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Capítulo 2. EL RELIEVE MEXICANO: UNA SUPERFICIE
DE CONTRASTES
José Juan Zamorano Orozco1
José Lugo Hubp1
José Ernesto Figueroa García2
Isaac Quijada Mendoza2
Introducción
La ubicación, la historia geológica y el régimen tectónico del territorio nacional, lo hacen ser una superficie de contrastes en cuanto a paisajes, que se vinculan a realidades humanas y económicas. El primer factor tiene relación con la latitud, que se refleja en la existencia de una zona desértica (noroeste) y una intertropical. Estas características, junto con la cercanía
de dos océanos, favorece la presencia de climas tan opuestos como el desértico, frío de alta montaña y tropical húmedo. Por otra parte, la historia geológica es extensa y compleja, comprende desde el Proterozoico hasta el Cuaternario (Lugo, 2010), característica que se asocia con una diversa litología. El tercer factor se relaciona con cuatro placas oceánicas (Pacífico, Rivera, Cocos y Caribe), que inte-ractúan con la continental de Norteamérica, hecho que hace de este sector uno de los más dinámicos del planeta. Cada uno de estos aspectos se relacionan entre sí, llegando a ser dependientes unos con otros, manifestándose en la génesis y en los procesos que modelan el relieve (morfología y evolución). En este capítulo se pretende proporcionar una visión general sobre el origen del relieve mexicano, tomando en cuenta una regionalización geomorfológica basada en Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática (Inegi, 1982) y Lugo y Córdova (1992).
Marco tectónico regional
El relieve mexicano ha tenido desarrollo en el periodo Neógeno-Cuaternario, en su mayor parte, por tanto se trata de estructuras geológicas recientes que han desarrollado morfologías diversas; todas ellas condicionadas por el clima de la región donde se ubican.
La arquitectura del territorio nacional es una alternancia entre conjuntos montañosos, alti-planos, cuencas intermontanas, planicies costeras y plataformas sedimentarias (Lugo, 1990). Para entender el origen, evolución y dinámica actual de cada una de estas unidades, es necesario tomar en cuenta el movimiento del continente (placa de Norteamérica) y del fondo oceánico que lo rodea (placa Pacífica, Rivera, Cocos y Caribe). En este marco, hay que mencionar que la existencia de fosas submarinas, se vincula con la compleja movilidad tectónica de la región. En el Pacífico han tenido desarrollo la del Golfo de California y la Trinchera Mesoamericana; mientras en el Caribe, la de Bartlett o Caimán (Figura 1).
El Golfo de California comenzó a formarse hace 130 millones de años (Mesozoico), cuando una masa de tierra se separó del continente a causa de movimientos tectónicos tangenciales ocurri-dos a lo largo de una línea de sutura, que hoy se conoce como falla de San Andrés. Desde entonces
1 Departamento de Geografía Física, Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México, Cir-cuito de la Investigación Científica, Ciudad Universitaria, 04510, Coyoacán, México, D. F. Correo electrónico: [email protected]; [email protected]
2 Becarios del Instituto de Geografía. Correo electrónico: [email protected]; [email protected]
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la actual Península de Baja California ha recorrido 650 km, y aún continúa su movimiento (Denyer et al., 2003).
El sistema disyuntivo de San Andrés se considera como una zona tectónica inestable, su disposición, dinámica com-pleja y carácter sismo-generador, la identifica como una de las más activas del mundo. Estas características no son for-tuitas y se entiende cuando se observa el vínculo estrecho que tiene con la Trinchera Mesoamericana, se une a ella al norte de Bahía de Banderas.
La morfología de la falla de San Andrés es la de una grieta visible por 1 300 km de longitud (dato aproximado),
en general se orienta al noroeste; además, es el límite entre la placa de Norteamérica y la del Pacífico (Figura 1).
La Trinchera Mesoamericana inicia en las costas de Jalisco, a la altura de Bahía de Banderas, para continuar con dirección SE por toda la costa del pacífico mexicano; de esta manera se prolonga por el litoral de América Central y termina al norte de Panamá. Su formación se remonta al Mioceno; sin embargo, sus características actuales las ad-quiere en los últimos cinco millones de años. Su longitud aproximada es de 3 000 km y su profundidad máxima se ha calculado en 6 700 m (Lugo, 1990).
Figura 1. La presencia de distintos tipos de bordes tectónicos en el territorio nacional, ha favorecido la existencia de una litología
variada e intrincados arreglos estructurales, estos aspectos han determinado la complejidad y espacialidad del relieve en México
(modificado de Denyer et al., 2003).
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El origen de la fosa se relaciona con un proceso de hun-dimiento, en donde la placa oceánica de Cocos o Coco se introduce por debajo de la Norteamericana (continental). Este movimiento es el principal responsable del volcanismo, la sismicidad y la actividad de las fallas en la región (Denyer et al., 2003).
La fosa Bartlett-Caimán se localiza en el Mar Cari-be al sur-suroeste de la isla de Cuba y se encuentra entre las placas de Norteamérica y Caribe. Su origen se vincula con una antigua zona de subducción que estuvo activa hace 56 millones de años (Eoceno). Como evidencia de este pro-ceso se formaron las montañas volcánicas de las islas Cai-mán y en Cuba, la Sierra Maestra.
La profundidad máxima de la fosa se estima en 7 600 m y su longitud en 2 000 km, esta estructura se dirige al con-tinente en dirección suroeste y en la medida que se acerca a tierra firme va perdiendo la morfología de depresión angosta. Al sur de Belice aparece como una zona de sutura que reci-be el nombre de Sistema de Fallas Polochic-Motahua. Este arreglo está integrado por dos rupturas principales que se dis-ponen en paralelo, con una separación entre ellas de 80 km (dato aproximado). El desplazamiento que existe en ellas es lateral izquierdo (13 mm/año: Burkart, 1978); sus nombres, provienen de los ríos que siguen su traza (Lugo, 1990).
Las fallas Polochic-Motahua cruzan Guatemala, el sur de Chiapas y en el Océano Pacífico se unen bajo el mar con la Trinchera Mesoamericana, de esta manera se integra a la frontera entre la placa del Caribe y la Norteamericana, lo que explica la presencia de sismos y volcanes activos en la región.
El relieve endógeno mexicano es consecuencia de la interacción de las placas de Norteamérica, Pacífico, Cocos y Caribe (Figura 1). Esta dinámica ha definido una arqui-tectura compleja en donde el magmatismo, el vulcanismo, las fallas activas, las deformaciones estructurales y el estrés sísmico, han definido la morfología actual de la corteza con-tinental de nuestro país.
La tectónica regional permite entender la espacialidad de los relieves que se vinculan con la dinámica interna de la Tierra, pero esto es solo una parte; la otra resulta de la interacción del clima con las formas terrestres, este vínculo se conoce como procesos exógenos (meteorización, erosión y acumulación) y se encarga de nivelar, modificar o destruir los territorios creados por las fuerzas endógenas.
En un territorio de montaña, como es el de México, el clima cambia de acuerdo con la altitud, la orientación de vertientes o con la cercanía o lejanía al mar (continentali-dad). En este contexto las variaciones pueden ser extremas; es decir, de muy secos a muy húmedos o de muy cálidos a muy fríos (Hernández, 2010). En este contexto se debe
considerar que la morfología desarrollada en el relieve mexi-cano, se vincula con procesos de modelado que controla el clima.
El relieve de México
Las regiones geomorfológicas agrupan territorios con carac-terísticas naturales semejantes en cuanto a litología, arre-glos tectónicos, morfogénesis y clima. De esta manera se logra un análisis objetivo y preciso de amplios territorios; con este fin, se utilizan la delimitación fisiográfica propues-tas por Inegi (1982) y los criterios en la clasificación del relieve de Lugo y Córdova (1992), en las siguientes cate- gorías: I. Sistemas montañosos; II. Planicies elevadas; III. Planicies escalonadas de origen volcánico; IV. Planicies y V. Depresiones (Figura 2).
I. Sistemas montañosos
1. Península de Baja CaliforniaEsta región presenta fronteras bien definidas; al norte, el valle de San Joaquín (noroeste) y sirviendo de enlace, una extensa llanura de inundación (río Colorado) se une con el desierto de Sonora (noreste); el límite este lo marca el Mar de Cortés, el sur Cabo San Lucas y el Océano Pacífico el oeste.
La orientación preferencial de esta unidad es noroeste- sureste, su longitud es de 1 430 km, su anchura media es de 75 km y el litoral tiene una extensión de 4 260 km, que se reparte entre el Océano Pacífico y el Golfo de California. En general, se puede afirmar que este territorio es un siste-ma montañoso complejo, en donde laderas muy inclinadas descienden hacia el Mar de Cortés y definen acantilados; en la vertiente opuesta, rampas ligeramente inclinadas y sin cambios altitudinales dominan el paisaje.
