considerablemente a lo largo de las eras geológicas, y ahora se están empezando a descifrar las épocas de estas inundaciones desde principios [ p. 66 ] del Paleozoico. Sin embargo, estos son los pulsos más pequeños de los niveles oceánicos, ya que también parece haber períodos prolongados en los que la media del nivel de la franja es baja o alta. Durante el Arqueozoico, la superficie total de la tierra parece haber sido mayor que en cualquier otro momento, y si bien hubo épocas de amplias inundaciones oceánicas durante el Proterozoico, los continentes se mantuvieron, en general, muy por encima de la media del nivel oceánico. Hacia el final del Proterozoico, todos los continentes actuales parecen haber sido completamente emergentes, ya que no se ha encontrado ningún registro marino hasta principios del Paleozoico. Para enfatizar esta ausencia de registros, Walcott denominó el intervalo Tiempo Lipaliano (véase el Capítulo XIII). En el Paleozoico, el nivel medio del océano era alto, pero en el Pérmico descendió y no volvió a ascender considerablemente sobre las tierras hasta mediados del Jurásico. Las inundaciones fluctuantes continuaron ascendiendo hasta bien entrado el Cretácico, pero hacia el final del Mesozoico, las aguas se redujeron. Durante el Cenozoico, y especialmente después del Mioceno, los continentes estaban en su mayor parte emergiendo, y su clímax se produjo en el Pleistoceno. Los océanos tienden de nuevo a sumergir las tierras.
La causa de estos cambios persistentes en el nivel oceánico aún se desconoce, pero podrían deberse en menor medida a la descarga de las tierras protuberantes en las cuencas oceánicas y, principalmente, al aumento constante del volumen de agua debido a las adiciones volcánicas. Por otro lado, las mayores fluctuaciones se han atribuido a la profundización periódica de las cuencas oceánicas, pero como también se han ensanchado debido a la fracturación continental, este aumento del doble del volumen debería haber hecho que los continentes fueran más emergentes de lo que eran. En otras palabras, los océanos aparentemente han mantenido desde hace mucho tiempo su profundidad media actual, y el aumento del volumen de agua se ha compensado con el hundimiento de partes fragmentadas de los continentes. La fragmentación continental, en cooperación con la isostasia, mantiene los continentes residuales por encima de la media del nivel oceánico.
Composición de las Aguas Oceánicas. — Es bien sabido que las aguas oceánicas son bastante saladas en comparación con las aguas dulces de los ríos y lagos, y el tema ya se ha tratado en la página 91 de la Parte I. La salinidad varía algo de un lugar a otro, incluso en los océanos propiamente dichos; es notable en las márgenes oceánicas, donde los ríos diluyen el agua del mar, y es más pronunciada en zonas poco profundas en climas secos, donde la concentración puede ser continua. Por lo tanto, la salinidad puede variar desde el promedio del 3,5 % y oscilar entre menos del 1 % y más del 4 %. La composición de las sales se indica en la página mencionada anteriormente.
Todas las sales y el nitrógeno del mar también han sido arrastrados por los ríos, como se analiza en las páginas 45 y 161 de la Parte I. A través de la acción de los organismos, el magnesio, la ume, la sílice y el nitrógeno se extraen del agua de mar, mientras que las arcillas absorben la potasa, aproximadamente tan rápido como se suministra; la sal común, sin embargo, parece haber aumentado constantemente en cantidad.
El gran volumen de dióxido de carbono del océano, principal alimento de las plantas, ha sido absorbido en parte de la atmósfera [ p. 67 ] y, probablemente, en su mayor parte, por la actividad volcánica submarina durante largos períodos geológicos. Este CO₂ incipiente sería retenido naturalmente por los mares. El oxígeno libre, tan necesario para la vida animal, también ha sido absorbido en parte de la atmósfera, pero la mayor parte proviene del dióxido de carbono mediante la acción de las plantas en crecimiento. Se cree que casi todo el oxígeno libre del aire ha sido disociado del CO₂ por las plantas vivas en los océanos y en la tierra. El oxígeno y el CO₂ se absorben y retienen con menor abundancia en las aguas más cálidas de los mares tropicales.
Las aguas ricas en carbonato de calcio suelen albergar una vida más variada que otras aguas. Son especialmente favorables para los organismos que utilizan mucha cal en sus partes duras, como los corales y los moluscos; incluso los crustáceos las prefieren.