Las condiciones litológicas, tectónicas y geomorfoló- gicas no son iguales a lo largo de la península, existen dife-rencias muy marcadas entre las californias (norte y sur) y se hacen evidentes entre los paralelos 27 y 28° de latitud norte.
El sector norte de la provincia está integrado por tres cinturones rocosos diferentes en litología, arreglo estructu-ral, edad y tipo de relieve. El que cuenta con mayor angos-tura es el más occidental, se compone de una secuencia de detritos marinos y continentales poco consolidados que no registran perturbaciones tectónicas importantes. Los mate-riales se disponen en estratos subhorizontales de areniscas, limonitas, lutitas y conglomerados; todas ellas del Cretá-cico Superior (Inegi, 1982). Este tipo de litología es muy
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competente a la erosión y al ser susceptible al acarreo flu-vial, ha favorecido la existencia de amplias rampas detríticas en la vertiente pacífica.
De acuerdo con Inegi (1982), el cinturón central está constituido por rocas volcánicas, volcanoclásticas y sedi-mentarias del Cretácico Inferior, que están afectadas por densos sistemas de fallas y cuerpos intrusivos que se empla-zaron a lo largo del Cretácico. Esta franja se ha interpretado como parte del cinturón volcánico-sedimentario que ocupó el noroeste del actual territorio nacional. El origen de esta estructura se vincula con un proceso de subducción tempra-no ocurrido durante el Mesozoico, entre la placa del Pacífico y la de Norteamérica. La morfología actual de este sector está condicionada por los sistemas disyuntivos, que favore-cen el desarrollo de patrones de drenaje, haciendo eviden-te este control (enrejado, rectangular, angular, subparale-lo y anular). La dinámica fluvial es a manera de torrente o torrentera, en donde las cuencas de captación son pequeñas en área, pero profundas y numerosas (circos de erosión). Es-tas formas de relieve al tener desarrollo en la periferia de la porción cumbral, definen una morfología de crestas asimé-tricas a lo largo de toda la sierra.
La franja oriental está formada por rocas intrusivas y me- tamórficas originadas a partir de detritos continentales y ro- cas sedimentarias que fueron afectadas por el metamorfis-mo regional del Mesozoico. Los batolitos responsables de este proceso son, por su composición mineralógica, tonali-tas, granodioritas y granitos (Ibid.).
Los tres conjuntos litológicos de Baja California Norte (BC Norte), integran la Sierra de Juárez y la de San Pedro el Mártir. La primera, es una extensión en territorio mexicano de un sistema montañoso que inicia en territorio de Esta-dos Unidos de Norteamérica. La segunda es más extensa, el punto más alto alcanza los 3 096 metros sobre el nivel del mar (msnm) y se conoce con los nombres de Picacho de la Providencia o del diablo y como el cerro de la Encantada.
La morfología que caracteriza la sierras de Juárez y de San Pedro Mártir, es de crestas, domos (en cúpula y campa-na), que se intercalan con estructuras mesiformes, sobre todo en la porción cumbral. En las laderas son comunes los berro-cales (domos degradados), pedrizas (berrocal degradado), tors (piedras caballeras) y lanchares (alternancia de bolos y arenas). Es importante mencionar que en el extremo suroeste (BC Norte), se localizan las estribaciones septentrionales del desierto de Vizcaíno; territorio de amplias superficies subho-rizontales cubiertas por dunas o mantos ondulados.
Baja California Sur (BC Sur) se caracteriza por ser un territorio de contrastes; como respuesta a una espacialidad en donde se alternan planicies y conjuntos montañosos. Este arreglo condiciona la intensidad de la erosión, hecho que se
refleja en el desarrollo de extensas y potentes rampas detrí-ticas al pie de las montañas, relieve que se vincula con una dinámica torrencial (lluvias extraordinarias) y un cambio abrupto en la inclinación del terreno (morfología), estos fac-tores favorecen el desarrollo de un piedemonte, a partir de la sobreposición de abanicos aluviales.
En este sentido las grandes unidades del relieve que se intercalan son las superficies subhorizontales de Vizcaíno y las de Purísima-Iray-Magdalena, con las sierras complejas de San Francisco, Guadalupe, La Giganta y Las Ánimas.
La primera de las superficies niveladas se localiza en el extremo noroeste, se trata de la cuenca Vizcaíno, que al ser una estructura sinclinal funcionó como una cuenca sedi-mentaria desde el Triásico; de esta manera, su relleno quedó como un registro estratigráfico que llega hasta el Cuaterna-rio (Ibid.).
En la actualidad, este territorio se conoce como De-sierto de Vizcaíno y de acuerdo con su morfología, se ha di-vidido en dos sectores: el borde occidental (litoral pacífico) y el oriental (continental). El primero se caracteriza por ser una superficie que varía de subhorizontal a ligeramente on-dulada, esta peculiaridad favorece la inundación temporal y el desarrollo de cuerpos lagunares someros en los sectores más deprimidos. Otro rasgo distintivo es la existencia de dunas en media luna (aisladas o en grupos), así como man-tos, montículos de arena y cubetas de deflación.
En el sector oriental, las planicies se intercalan con las estribaciones de la Sierra de San Francisco; en este arre-glo, las primeras funcionan como superficies de nivel base correspondiente a pequeñas cuencas intermontanas o bol-sones, que se inundan y forman lagos esporádicos en perio-dos extraordinarios de lluvia.
En dirección sureste-noroeste se dispone un conjun-to montañoso de compleja litología, en donde predominan secuencias volcánicas de hasta 1 200 m de espesor, que se intercalan con areniscas y conglomerados continentales del Paleoceno-Eoceno (Ibid.). La edad de los piroclastos y lavas de esta columna comprenden del Mioceno Superior al Plio-ceno inferior; los depósitos se disponen de manera paralela, indicando que la tectónica no tuvo influencia sobre ellos.
Esta sierra se identifica con varios nombres de acuerdo con la localidad que atraviesa: de norte a sur, se conoce como San Francisco, de Guadalupe, La Giganta y Las Ánimas. El perfil morfológico a lo largo de todo el conjunto montañoso es mesiforme, cada una de estas estructuras está separada por valles fluviales profundos, que exhiben laderas en grade-ría, como respuesta de la diferente competencia de las rocas a la erosión. La vertiente del Golfo de California, define acan-tilados abruptos que se intercalan con rampas-abanico de corta longitud que al llegar al mar forman pequeñas playas.
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2. Sierra Madre OccidentalEste sistema montañoso ocupa la porción oeste-noroeste del territorio nacional; al norte inicia en el río Yaqui (Sonora) y su límite sur lo marca el Grande de Santiago (Nayarit-Jalisco), la distancia entre estos dos puntos es de 1 250 km. La altitud promedio es de 3 000 msnm y el Cerro Gordo, en Durango, es el punto más alto de todo el conjunto (3 340 msnm). La amplitud más representativa es de 150 km y la superficie total es de 289 000 km2 (García y Lugo, 2003).
La morfología de todo el conjunto montañoso, en ge-neral, es el de una meseta de origen volcánico, en donde numerosos ríos han excavado profundos valles (1 500 m); otros han aprovechado la existencia de amplias y profun-das fosas tectónicas para fluir por el sector más deprimi-do, el graben. En este marco, las más espectaculares son la Barranca del Cobre y la de Urique con una profundidad aproximada de 1 879 m.
Cabe mencionar que la morfología es diferente en las vertientes opuestas de la sierra; en este sentido, la conti-nental presenta un descenso gradual y muy tendido. Por esta razón el paisaje está integrado por relieves mesiformes que descienden de manera gradual y forman escalones o graderías. Entre estos desniveles se intercalan valles de fon-do plano y amplio, en donde es posible reconocer numerosas secuencias de terrazas fluviales. En dirección al continente disminuyen los escarpes erosivos y tectónicos, pero cuando se interceptan con cauces fluviales forman cascadas (erosión remontante). En el sector más distal, se entretejen elevacio-nes montañosas aisladas de poca altitud y forman cuencas a manera de bolsones.
El borde occidental es un límite abrupto condicionado por la presencia de sistemas complejos de fallas, tanto nor-males como de movimiento horizontal. La intensa erosión fluvial ha excavado profundos circos de erosión y cañones profundos, que al acercarse al mar desarrollan amplias lla-nuras de inundación. El factor que permite el escurrimiento permanente y el modelado continuo del relieve, es la exis-tencia de una precipitación anual de 1 500 mm.
En el arreglo estructural de la Sierra Madre Occidental (SMOc) se distinguen dos importantes secuencias ígneas, se-paradas por un contacto que representa un periodo de calma volcánica. La fase temprana se reconoce por la existencia de rocas intermedias y, en algunos casos, es posible observar los respectivos focos de emisión; la edad estimada es de 100 y 45 millones de años. Su rasgo distintivo es la deforma-ción tectónica de todo el conjunto infrayacente, así como su alteración y la presencia de una densa red de fallas. Los depósitos tardíos son extensos y continuos, se reconocen por ser ignimbritas riolíticas y riodacítas, que se disponen de manera subhorizontal o ligeramente inclinadas a favor
Las laderas occidentales están separadas del océano por pla-nicies eólicas, bolsones y extensas rampas detríticas que tie-nen su origen en la montaña y terminan en el mar formando extensas playas arenosas o complejos sistemas lagunares.
La cuenca Purísima-Iray-Magdalena se localiza en la porción suroeste del la BC Sur y su morfología actual no co-rresponde con la de depresión, se trata de una superficie su-bhorizontal, ligeramente inclinada y ondulada. Sobre este terreno se intercalan las porciones más distales de amplios abanicos aluviales cuyo origen e encuentra en las sierras de Guadalupe y La Giganta. El relieve contemporáneo tiene su origen en el relleno de una extensa hondonada (sinclinal), que comienza a concentrar detritos desde el inicio del Ce-nozoico hasta el Cuaternario. El grosor de la columna es de más del 2 000 m y en ella predominan las lutitas de facies de talud y las areniscas. Estos depósitos tienen como carac-terística una incipiente consolidación, un arreglo en estratos y un carácter clástico marino (Ibid.).
La Región del Cabo se localiza en el extremo sur de la península, su origen está vinculado con la intrusión de batolitos ocurrida durante el Mesozoico. En estrecha rela-ción con este proceso, existen afloramientos de pizarras y gneis, como resultado del metamorfismo de sedimentos del Cretácico (Ibid.). En conjunto, todo el sistema montañoso define una morfología de macizo (granitos y granodioritas), con amplios (llanuras de inundación) y profundos valles flu-viales que interrumpen su continuidad.
Las formas de relieve más comunes del sector serrano del Cabo son los crestones, crestas y domos en las cumbres. Sobre las laderas existen extensos berrocales (domos degra-dados), pedrizas (berrocal degradado) y tors-lanchares (bo-los intercalados con zonas arenizadas). Estos últimos hacen contacto con rampas detríticas formadas a partir de acarreos fluviales, se disponen en el corto espacio que existe entre la montaña y el mar.
La expresión del relieve de la Baja California está en estrecha relación con las condiciones áridas y semiáridas del territorio. Por otra parte, esta porción es una de las más activas y móviles de nuestro país (falla de San Andrés), de ahí su carácter sismo-generador y su peligro latente. No obstante, el riesgo más frecuente y devastador no es el tec-tónico. Por los daños económicos, el número de población afectada y víctimas mortales, se considera a las lluvias ex-traordinarias (asociadas a tormentas tropicales y ciclones), como las responsables de desbordamiento de ríos, inunda-ciones, flujos de lodo, procesos de ladera (deslizamientos y desprendimientos) y marejadas ciclónicas. El huracán Odile (categoría 4: EHSS), en septiembre de 2014 provocó el último estado de contingencia en la península y sirve de ejemplo de lo que se ha explicado (Figura 2).
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de la dirección de la pendiente regional. La edad varía de 34 a 27 millones de años (Inegi, 1982).
El relieve actual de la SMOc no se debe exclusivamente a la actividad volcánica que le dio origen, también a even-tos tectónicos ocurridos en el Neógeno-Cuaternario. Éstos formaron importantes sistemas disyuntivos en arreglos or-togonales; de esta manera se creó una superficie móvil en bloques que controla la espacialidad de la disección y la tra-yectoria de los principales cursos fluviales.
La SMOc contiene importantes recursos minerales (plo-mo, cobre, plata y oro), características que ha desempeñado un papel de primer orden en la región. Estas masas mine-ralizantes se vinculan con el emplazamiento de intrusivos que afectaron el basamento de la estructura montañosa (se-cuencias volcánicas tempranas), al término del Mesozoico y principios del Cenozoico. Aunque la minería ha sido su-perada por otras actividades económicas, aún proporciona ocupación a un sector importante de la población, además de mantener viva la tradición de los buscadores de riquezas minerales, los gambusinos (Figura 2).
3. Sierra Madre OrientalEsta cordillera en los Estados Unidos se conoce como Chisos Moutains y en el suroeste de Texas se integra al Parque Na-cional Big Bend. En México, y con el nombre de Sierra Ma-dre Oriental (SMOr), inicia al sur del río Bravo, se dispone a lo largo del Golfo de México de manera paralela y termina en el extremo oriental del Cinturón Volcánico Mexicano (Veracruz). La longitud de la SMOr es de 600 km, la anchu-ra promedio varía de 50 a 80 km, la altitud media es de 2 000 msnm y el Cerro El Potosí en Nuevo León, es el punto más alto: 3 724 msnm (García y Lugo, 2003).
La SMOr se originó a partir de depósitos sedimentarios mesozoicos que se depositaron sobre un basamento Paleo-zoico y Precámbrico (Inegi, 1982). La evolución de estos depósitos contempla una deformación intensa, producto de levantamientos, movimientos horizontales, compresio-nes, distensiones, plegamientos y cabalgaduras. Todos estos eventos se presentan en el Cretácico Superior y se conocen como Orogenia Laramide, inician entre 70-80 y termina hace 25-55 millones de años atrás, en México recibe el nombre de Orogenia Hidalgoense (De Cserna, 1960).
La expresión del relieve a lo largo de la sierra muestra marcadas diferencias, no obstante existe una litología ho-mogénea y deformaciones tectónicas comunes. La explica-ción de este hecho se vincula con las variaciones del clima; al norte predomina un ambiente árido, condición que es gradualmente más húmeda hacia el sur.
En el sector septentrional tienen desarrollo pliegues angostos, alargados simétricos o volcados, que imprimen al
paisaje una textura rugosa. Por otro lado, la presencia de una cubierta vegetal abierta permite la identificación de va- riadas formas de relieve vinculadas de forma directa con es-tructuras plegadas, presencia de fallas y erosión diferencial; entre ellas se reconocen los escarpes, mont (anticlinal que origina relieves positivos), crestas (resalte rocoso asocia-do a la erosión diferencial), val (valle que coincide con un sinclinal), cornisas (saliente rocoso horizontal), mesas, ruz (curso fluvial resecuente), cuestas (estructura monoclinal), cluse (valle transversal a una estructura plegada), domos, chevrons (resaltes de capas duras con fuerte inclinación) y combes (valle excavado en dirección de un plegamien-to). Al noroeste de la ciudad de Monterrey son comunes los cierres periclinales (pliegue anticlinal afectado por la ero-sión diferencial a lo largo de su eje axial) y los hog-back (re-lieve residual a manera de cresta que se disponen en semi-círculos o elipses; anticlinal intensamente erosionado).
Las formas cársticas que existen en la porción norte de la SMOr, se formaron en condiciones climáticas distintas a las actuales, por lo cual los procesos de disolución se han ra-lentizado en nuestros días; no obstante, es posible identificar formas superficiales (exocárticas), como dolinas (depresión de geometría cónica, troncocónica o irregular originada por la disolución-colapso), uvalas (depresión amplia, cerrada, de fondo plano o irregular: dolinas coalescentes), valles cársti-cos (conductos subaéreos de paredes verticales que sirven de valle a un río: cañones), sumideros (conductos verticales que conectan la superficie con galerías subterráneas) y la-piaz (salientes agudas separadas por una red de surcos debi-dos a la disolución de tamaño centimétrico). Las formas de relieve subterráneo (endocársticas), están representadas por cavernas con desarrollo de variados y complejos espeleo-temas (estalactitas, estalagmitas, mantos y columnas); las grutas de García, al noroeste de Monterrey, son un ejemplo representativo de esto.
Los valles fluviales son profundos de laderas pronun-ciadas y trayectorias controladas por la estructura geológica. Cuando la separación entre pliegues lo permite, o bien exis-te una depresión o el río atraviesa una planicie, se favorece el desarrollo de llanuras aluviales extensas de fondo plano que se inundan en la estación húmeda del año o en periodos extraordinarios de lluvia (influencia ciclónica). Esta diná-mica se conoce por los rastros de flujo o las huellas de patro-nes de drenaje sinuosos o trenzados sobre el lecho fluvial.
La porción sur de la SMOr es una de las zonas más hú-medas del país (de 1 000 a 4 000 mm: precipitación anual), estas condiciones favorecen la existencia de una cubierta vegetal bien desarrollada, así como escurrimientos perma-nentes que interrumpen la continuidad de la sierra a través de amplios y profundos valles intermontanos. Algunos de
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acreción y se asocia con la movilidad de placas tectónicas. La última opinión se vincula con una dinámica disyuntiva intensa, con la capacidad de fragmentar la corteza continen-tal, definir bloques y controlar su acomodo (Ibid.).