Corrientes Oceánicas y Temperatura. — La Tierra gira sobre su eje de oeste a este a una velocidad, en la región ecuatorial, de aproximadamente 1.600 kilómetros por hora, mientras que en los polos se reduce a cero. Este movimiento, combinado con los efectos de las diferencias de temperatura entre las zonas, genera los conocidos vientos alisios de los trópicos, que soplan con bastante fuerza y de forma constante hacia el ecuador y el oeste, arrastrando así las cálidas aguas superficiales tropicales. Estas, a su vez, inciden en las orillas orientales de los continentes y se desvían de diversas maneras, en la maya, según la forma de los terrenos, provocando que grandes corrientes de agua caliente, o corrientes oceánicas, fluyan hacia los polos, como se describió previamente (páginas 92 a 94 de la Parte I). De esta manera, las corrientes contribuyen no solo a igualar la temperatura y la salinidad del agua del mar, sino también a calentar el aire en las latitudes más altas y a propagar la vida en los océanos. Al mismo tiempo, las aguas polares, que reciben poco calor solar y se enfrían gracias a sus grandes campos de hielo, fluyen hacia el ecuador y, al ser más pesadas que las cálidas aguas tropicales, se hunden bajo ellas en las profundidades de las cuencas oceánicas. En la superficie, la temperatura varía desde unos 80° a 5° de latitud norte (la zona más cálida) hasta unos 32° en los polos.
Además de las grandes corrientes oceánicas, existen muchas otras de diversa intensidad, generadas por las diferencias de temperatura y presión del aire y el agua, y por los distintos grados de salinidad, y otras causadas por los vientos, las olas y la acción de las mareas. El mar está eternamente inquieto. En la superficie, la corriente de Florida de la Corriente del Golfo, en su punto más estrecho (70 km), entre las Bahamas y Florida, tiene un caudal medio anual de 116 km por día, pero durante los meses más cálidos y fríos este caudal aumenta a 193 km por [ p. 05 ] día. Hacia el norte, entre los Estados del Atlántico y las Bermudas, y al este de Nueva York, el caudal es de unos 77 km por día. A menos de la mitad del Atlántico, el caudal disminuye cada vez más hacia el noreste. Desde este caudal rápido y excepcional, el caudal o deriva oceánica se reduce a cero. Alrededor de los cabos, el agua puede fluir a una velocidad de hasta 9,6 km por hora. En profundidad, las corrientes superficiales penetran de forma muy variable, y en general, las corrientes más fuertes se encuentran cerca de las tierras a lo largo de los taludes continentales, las islas oceánicas y las dorsales sumergidas. Por regla general, la penetración es inferior a 300 metros, pero en las Azores aún existen fuertes corrientes de hasta 799 metros. En los estrechos mareales entre las Islas Canarias, existen corrientes. A 3.600 metros, y fuera del talud continental de Irlanda, se encuentran a 1.800 metros. Por lo tanto, las corrientes oceánicas barren las marejadas y crestas más altas del fondo, dejándolos limpios de fango, y nivelan los fondos en llanuras abisales monótonas y onduladas.
Dispersión de la Vida por las Corrientes. — Es bien sabido que casi toda la vida animal marina comienza como larvas diminutas y generalmente transparentes. Estas flotan o nadan débilmente durante un tiempo, que puede durar hasta varias semanas. De esta manera, pueden ser transportadas por las grandes corrientes oceánicas a cientos e incluso miles de millas de donde nacieron, hasta las regiones más frías de los «cuarenta rugientes», donde no pueden mantenerse debido a las corrientes polares o las bajas temperaturas de los meses de invierno. Las larvas de los corales antillanos son transportadas así a las Bermudas y también se han adaptado a los pequeños arrecifes más septentrionales de Beaufort, Carolina del Norte. A lo largo de la costa de Nueva Inglaterra se encuentran durante los meses de verano no solo larvas, sino también especies exóticas del sur maduras, como medusas, [ p. 69 ] Physalia (la carabela portuguesa), ofiuros, cangrejos y otras especies marinas. Durante los largos períodos geológicos, cuando la Tierra tiene un clima templado casi uniforme, esta dispersión oceánica de la vida es mayor y, debido a estas condiciones favorables, las faunas marinas tienen entonces una distribución más o menos cosmopolita.
Penetración de la luz. — Dado que son las plantas verdes las que asimilan la materia inorgánica a su sustancia viva, y dado que los animales dependen de ellas para su subsistencia, es necesario saber a qué profundidad penetra la energía cinética del sol en los océanos. Verrill relata haber dragado algas rojas de cinco centímetros de altura adheridas a rocas a una profundidad de 147 metros frente a Eastport, Maine.