El origen de la Sierra Madre del Sur (SMS) es complejo y se refleja en la variedad litológica y cronológica presente a lo largo de toda la estructura. Un ejemplo de lo anterior es el sector norte, en donde existen secuencias tempranas del Mesozoico (sedimentarias de plataforma y volcánico sedi-mentarias tipo arco insular-mar marginal), intercaladas con afloramientos del Jurásico (volcánico sedimentario) y del Cretácico Inferior (calizas afectadas por metamorfismo de contacto) y Superior (calizas de plataforma y terrígenos con-tinentales), (Cerca et al., 2007).
La porción oriental de la sierra se caracteriza por la existencia de amplios afloramientos de plataforma, en don-de predominan las calizas cretácicas; mientras en el sector occidental se intercalan afloramientos de rocas volcánicas (andesitas) con depósitos volcánicos sedimentarios, calizas y terrígenos; todos ellos del Cenozoico. El sur es escenario de extensos afloramientos de rocas metamórficas de edad variable (Paleozoico-Mesozoico), que están afectadas por emplazamientos batolíticos del Mesozoico Superior e inclu-so del Cenozoico (SPP, 1982).
Con base en lo anterior, se puede afirmar que la SMS es una región de alta complejidad estructural, producto de numerosos eventos tectónicos yuxtapuestos. No obstante, es posible observar una relación estrecha entre la litología, su arreglo tectónico y la expresión del relieve; en este sen-tido, se puede mencionar que las rocas calizas y volcánicas se posicionan en la cumbre o muy cerca de ella. Las meta-mórficas en las laderas y en las porciones bajas los granitos. Este acomodo hace que las cimas desarrollen geometrías convexas y tabulares; los flancos montañosos tiendan a la concavidad, como respuesta a una erosión fluvial intensa (alta densidad de barrancos). Mientras en las laderas bajas y los terrenos cercanos a la costa existen extensas áreas con lomeríos que se disponen en semicírculos o arcos, resultado de la acción de diferentes agentes de erosión que desmante-lan los granitoides.
El clima de la SMS, en general, varía de cálido húme-do a subhúmedo con temperatura promedio >18º C y una precipitación anual > 800 y 1 000 mm. Estas condiciones han permitido el desarrollo de una intensa disección fluvial, con densos patrones de drenaje (dendríticos y subdendrí- ticos); además de la existencia de valles amplios y profundos como los del río Balsas, Verde y Tehuantepec. La presencia de amplias y profundas fosas tectónicas ha facilitado su des-embocadura al Pacífico. Por otro lado, las llanuras costeras son angostas y en contacto con la montaña, localmente se
ellos han desarrollado llanuras que en temporada de lluvias extraordinarias (asociadas a los ciclones) se inundan, y po-nen en riesgo las poblaciones asentadas en sus riveras. Es el caso de los ríos Panuco, Santo Domingo, Tuxpan, Tecolutla y Nautla, entre los más importantes.
En este sector la sierra presenta pliegues más anchos, con una mayor separación entre ellos y una orientación re-gular sin cambios significativos (noroeste-sureste). La ex-presión del relieve en este sector resulta de la interacción entre la litología, el clima y la vegetación, asociación que favorece la variedad y la evolución dinámica de las formas cársticas, tanto en superficie como en el subsuelo; estas úl-timas, con desarrollos complejos de sistemas de cavernas y ríos subterráneos de varios kilómetros. En esta porción la SMOr mantiene un ambiente cálido y húmedo, factores que favorecen el desarrollo de formas residuales que son carac-terísticas de este paisaje, se trata de los mogotes y de la terra rossa. Los primeros llegan a superar los 100 m de altura, su aspecto es cónico, triangular o cilíndrico y destacan del entorno por estar emplazados en planicies que constituyen el límite de la disolución (rocas no carstificables). Los se-gundos son un relleno de residuos o impurezas de calizas, se trata de materiales no solubles que formaban parte del sustrato y que ahora mantean la superficie; también se co-nocen como cortezas de intemperismo, alteritas o eluviones (Figura 2).
4. Sierra Madre del SurEsta estructura inicia en Jalisco al sureste de Bahía de Ban-deras, en este punto hace contacto con el Cinturón Volcáni-co Mexicano, para continuar hasta el Istmo de Tehuantepec, al oriente de Oaxaca. Este sistema montañoso al disponerse paralelo a la costa define una planicie costera angosta que desaparece de manera gradual en dirección sureste. Su lon-gitud se ha calculado en 1 200 km, el ancho en 150 km, su altitud promedio es de 2 000 msnm y el punto máximo es el Cerro Quie Yelaag al sur de Oaxaca con 3 710 msnm (Lugo, 1990).
La sierra adopta varios nombres; cada uno de ellos en función de las localidades que va atravesando, en Jalisco se conoce como Cuale, Parnaso y del Perote; Coalcomán en Michoacán; Coicoyán, Cuchilla, Cumbres, la Tenta-ción y Tenango en Guerrero, y como Colotepec, Juquila y Miahuatlán, en Oaxaca.
Existen diversas opiniones acerca de su formación, se ha explicado a partir de la subducción entre la placa oceá-nica de Cocos y la continental de Norteamérica (Trinchera Mesoamericana). También se consideró la unión de superfi-cies marginales o bordes (marinos o subaéreos) al continen-te por colisión-compresión, fenómeno que se conoce como
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ensanchan en la desembocadura de ríos permanentes que proveen de sedimentos y favorecen la existencia de impor-tantes sistemas lagunares.
Por último, cabe mencionar que la SMS al ser un sis-tema de bloques tectónicos inestables vinculados a la diná-mica de subducción que ocurre en el fondo oceánico inme-diato, manifiesta una constante e intensa actividad sísmica (Figura 2).
5. Montañas de ChiapasEste sistema montañosos da inicio al sureste de Oaxaca a la altura del río Ostuta, para continuar en territorio guatemal-teco; en México, las Montañas de Chiapas (MCH) tienen una longitud de 270 km, su amplitud varía entre 50-65 km y ocupan una superficie aproximada de 16 800 km². La al-titud media de toda la estructura es de 2 200 msnm y el cerro San Miguel (2 800 msnm) es el punto más alto (Lugo, 1990).
Las MCH mantienen una orientación noroeste-sureste y se disponen de manera paralela a la costa, particularidad que condiciona el potencial dinámico del relieve, en espe-cífico, los procesos gravitacionales y las inundaciones que son de gran magnitud en temporada de lluvias ciclónicas. Por otro lado, la cercanía con la zona de subducción entre las placas de Cocos y Norteamérica, provoca una intensa actividad sísmica y movilidad en los sistemas de fallas de Polochic-Motahua.
El origen de la estructura inició en el Mesozoico con una fuerte compresión de rocas sedimentarias (calizas) y detritos (Inegi, 1982), favoreciendo el desarrollo de pliegues angostos, cercanos unos con otros y dispuestos en paralelo. En otros sectores, la amplitud entre los anticlinales y sin-clinales fue aumentando hasta definir una disposición con forma de abanico. Este proceso de deformación explica la existencia de densos sistemas de fallas inversas en toda esta región (Lugo, 1990).
La historia tectónica de la región explica la existencia de un sustrato plegado y afallado, constituido por potentes secuencias de rocas sedimentarias marinas intercaladas con depósitos continentales, que sobreyacen sobre un basamen-to Precámbrico. En el Paleozoico toda la columna estuvo so-metida a un intenso metamorfismo de contacto, resultado de numerosas intrusiones magmáticas que afectaron este territorio. Este evento fue de tal magnitud que se le atribuye al batolito de Chiapas, el cierre del paso entre el Océano Atlántico y el Pacífico a fines del Paleozoico.
El relieve de las MCH responde a la interacción del clima (cálido subhúmedo y precipitación promedio anual > 1 500 mm) con la existencia de una litología deforma-da y afallada que favorece la competencia del sustrato a la
erosión fluvial y gravitacional; de esta manera se logra para toda la estructura una morfología escarpada y áspera.
Las cimas se caracterizan por desarrollar geometrías tabulares y convexas, aspecto que tiene relación con la existencia y acomodo de la estratificación de las calizas. Es-tos terrenos se presentan continuos, esta característica se mantiene y no se interrumpe por formas de erosión como circos fluviales o gravitacionales. En general, los terrenos cumbrales presentan una aparente estabilidad, condición que contrasta por ser opuesta con las laderas montañosas. En donde existen densas redes fluviales en arreglos dendrí-ticos, subdendríticos y subparalelos. En cada uno de ellos existen numerosos saltos de cabecera (desnivel por el cual el río crea turbulencia, incrementa su velocidad y poder erosi-vo), relieve que evidencia una activa y dinámica erosión re-montante (destrucción del terreno en dirección contraria a la inclinación local de terreno). Por otro lado, las vertientes son escenario de intensos procesos gravitacionales (desliza-mientos, desprendimientos y flujos de lodo), que se magni-fican en la temporada de lluvias extraordinarias (ciclónicas).
La MCH forma parte de las cuencas de captación de los principales escurrimientos de la región, los ríos Cuatán, Grijalva, Lacantún, Motozintla, Suchiate y Usumacinta, en-tre otros. En todos los casos y al menos un sector del cur-so de los escurrimientos mencionados, está controlado por amplias y profundas fosas tectónicas; la mayoría al tener desarrollo en sustratos calizos ha favorecido la disolución y el desarrollo de numerosas formas de relieve a su interior, entre las que destacan dolinas, uvalas, campos de lapiaz en laderas escalonadas y simas (ventanas cársticas) que conec-tan con ríos subterráneos o cavernas. A todo este conjunto se conoce con el nombre de polje (depresión lito-estructural de fondo plano). El fondo de estas profundas depresiones está ocupado por superficies planas que aumentan en área en la medida en que el río se acerca a su desembocadura. En temporadas de lluvias (ciclónicas) estos terrenos se inundan y ponen en peligro vías de comunicación, terrenos de culti-vo y numerosas poblaciones que se localizan en sus riberas.
Existen dos volcanes activos en este territorio; el pri-mero, en el sector septentrional y rodeado de rocas sedimen- tarias se conoce como Chichón (1 315 msnm), su última erupción ocurre en 1982. El Complejo Volcánico Tacaná (4 150 msnm) es el segundo, se localiza en el extremo SE entre la frontera de México y Guatemala. Forma parte del Arco Volcánico Centroamericano y su último periodo de actividad fue en 1950.
La porción meridional de las MCH presenta una pla-nicie costera acumulativa con largas y amplias barras que favorecen la existencia de sistemas lagunares. La amplitud de esta superficie es variable, su máximo es de 45 km en la
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zona del Istmo de Tehuantepec y de 15 km en las cercanías del poblado de Tonalá (Lugo, 1990), (Figura 2).
II. Planicies elevadas
6. AltiplanosSe localizan en la porción centro-norte del país, entre la Sierra Madre Oriental y la Occidental. Su amplitud máxima es de 830 km, este dato se obtuvo midiendo en dirección es-te-oeste del sector más representativo, en la trayectoria de cálculo se incluye la ciudad de Torreón. La frontera norte está fuera del territorio nacional (Estados Unidos de Nor-teamérica) debido a que esta región es parte de la provincia Basin and Range y de ella, los altiplanos representan su por-ción más austral. La Sierra de la Breña-Zacatecas es el límite sur esta unidad.
Los altiplanos se caracterizan por ser una superficie de erosión-acumulación que se alterna con valles intermonta-nos (sinclinales), elevaciones aisladas (crestas anticlinales) o grupos de pliegues en arreglos paralelos. Todo el conjunto se orienta en dirección sureste-noroeste y su altitud varía de 1 400 msnm al norte y 1 200 msnm al sureste. Entre los frentes montañosos (laderas escarpadas) y los terrenos de-primidos inmediatos, han tenido desarrollo amplios abani-cos aluviales que al coalescer forman rampas de detritos que se conocen con el nombre de bajadas (superficies inclinadas y onduladas que limitan cuencas intermontanas endorreicas o bolsones).
El origen y evolución de este sector del país inicia en el Neógeno, se asocia con cese de actividad de la placa Farallón, los eventos tectónicos del rift en el Golfo de California y los del Pacífico Oriental. Como respuesta de la compleja dinámica del fondo oceánico, en continente los procesos endógenos provocan movimientos distensivos y sistemas disyuntivos en dirección noroeste-sureste y norte-sur. Este fue el inicio, desarrollo y evolución de fosas tectónicas profundas y amplias, que estuvieron acompañadas desde sus fases más tempranas con actividad volcánica (Terciario); algunos eventos de esta naturaleza llegan de manera aislada y excepcional al Cuaternario. Este hecho explica la existen-cia de potentes depósitos de rocas volcánicas en la región. Por último, el clima húmedo del Pleistoceno se encargó de rellenar el graben de cada estructura con detritos fluviales acarreados por ríos provenientes de las sierras madres, este proceso termina con la colmatación de las hondonadas y el sepultamiento parcial de conjuntos montañosos menores.
Tomando en cuenta las singularidades morfológicas y los criterios de Lugo (1990), esta región se divide en tres sectores. El primero es tipo borde montañoso y se dispone
marginal a la Sierra Madre Occidental, su peculiaridad es la alternancia de elevaciones y valles intermontanos de fondo plano que en la medida que avanzan hacia las partes bajas, cortan la continuidad del piedemonte, con valles amplios y de fondo plano.
El segundo se asocia con planicies acumulativas de va-riada génesis (aluviales, de piedemonte, lacustres y eólicas) y morfología diversa (subhorizontal, ligeramente onduladas y en lomeríos). Las condiciones climáticas de este sector son áridas y con 200-300 mm de precipitación media anual, lo que favorece la existencia de procesos eólicos en la porción más baja de la mayoría de las cuencas endorreicas del sector que se conocen como bolsones.
El tercer sector se compone de secuencias subhori-zontales vinculadas a piedemontes o a planicies aluviales, que están desmembradas por elevaciones aisladas de origen sedimentario o volcánico. Los procesos responsables del modelado son los eólicos de ambientes semidesérticos. En este marco destaca el retroceso paralelo de frentes monta-ñosos por erosión fluvial torrencial (menos de siete días al año) y gravitacional. La presencia de actividad eólica se re-duce a las llanuras intermontanas y a las planicies lacustres inactivas (Figura 2).
7. Mesa centralSe trata de una amplia planicie elevada (altiplanicie) locali-zada en la parte central de México; su límite norte y este lo define la Sierra Madre Oriental. Hacia el oeste la frontera la fija la Sierra Madre Occidental y al sur, el Cinturón Volcá-nico Mexicano. La altitud varía de sur a norte, en el sector austral es de 2 000 msnm y desciende de manera gradual hasta los 1 200 msnm en la porción septentrional. Al inte-rior de la superficie subhorizontal, interior, existen eleva-ciones aisladas y conjuntos montañosos que no alcanzan los 600 m de altura.
En cuanto a su origen, existen opiniones diversas; es considerada como la porción más distal de la provincia nor-teamericana de Basin and Range (Stewart, 1978). Como un territorio de bloques reactivados vinculados con la Sierra Madre Occidental (Pasquaré et al., 1987) o como una depre-sión intermontana de grandes dimensiones, que se rellena en el Neógeno-Cuaternario por acarreos fluviales y variados materiales volcánicos; estos últimos, presentes desde el Oli-goceno (Lugo, 1990). La Mesa central (Mc) a profundidad, se constituye de secuencias sedimentarias del Cretácico y Jurásico Superior, el espesor de estos depósitos varía de 4 000 a 8 000 m (López, 1979).
Sobre la superficie inclinada de la Mc, sobresalen ele-vaciones aisladas (crestas anticlinales), conjuntos montaño-sos de cimas agudas y asimétricas, constituidos por rocas
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magmáticas (intrusivas y extrusivas) del Terciario; los de-pósitos volcánicos del Cuaternario se presentan forman-do mesas de basalto (origen fisural) o campos de lava con morfología de lomeríos. También son frecuentes las sierras de origen sedimentario (Cretácico-Jurásico), éstas pueden aparecer alargadas y con una cima continua y plana (me-sas estructurales) o piramidales con cúspides convexas y contrastes altitudinales en distancias horizontales cortas, producto de un intenso plegamiento y presencia de variados sistemas disyuntivos. Los sustratos metamórficos se presen-tan alterados y en complejos arreglos de fallas activas, estos aspectos se reconocen por estructurar montañas-bloque.
La precipitación en la Mc es de 300 a 600 mm (media anual) y permite a los ríos excavar valles cortos pero muy amplios, este crecimiento se ha logrado a partir de un cons-tate proceso de zapa (socavación de la margen inferior de una ladera fluvial), alternado con procesos gravitacionales y la existencia de un sustrato competente que favorece el retroceso de las laderas y el desarrollo del piedemonte. Por otro lado, el borde oriental de la Mc retrocede de manera continua, como respuesta de una intensa acción remontante presente en circos erosivos y saltos de cabecera, asociados a escurrimientos de la Sierra Madre Occidental y a nume-rosos afluentes de los ríos Lerma y Moctezuma (Figura 2).
III. Planicies escalonadas de origen volcánico
8. Cinturón Volcánico MexicanoEsta región concentra una importante actividad volcánica entre los 19 y 20° de latitud norte y cruza el centro del país desde la costa del Pacífico (Nayarit) a la del Atlántico (Vera-cruz), su longitud es de 1 100 km y su amplitud varía entre 50 y 250 km. El origen del Cinturón Volcánico Mexicano (CVM), se asocia con la subducción de la placa de Cocos por debajo de la Norteamérica. La falta de coincidencia en la orientación entre el CVM y la Trinchera Mesoamericana, se explica a partir de los distintos ángulos de inclinación que adopta la superficie oceánica, al desplazarse por debajo del continente.