Los objetos blancos pueden verse a simple vista en las cristalinas aguas tropicales hasta 60 metros de profundidad, y los arrecifes de coral hasta 44 metros. Aquí, los rayos del sol penetran casi verticalmente, pero hacia los polos el ángulo es aún más oblicuo. Por lo tanto, la penetración vertical es mucho menor lejos del ecuador, y a 67° de latitud norte, el fondo solo puede verse en aguas cristalinas hasta 24 metros. Sin embargo, mediante placas fotográficas, se ha comprobado que cantidades considerables de luz (rayos ultravioleta y azules) en las regiones tropicales descienden hasta los 1000 metros, y algunas incluso hasta los 1500 metros. Sin embargo, estos rayos no son aprovechables por las plantas asimiladoras.
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Es probable que los rayos rojos, naranjas y amarillos que utilizan las plantas en la fotosíntesis (es decir, la producción de protoplasma mediante la energía luminosa) no alcancen una profundidad mucho mayor de 180 metros. Por lo tanto, la porción del océano donde penetra la luz solar se denomina región diáfana o zona de transparencia. También es la región de la fotosíntesis, donde las plantas verdes transforman las sustancias inorgánicas en estructuras orgánicas. La región oscura, donde no viven las plantas, se conoce como región afótica o zona donde la luz solar está ausente.
Lodos y cienos oceánicos. — El borde continental también es la línea de cieno, ya que en todas partes sobre los fondos oceánicos solo se deposita cieno de grano fino; en los taludes continentales, cienos verdes y azules, cieno coralino y ceniza volcánica de grano más grueso (véase pág. 113 de la Parte I y Fig., pág. 71 de la Parte [ p. 72 ] II); y en [ p. 71 ] otras partes, cienos verdes, azules y rojos de grano más fino. El cieno de los taludes continentales proviene principalmente de los continentes y es arrastrado mar adentro por la acción de las olas y las corrientes. Mientras que los impalpablemente finos fangos de los abismos oceánicos son en gran parte de origen orgánico y resultan principalmente de las formas flotantes microscópicas de plantas y animales que viven en las aguas superiores iluminadas por el sol, y al morir, llueven a las profundidades, donde sus partes blandas alimentan la vida del fondo, y sus esqueletos conforman los lodos de los mares profundos (véanse las figuras, pág. 115 de la Parte I y págs. 68-70 de la Parte II). Sin embargo, el polvo volcánico y del desierto transportado por el viento y la piedra pómez flotante desintegrada también contribuyen, y se hacen notables en la composición de las arcillas rojas que cubren las partes más profundas de las cuencas oceánicas.
Exudado de Globigerina. — El exudado de Globigerina es un lodo orgánico fino, con más del 30 % de carbonato de calcio, derivado principalmente de las pruebas de los animales microscópicos conocidos como foraminíferos, de los cuales Globigerina y Orbulina son las formas más prevalentes (Fig., pág. 68). Estos animales, de los cuales existen unas veinte clases en las regiones tropicales, viven en aguas soleadas y, tras su muerte, caen al abismo. En las aguas más cálidas, se les añaden otras partículas calcáreas microscópicas derivadas de algas secretoras de cal (cocosferas y rabdosferas, Figs. 4-5, pág. 154). Este tipo de exudado está más ampliamente distribuido que cualquier otro y suele presentarse a profundidades inferiores a 4570 metros y superiores a 1820 metros, aunque alrededor de islas oceánicas tropicales puede formarse en los mares menos profundos. Por un lado, el cieno de globigerina se funde con los lodos azules y, por otro, con la arcilla roja, pues a profundidades superiores a los 4.500 metros, la capacidad disolvente de las aguas abisales, como se mencionó anteriormente, disuelve la cal y la arrastra en solución. Los cienos de globigerina se originan en aguas más cálidas y ocupan casi el 30 % de los fondos oceánicos (Fig., pág. 71).
Exudado de diatomeas. — En las aguas superficiales de los océanos también viven plantas microscópicas que secretan exudados silíceos bellamente ornamentados, y de estas, una sola especie es particularmente abundante en las aguas polares (Fig., pág. 69). Tras su muerte, sus exudados caen a las profundidades y allí forman el exudado de diatomeas, que ocupa aproximadamente el 6,5 % de los océanos en latitudes altas (Fig., pág. 71). Véase también la página 115 de la Parte I.