La actividad volcánica que dio origen al CVM tuvo de-sarrollo en el Cuaternario y en particular en el Pleistoceno Tardío-Holoceno. Los materiales volcánicos resultantes de este proceso, se acumularon con distintos espesores a lo lar-go de la estructura. La diferencia de altitudes entre ellos es producto de movimientos tectónicos de ascenso y descenso presentes en los periodos de formación. De esta manera se configuró una morfología de planicies escalonadas dispues-ta entre los 500 y los 2 600 msnm. Sobre estas superficies
se disponen edificios aislados, sierras de conos de escoria, campos monogenéticos y volcanes > 3 000 msnm. En los últimos 50 000 años este territorio ha sido escenario de la aparición de por lo menos mil estructuras volcánicas, ade-más de importantes periodos activos ocurridos en los volca-nes compuestos (Lugo, 1990).
Algunos volcanes compuestos que integran el CVM se alinean en dirección norte-sur, como el Cántaro, Nevado de Colima y Colima en la porción occidental, en el sector central el Tláloc, Telapón, Iztaccíhuatl y Popocatépetl y en la porción oriental el Cofre de Perote, las Cumbres y Pico de Orizaba. Existen otras estructuras que tienen el mismo rango de importancia por desarrollar morfologías de mayor amplitud; las calderas, se reconocen por formar depresio-nes circulares de diámetros que varían entre los 2 y 40 km. Su origen se vincula con explosiones de gran magnitud, en donde se emiten volúmenes de material volcánico del orden de cientos de kilómetos cúbicos y en esta unidad destacan La Primavera (Jalisco), Los Azufres (Michoacán), Amealco (Querétaro) y Los Humeros (Puebla).
Los volcanes activos en el CVM son de dos tipos; el pri-mero, con actividad superficial como fumarolas, manantia-les termales, sismos e incluso con explosiones esporádicas. Todas estas manifestaciones son respuesta a la presencia de magma al interior de la estructura. En esta categoría se en-cuentra el Ceboruco, Colima, Popocatépetl, Pico de Orizaba y San Martín. El segundo tipo no tiene ninguna manifesta-ción, pero si ha presentado actividad en tiempos históricos o en los últimos 10 000 años. En esta situación está el Nevado de Toluca, La Malinche, Iztaccíhuatl y Jocotitlán (Macías y Capra, 2005).
Los volcanes activos con manifestaciones superficiales; primer grupo del párrafo anterior, presentan las siguientes características:
Volcán Ceboruco (2 280 msnm), se encuentra en el estado de Nayarit y su morfología es de cono truncado de base ancha, se ha formado a partir de la sobreposición de calderas y entre ellas la existencia de periodos de calma y de actividad explosiva (Pliniana). En el último periodo de actividad se formó un domo andesítico en la cima. En 1870 se documenta la emisión de un flujo de lava que desciende por el flanco oeste.
Volcán de Colima (3 900 msnm), forma parte de los estados de Colima y Jalisco, presenta una estructura cónica formada por la sobreposición de flujos de lava (andesíticos), piroclásticos y material de caída (Ibid.; Figura 3). En los úl-timos 425 años ha presentado 45 grandes erupciones, even-tos que han sido responsables de la existencia de potentes mantos detríticos en el territorio circundante (Bretón et al., 2002). En nuestros días la dinámica volcánica que mantiene
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Figura 4. El Popocatépetl ha desarrollado una morfología de
cono truncado de base amplia, se observa la asimetría de la cima
hacia el oriente y la emisión de fumarolas desde su flanco norte
(06 marzo, 2015).
es la de crecimiento de domos y la destrucción de los mis-mos, a partir de fuertes explosiones que generan violentos flujos piroclásticos.
Volcán Popocatépetl (5 452 msnm), se localiza entre los estados de México, Puebla y Morelos. Su morfología es de cono truncado, con una marcada simetría hacia el orien-te. Después de un periodo de 67 años de quietud, reinició su actividad el 21 de diciembre de 1994 con la emisión de columnas de ceniza, vapor de agua y gases que se elevaron a una altura de 2 a 3 km. Desde esta fecha se ha mantenido activo con una constante emisión de fumarolas, piroclastos, lavas y la formación-destrucción de numerosos domos en el interior del cráter (Andrés de Pablo, N. 2009; Figura 4). Este volcán representa un peligro no solo para los poblados localizados en sus laderas; de ocurrir un evento mayor, las ciudades de Puebla y México se verían afectadas.
Pico de Orizaba (5 747 msnm), es la estructura más alta de México, se emplaza entre los estados de Puebla y Ve-racruz (Figura 5). Su morfología es cónica-simétrica resul-tado de ocho grandes erupciones (plinianas y vulcaniana), responsables de que existan potentes depósitos de pómez, piroclastos, flujos de lava y emplazamientos de domos (Ros-sotti, 2005). En 1566 se documentó la emisión de flujos de
Figura 3. Ladera sur del volcán de Colima, la morfología de cono truncado es resultado de la sobreposición de flujos de lava, piroclástos
y material de caída (10 de febrero, 2009).
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Figura 5. El Pico de Orizaba mantiene su morfología de cono simétrico a pesar de haber estado afectado por masas glaciares en los
últimos 30 000 años. La imagen corresponde a la ladera suroeste (08 marzo, 2015).
lava que se desplazaron por la ladera norte (Moseer et al., 1958). En la actualidad, el principal peligro que representa el volcán para las localidades asentadas en sus faldas, es la generación de lahares.
Volcán San Martín Tuxtla (1 659 msnm), es la es-tructura más alta del campo volcánico de los Tuxtlas, en el estado de Veracruz. El edificio presenta una morfología mo-dificada de manera severa por la acción fluvial, su cráter pre-senta un borde agudo e irregular, no obstante la estructura es reciente, su edad absoluta está calculada en 0.8 Ma (Nel-són y González, 1992). La pérdida de los rasgos geomorfo-lógicos, con la presencia de una precipitación > 4 000 msnm (total anual) sustenta una erosión fluvial agresiva en toda esta región. La última actividad registrada en el volcán San Martín ocurre en 1793 y fue un evento freatopliniano que evolucionó a estromboliano en menos de dos años (Zamora, 2007).
A lo largo de todo el CVM ha sido frecuente la obstruc-ción de valles y el establecimiento de sistemas hidrológicos endorreicos, entre los que destacan el de Zirahuén, Cuitzeo, Pátzcuaro, México y Oriental. Por otro lado, solo resta men-cionar que en esta unidad se concentra la mayor densidad de población del país, se incluye la Ciudad de México (Figura 2).
IV. Planicies
9. Sierras Sepultadas de SonoraInician en el extremo noreste de la Península de Baja Cali-fornia, continúan hacia el oriente siguiendo la frontera entre México y los Estados Unidos de Norteamérica. Al este, el límite no es claro pero se toma como referencia el meridiano 109° de longitud oeste. Algo similar ocurre al sur; en este caso el paralelo 28° latitud norte funciona como una frontera aproximada. Por último, el Golfo de California representa la demarcación oeste.
Las rocas que constituyen las Sierras Sepultadas de So-nora (SSSo), cubren una temporalidad desde el Precámbrico hasta el Cuaternario. El sustrato más antiguo está represen-tado por depósitos metamórficos, de origen ígneo y sedi-mentario. Así como secuencias sedimentarias de cuarcita y dolomías (SSP, 1982).
El Paleozoico se caracterizó por la presencia de calizas y areniscas de plataforma que son deformadas y fracturadas en el Silúrico-Devónico; al término de los periodos de ines-tabilidad tectónica, otra serie de detritos marinos comienza a depositarse desde el Triásico hasta el Jurásico Temprano. El desarrollo de un arco volcánico-plutónico en el Jurásico
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del magma con un manto freático; por lo general contienen agua y cuando no, se conocen como axalapazcos), anillos de toba (cráteres de bordes inclinados tanto a su interior, como en sus laderas exteriores; se originan cuando el magma in-teractúa con cuerpos de agua subsuperficial), conos de toba (edificios con cráteres pequeños, ganan mayor altura que radio), campos de lava y cubiertas piroclásticas.
La complejidad geológica de las SSSo se refleja en la dis-posición y morfología del relieve; en este sentido destacan conjuntos montañosos de corta longitud, de empinadas la-deras y rampas detríticas en su base. En general las sierras se disponen en alternancia con valles aluviales, en este arreglo ambos ganan altitud y amplitud hacia el este-noreste (res-pectivamente). Los ríos Asunción, Sonora, Yaqui y Mayo son los principales colectores fluviales de la región.
Los procesos eólicos (erosivos y acumulativos) tienen gran significado en la dinámica exógena de esta porción del país. Su origen está vinculado al cambio de condiciones húmedas por áridas (Pleistoceno Tardío) a partir de movi-mientos tectónicos que elevaron las actuales planicies de-sérticas en el Plioceno (Heinz, 1972). Las formas de relieve eólico acumulativo más frecuentes en esta región, son los montículos de arena originados por el viento y de morfolo-gía variable; de menor a mayor, se reconocen ripples (riza-duras), dunas (colinas en forma de media luna), aklé (red compleja de dunas sinuosas), domos (duna remodelada por el viento: geometría homogeneizada) y cubiertas de arena a manera de mantos. El clima es árido-extremoso, durante el día la temperatura puede variar de 35 a 40° C; la precipita-ción media anual es < 200 mm (Figura 2).
10. Planicie del NoresteEsta provincia se extiende desde México hasta Canadá, aun-que la mayor parte de su área se localiza en Estados Uni-dos de Norteamérica. Dentro de nuestro territorio se ubica al sur del río Bravo, y también se conoce como llanuras de Coahuila, Nuevo León y Tamaulipas.
La Planicie del Noreste (PNr) está formada de secuen-cias sedimentarias que alcanzan un espesor > 4 500 m y tienen su origen en el Jurásico Superior-Cretácico, toda la columna descansa sobre un basamento del Paleozoico. El origen de estas planicies se vincula con un levantamiento tectónico regional ocurrido en el Oligoceno, que elevó las cuencas marinas marginales a la Sierra Madre Oriental has-ta formar un relieve positivo; es decir, se integraron a la su-perficie a manera de plataformas escalonadas.
La altitud de la PNr es variable, en la base de la Sierra Madre Oriental, es de 1 000 msnm y de 200 en la margen del río Bravo. La existencia de rocas con distinta competen-cia a la erosión favorece la existencia de variadas formas de
relieve, algunas de las antiguas superficies horizontales han adoptado un expresión de lomeríos debido a que quedó ex-puesta una capa susceptible al trabajo fluvial, los ríos al in-cidir en ella, transforman la expresión original. Algo similar ocurre en los desniveles existentes entre las plataformas; en ellos tienen desarrollo numerosos saltos de cabecera (ero-sión remontante), cornisas (saliente rocoso horizontal) y nichos (oquedades pequeñas en paredes o laderas).
En general, los procesos fluviales son los responsables de la morfología de esta unidad y se reconoce a través de numerosos barrancos, que desarrollan patrones de drenaje dendríticos muy densos, como respuesta a la existencia de rocas poco resistentes como las lutitas y las areniscas que tienen amplia distribución en esta unidad.
La erosión fluvial como principal agente de modela-do no tiene sustento con el clima característico de la región (semicálido-subhúmedo con precipitación media anual < 300 mm); falta decir que los ríos logran su máximo erosivo-acumulativo en la temporada de lluvias extraordi-narias o ciclónicas (Figura 2).
11. Planicie Costera del Golfo de MéxicoSe dispone en los flancos de levante de la Sierra Madre Oriental y se extiende hasta el litoral, su máxima ampli-tud es de 200 km a la altura de la ciudad de Matamoros, la mínima de 5 km en el sector más austral y su extensión total se calcula en 1 480 km. El límite norte es el río Bravo y en la medida que se extiende hacia el sur, queda interrumpida por el CVM a la altura de Los Tuxtlas, en Veracruz, después de este punto, continúa en dirección s-SE. En Tabasco su lí-mite se encuentra en las inmediaciones de los poblados de Tenocique de Pino Suárez y Nuevo Coahuila; en este sector el límite sur son las Montañas de Chiapas. El extremo Sw de Campeche queda incluido y se localiza en las proximidades del poblado de Champoton.
La litología que integra la Planicie Costera del Golfo (PCg), se vincula con la existencia de cuencas marginales asociadas a la Sierra Madre Oriental. Los depósitos son de tipo sedimentario marino del Terciario, periodo en que fue-ron deformados (plegados) y afallados, tienden a ser más antiguos en la medida que se disponen en la cercanía de la base de la Sierra Madre Oriental; todo el conjunto descansa sobre un basamento del Paleozoico.
La existencia de pozos petroleros en la región, ha per-mitido determinar las cuencas marginales de Burgos (nor-te), Tampico-Misantla (centro) y Veracruz-Campeche (sur); la profundidad de las secuencias sedimentarias en los tres casos, alcanzan los 10 km de espesor. El Mioceno se carac-terizó por la deposición de 3 000 m de espesor de sedimen-tos continentales y litorales. El Plioceno se reconoce por la
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existencia de depósitos deltaicos de 15 a 35 m de potencia y el Cuaternario está representado por 300 m de sedimen-tos fluvio-litorales (Sánchez, 1979). El origen de la PCg fue simultáneo con el de la Sierra Madre Oriental y una vez formada esta estructura, la planicie continúa su evolución (Lugo, 1990).
Sobre la planicie norte se levantan pequeñas sierras de rocas plegadas, fuertemente erosionadas que se distin-guen por estar rodeadas de planicies subhorizontales. En este contexto tienen desarrollo las llanuras fluviales de los ríos Bravo, San Fernando, Soto la Marina, Pánuco y Tuxpan. Los rasgos morfológicos más notables de este sector son las barras litorales, algunas de grandes dimensiones, como Ta-miahua. La abundancia de detritos tanto de origen fluvial como marino, favorecen los procesos eólicos y la existencia de campos de dunas.
Hacia el sur el relieve tiende a ser más homogéneo, se trata de rampas subhorizontales ligeramente inclinadas que se in-tercalan con superficies de lomeríos. Esta morfología se man-tiene hasta que se ve interrumpida por las estribaciones más orientales del CVM y el volcán San Martín (campo volcánico de los Tuxtlas-Veracruz), activo en tiempos históricos.
En el sector sur-sureste la planicie se transforma en una extensa llanura fluvial (< 200 msnm), en donde se lleva a cabo una importante depositación por parte de los ríos más caudalosos del país: Papaloapan, Coatzacoalcos y Usumacinta. Entre ellos existen lagos, lagunas, pantanos y en su desembocadura barras litorales. Esta dinámica es posible gracias a una precipitación > 2 000 mm anuales.
La PCg es de gran importancia económica por los re-cursos petroleros en su subsuelo, por su rica agricultura favorecida por un clima húmedo y caudalosos ríos que la atraviesan (Figura 2).
12. Planicie Costera del PacíficoEsta unidad comienza en el norte del estado de Sonora y termina cuando se encuentra con el extremo Nw del CVM. Su límite oriental es la Sierra Madre Occidental y su fron-tera oeste el Golfo de California. Cuenta con una exten-sión aproximada de 1 500 km y su amplitud máxima es de 65 km.
Su formación se asocia a la Sierra Madre Occidental, en particular con los acarreos y la depositación de detritos a lo largo de la margen del Golfo de California durante millones de años, por parte de los ríos que tienen su origen en dicha estructura. La morfología característica de esta unidad es de superficies subhorizontales ligeramente in-clinadas al occidente. Los movimientos tectónicos asocia-dos a la dinámica submarina de ese sector, también han influido en la retención de los sedimentos continentales,
la existencia de bloques en el litoral ha actuado como pa-redes contenedoras o basamento para la depositación y el desarrollo de deltas.
Los principales ríos que discurren sobre esta región son el Sonoyta, Magdalena, Sonora, Mayo y Yaqui en el es-tado de Sonora; y el Fuerte en el estado de Sinaloa. Si bien el clima se caracteriza por ser árido a lo largo de toda la provincia, la existencia de cauces permanentes que cruzan esta unidad, ha permitido el desarrollo de la agricultura y la ganadería (Figura 2).
13. Península de YucatánSe localiza en el extremo oriental de la República Mexicana y abarca en su totalidad a los estados de Campeche, Yucatán y Quintana Roo. Consiste en una plataforma de potentes estratos de rocas carbonatadas. En superficie se pueden re-conocer como una clara secuencia que va desde el Paleógeno hasta el Cuaternario (Lugo et al., 1992).
La topografía se caracteriza por ser homogénea no hay contrastes altitudinales, los terrenos más altos tienen una altitud < 50 msnm, lo que le imprime un aspecto singular dentro del territorio nacional. No presenta una red fluvial superficial debido a la permeabilidad de las rocas, no obs-tante los ríos sí existen en el subsuelo, algunos de cientos de metros de profundidad y decenas de kilómetros de longitud. Estos sistemas han favorecido el desarrollo de cenotes y ca-vernas con desarrollo de espeleotemas (estalactitas, estalag-mitas, mantos y columnas).