Exudado Radiolario. — Los radiolarios son animales microscópicos que también secretan muestras de sílice de formas y ornamentaciones muy bellas (Fig., pág. 70). Si bien se encuentran en todos los océanos, son más abundantes y variados en las regiones tropicales de los océanos Pacífico e Índico. La superficie de estos exudados es pequeña, representando aproximadamente el 3,4 % de los océanos. Murray afirma que el exudado radiolario puede considerarse una variedad de arcilla roja que contiene numerosos esqueletos de radiolarios (Fig., pág. 71).
El Plancton Viviente. — El elemento vital de mayor importancia en el océano es el plancton, término propuesto por Haeckel para la vida pasivamente flotante de los mares, un mundo de diminutos seres que también forma parte de la vida pelágica. Se puede recolectar en una red de malla muy fina, y al recogerlo se presenta como una película gelatinosa de diversos colores con olor a pescado. La gran mayoría del plancton está compuesta por plantas primitivas (principalmente algas, Fig., pág. 69, y Figs. 4, 5, pág. 154) y animales (principalmente foraminíferos y radiolarios, [ p. 73 ] Figs., págs. 68 y 70, y, en ciertas estaciones, larvas de animales superiores) de tamaño microscópico. Se trata de una microflora y fauna de gran interés, una sociedad de organismos bien adaptada con su clase productora de formas vegetales sintéticas y su clase consumidora de animales. Es autosuficiente y no depende de la tierra, salvo para obtener alimentos químicos y minerales. Se le ha descrito como «los pastos del mar» y se le ha comparado con «la hierba de los campos». Su cantidad y variedad varían según el lugar y la estación del año, siendo mucho más abundante cerca de la tierra y en aguas templadas que en alta mar y en mares polares.
El plancton vive y se propaga principalmente en los 90 metros superiores de los océanos. Es la causa de la mayor parte de la fosforescencia que se ve brillar por la noche, ya que gran parte de ella sube luego a la superficie. «Hay una cascada de chispas en la proa, una corriente de chispas a lo largo del nivel del agua, un mar de chispas en la estela, e incluso donde rompen las olas hay fuego. Así continúa durante kilómetros y horas, y es solo una de las mil maneras de sentir la abundancia de vida» (Thomson). El plancton también es el alimento de la mayoría de los animales que viven en el fondo de los océanos, que se conocen colectivamente como el bentos, y todos los animales que nadan libremente dependen de él para su sustento. En otras palabras, el plancton es la fuente principal de alimento para todos los animales marinos.
El plancton tiene poca influencia directa en la geología debido a su naturaleza perecedera. Indirectamente, realiza importantes contribuciones al añadir carbono a los lodos negros.
Vida en las frías aguas abisales. — Las aguas del fondo de las llanuras abisales son oscuras, gélidas y prácticamente inmóviles. Además, la presión es alta, el oxígeno es escaso y, al no haber barreras, la fauna altamente especializada, principalmente los invertebrados, ha migrado de forma bastante uniforme, aunque escasa, sobre los fondos. La escasa fauna se compone principalmente de formas ciegas, y donde los ojos han sido heredados y aún funcionan, como en algunos peces, se han agrandado enormemente para captar cualquier rayo de luz, pues casi todos los invertebrados y peces abisales son fosforescentes, capaces así de «transformar las oscuras profundidades en un jardín mágico». En algunos peces, todo el cuerpo brilla; en otros, hay hileras de diminutos puntos brillantes en las aletas del cuerpo, o luces parpadeantes en la cabeza o en los extremos de largos tentáculos. Otros tienen antenas largas y delicadas para orientarse en el fondo de los abismos oscuros.
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¶ Lectura colateral
James Johnstone, Condiciones de vida en el mar. Cambridge (University Press), 1908.
Otto Keummel, Handbuch der Oceanographic. Dos volúmenes. Stuttgart (Engelhom), 1907 y 1911.
John Murray y Johan Hjort, Las profundidades del océano. Londres (Macmillan), 1912.
Eudolph Ruedemann, La existencia y configuración de los continentes precámbricos. Museo Estatal de Nueva York, Boletín 239-240, 1922, págs. 65-152.
A. Agassiz, Una contribución a la talasografía estadounidense. Tres cruceros del vapor Blake, del Servicio Geodésico y Costero de Estados Unidos, en el Golfo de México, el Mar Caribe y la costa atlántica de Estados Unidos, de 1877 a 1880. Boletín del Museo de Zoología Comparada, Harvard College, vols. 14 y 15, 1888.
C. Wyville Thomson, El viaje del Challenger. Dos volúmenes. Nueva York (Harper), 1878.
J. Walther, Allgemeine Meereskunde. Leipzig (Weber), 1893.
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