El origen y transformación morfológica de la península se asocia a dos factores principales: el clima y la actividad tectónica del Cuaternario. En el primero tienen que ver la alternancia de las épocas de glaciación y deshielo que co-rresponde con el ascenso y descenso del nivel del mar que afectó a esta provincia.
Asociado a este primer factor también está el clima de la región donde la temperatura media anual es de 26° C y la precipitación media anual es de 1 100 mm, las lluvias se presentan en verano en los meses de junio a octubre.
Respecto a la tectónica, las rocas sedimentarias ates-tiguan un levantamiento gradual por lo menos desde el Oligoceno. En el Pleistoceno tardío ocurrió un ascenso significativo del nivel del mar (130 m: Emery, 1977), el cual cubrió grandes porciones de las tierras emergidas. Evidencia de lo anterior es la plataforma continental de más de 180 km al oeste de Yucatán. En este sentido se puede afirmar que la evolución del karst en la región está vinculada de forma directa con la neotectónica y las glaciaciones.
En cuanto a las morfologías que se pueden identifi-car en la península, se encuentra una estrecha planicie de
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acumulación marina, manantiales y resurgencias al norte y noroeste de Yucatán. En la porción noroccidental también es posible observar un reducido lapiaz y algunos cenotes con un nivel somero de agua.
En la porción nororiental de la planicie se puede obser-var un desarrollo amplio, donde destacan las morfologías de cenotes, hoyas y aguadas (dolinas formadas por disolución de las rocas, que alcanzan hasta 100 m de diámetro y 30 m de profundidad, de fondo plano y cubierto por agua).
Al oriente la península va desde el nivel del mar hasta los 50 m, evidenciando varios pisos controlados por fallas asociadas con la margen activa de Quintana Roo, donde la plataforma y el talud continental tienen morfologías de terrazas escalonadas. De igual forma, se encuentra muy cer-ca la planicie abisal de la cuenca de Yucatán (4 000 m bajo el nivel del mar: Lugo et al., 1992).
En el occidente de la península existe un relieve de plani-cies y lomeríos denominado como Sierra Ticul. Esta forma de relieve consiste en dos crestas paralelas con 100-200 m de altitud separadas por un valle. Las formas cársticas son cavernas que van desde pequeños tiros verticales has-ta grandes salones freáticos con 50 m de diámetro y 20 m de altura.
En el sector sur se identifica la sierra de Bolonchin, constituida por colinas redondeadas de 100 a 300 m de altura y valles de fondo plano de hasta 5 km de anchura, cerrados, secos y rellenos por suelos de hasta 10 m de espe-sor. También son comunes los cauces temporales con extre-mos ciegos en sumideros profundos. Este relieve es el más antiguo de la península y es resultado del levantamiento tectónico de la porción meridional (Figura 2).
V. Depresión
9. Depresión intermontana del BalsasEsta unidad presenta una longitud de 800 km de largo y una amplitud que varía entre los 150-200 km. Se orienta de este a oeste y en promedio su altitud es de 400 msnm, dato aproximado. Su límite norte es el CVM y su frontera meridional es la Sierra Madre del Sur. Su origen es contro-vertido, al respecto existen opiniones que la hacen parte de la Sierra Madre del Sur; también la llegan a explicar como la continuación en continente del Golfo de California o como una región independiente por sus dimensiones, arreglo es-tructural y tipos de relieve.
Es importante hacer notar que la Depresión del Balsas (DB) se ubica en una zona muy dinámica de estrés tectónico; es decir, en una costa de colisión continental (subducción), territorio donde convergen las placas, oceánica de Cocos y
continental de Norteamérica. En este marco llama la aten-ción la importancia de sus bordes estructurales en el arreglo tectónico de la región: la Trinchera Mesoamericana en el fondo oceánico inmediato y en el continente, el Cinturón Volcánico Mexicano y la Sierra Madre Del sur.
Los rasgos estructurales presentes en la DB no son su-ficientes para considerar un origen tectónico, a pesar de las condiciones ya mencionadas. Debido a esto no se descarta la posibilidad de considerarla como una fosa tectónica comple-ja vinculada con la Sierra Madre del Sur. Su levantamiento actual y su carácter sismogenerador la ligan con la Trinche-ra Mesoamericana.
El río Balsas es el responsable de los arreglos morfoló-gicos que presenta el relieve en este territorio y que se vincu-lan con desiguales levantamientos tectónicos ocurridos en el Neógeno-Cuaternario. Estos eventos han favorecido el desarrollo de valles profundos muy activos que se dispo-nen en arreglos dendríticos y subdendríticos muy densos, en ellos también es posible reconocer un control estructu-ral muy marcado. La existencia de laderas inclinadas y la persistente actividad sísmica favorecen los deslizamientos y desprendimientos; estos últimos al caer en el cauceprincipal favorecen la existencia de rápidos, lo que provoca un aumen-to en la velocidad del río y por tanto su capacidad erosiva.
El cauce principal se dispone sobre una llanura aluvial intermontana, sobre ella define un trayecto sinuoso, algu-nos meandros han sido excavados en roca firme (meandros encajados), como respuesta al arreglo ortogonal que presen-tan las fallas en esta región. La tectónica de ascenso a la que está sometido este territorio, tiene reflejo en series de terrazas escalonadas a lo largo del curso fluvial (Figura 2).
Conclusiones
El territorio mexicano tiene un registro cronolitológico que comprende desde el Precámbrico hasta el Cuaternario, en este marco hay que considerar una evolución tectónica compleja que resulta de la interacción de cinco placas tec-tónicas; una continental (Norteamérica) y cuatro oceánicas (Pacífico, Rivera, Cocos y Caribe). La movilidad entre es-tas porciones del planeta, ha condicionado la existencia de una intensa e intrincada movilidad en la Fosa del Golfo de California, la Trinchera Mesoamericana, la Fosa Barlett (Caribe) y su continuación a continente como Sistema de Fallas Polochic-Motahua. En este marco se puede afirmar que el relieve mexicano, como hoy lo conocemos, se con-forma en el Neógeno-Cuaternario y continúa su desarrollo. Evidencia de lo anterior es la separación de la Península de Baja California; la actividad volcánica del Popocatépetl y el
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Colima en el CVM; los movimientos de ascenso-compresión y actividad sísmica en la Sierra Madre del Sur (marginal a la zona de subducción). Hay que considerar a la península de Yucatán la cual desde el Plioceno comenzó su evolución y continúa en nuestros días.
El relieve mexicano está en constante creación y des-trucción, debido a que su territorio es escenario de la acción de fuerzas opuestas que ocurren con diferente velocidad y temporalidad. En este sentido están los procesos endógenos, responsables de las grandes estructuras del país y los exó-genos que se encargan de nivelar y destruir los elementos creados por los primeros, en principio está consolidada la configuración de la superficie de nuestro país.
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Bolsón. Nombre que se le da a las cuencas de origen tectónico-erosivo en los desiertos y semidesiertos del suroccidente de los Estados Unidos y norte de Mé-xico. Consiste en planicies de nivel de base con acu-mulación fluvial y desarrollo de lagos temporales, un piedemonte y elevaciones montañosas que lo rodean parcialmente. No poseen comunicación fluvial con el océano.
Graben. Es el término equivalente en español de fosa tec-tónica. Puede ser simétrico o asimétrico, consiste en una depresión alargada y delimitada a ambos lados por elevaciones (pilar u horst).
Lahar. Término indonesio que se refiere a un flujo rápido consistente en una mezcla de derrubios y agua que
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surge en las laderas de un volcán. Se desplaza bajo la acción de la fuerza de gravedad, la alta capacidad de transporte y gran movilidad se explican por una densi-dad considerable de la masa de lodo. Surge al mezclar-se material volcánico frío o incandescente con agua de lagos cráter, ríos, glaciares o agua de escurrimiento su-perficial. Se origina durante o después de una erupción en lo que influyen lluvia, nieve y manantiales.
Piedemonte. Superficie marginal a las montañas que se dis-tingue por una pendiente aproximada de seis grados en el contacto con la ladera, su descenso es gradual y en ocasiones se una con una planicie de nivel de base de inclinación menor a 0.5°.
Planicie. Porción de la superficie terrestre de cualquier di-mensión equivalente a un plano horizontal o de poca
inclinación. En geomorfología el término se aplica también a los grandes territorios con relieve de poca diferencia altitudinal. Así se reconocen planicies hori-zontales, subhorizontales, inclinadas, onduladas, cón-cavas, de lomeríos y escalonadas.
Trinchera. Fosa profunda, alargada, de decenas a algunos miles de kilómetros; vistas en planta presentan una forma arqueada y en perfil definen depresiones asimé-tricas. Son marginales a arcos insulares y en el conti-nente americano se localizan en su margen pacífica del sur de México, Panamá, Perú y Chile. De igual forma, representa el límite entre placas litosféricas; es una re-gión sismotectónica donde se localizan los principales epicentros sísmicos del planeta.