La costa, ese estrecho límite entre la tierra y el mar, siempre ha sido un lugar intranquilo. En la historia geológica del planeta, el nivel del mar ha cambiado en repetidas ocasiones, ascendiendo o descendiendo en la medida en que el clima, más caliente o más frío, ha derretido o formado inmensos glaciares; los fondos profundos de las cuencas oceánicas también se han modificado al cubrirse progresivamente con sedimentos y la corteza terrestre se ha elevado o hundido para aliviar las tensiones producidas por el desplazamiento de las placas tectónicas. Hoy puede pertenecer al mar un poco más de tierra y mañana un poco menos, puesto que el límite entre el mar y la tierra será siempre una frontera indefinida y esquiva donde las olas que golpean contra el continente y las mareas que incursionan y retroceden sin cesar sobre la tierra, impiden que su configuración permanezca igual, incluso durante unos pocos días.

Los deltas y los estuarios, por ser lugares de encuentro de aguas dulces y saladas y donde el continente hace su mayor aporte de sedimentos al océano, son los escenarios donde la morfología de la costa es más inestable y los cambios ocurren con mayor velocidad. Los procesos son complejos y variados, puesto que allí confluyen factores que tienen una clara relación con los regímenes fluviales, climáticos, oceanográficos y continentales.

DEL CONTINENTE AL MAR: LOS PROCESOS SEDIMENTARIOS

Los sedimentos —arcillas, limo, arena, grava— están compuestos por fragmentos de rocas y partículas de suelo que constituyen la superficie de la tierra y el fondo del mar. La formación de sedimentos depende de factores físicos, químicos y biológicos producidos por el contacto de la atmósfera, el agua y los seres vivos con las rocas; el fenómeno de su destrucción y desgaste se conoce como meteorización y en él intervienen procesos mecánicos relacionados con cambios de temperatura, ocurrencia de heladas e hidratación y cristalización de sales contenidas en las rocas; mediante dichos procesos, éstas no cambian su composición química, sino que son fracturadas y van transformándose en fragmentos cada vez más pequeños, lo que no sólo incrementa la superficie de roca expuesta al aire, sino que ofrece una mayor área de penetración para la descomposición química.

En el proceso mediante el cual se altera la composición de las rocas, participan la hidrólisis, la disolución y la oxidación que es el factor más importante; al entrar en contacto con el aire, los minerales que componen la roca reaccionan con el oxígeno atmosférico y forman óxidos. El proceso es particularmente importante en la meteorización de minerales con alto contenido de hierro, como la olivina, el piroxeno y los anfiboles. La hematita y la limonita, por ejemplo, son óxidos resultantes de la oxidación del hierro en las rocas silícicas. Como ocurre con muchas otras reacciones químicas, cuanto más alta es la temperatura, la velocidad de la meteorización química es mayor y por ello es más importante en los climas cálidos y húmedos del trópico.

La meteorización biológica, que en realidad es de naturaleza química o mecánica, es menos importante, aunque los ácidos y compuestos orgánicos del suelo, producidos por la actividad bacteriana al descomponer los restos de plantas y animales, pueden en ocasiones exacerbar la alteración química de las rocas y en sus grietas también es posible que se introduzcan las raíces de ciertas plantas y contribuyan a su fragmentación mecánica.

Con la erosión se comienza el traslado o transporte de sedimentos desde su lugar de origen, bien sea por la fuerza de gravedad, a través del hielo, el viento o el agua que además es el principal agente erosivo. Los ríos que discurren sobre la superficie terrestre desgastan el lecho y arrastran los sedimentos para depositarlos en diversos lugares y así formar nuevos suelos y en definitiva modelar el paisaje. Se estima que cada año los ríos del mundo transportan alrededor de 10 km³ de sedimentos, es decir, arrojan cada segundo unos 320.000 m³ de limo, lodo y arenas al mar, lo que equivale a la capacidad de carga de unos 30.000 camiones.

La naturaleza y la cantidad de los sedimentos que arrastra un río dependen de la topografía, de las características geológicas y de suelos de su cuenca, de la cobertura vegetal y del régimen climático. Por otra parte, la capacidad de un río para movilizar sedimentos de determinado tamaño, depende de la velocidad de la corriente: para que las partículas grandes como gravas y arenas gruesas puedan ser empujadas, es necesario que el agua se desplace a grandes velocidades; en cambio, las partículas pequeñas pueden ser transportadas por velocidades menores.

La corriente conduce el material erosionado de diferentes maneras: algunos minerales, como las sales pueden disolverse en el agua y desplazarse en solución; las partículas de grano muy fino, responsables de la turbidez del agua, como arcillas y limos, pueden ser acarreadas en suspensión, siempre y cuando el río mantenga una cierta corriente o turbulencia; los sedimentos de grano más grueso suelen ser arrastrados y ruedan a lo largo del lecho del río. Cuando la corriente pierde velocidad transitoriamente, los sedimentos en suspensión tienden a precipitarse al fondo, donde se depositan, primero los más gruesos y pesados y luego los más finos.

Las mayores velocidades del agua en un río se registran en la superficie y en el centro del cauce, donde el lecho es generalmente más profundo y decrecen hacia las riberas y hacia el fondo, debido a la fricción que allí se ejerce sobre el flujo del agua.

Cuando la pendiente del terreno por donde discurre un río se vuelve casi imperceptible, éste se desplaza de una manera sinuosa y forma un sistema de meandros. En un río curvilíneo, la zona de velocidad máxima se traslada de un lado a otro a lo largo del cauce, debido a la fuerza centrífuga; es por esto que la porción externa de cada curva del meandro, donde la velocidad del agua es mayor, es la más erosionada, mientras que en la parte interna, donde el flujo es más lento, tienden a acumularse sedimentos que forman bancos de arena o lodo. A medida que el meandro se desarrolla, los procesos de erosión y relleno van labrando un paisaje muy característico, pero cuando la carga de sedimentos sobrepasa la capacidad de la corriente, éstos se van acumulando en su lecho, hasta que impiden el flujo del agua y obligan al río a buscar un nuevo cauce; de este modo, por lo general se forma un tramado de canales interconectados, separados entre sí por bancos de sedimentos. La erosión de unas riberas y la acumulación de sedimentos en otras, hacen que, en ocasiones, la corriente encuentre atajos para acortar el camino y así obviar el recorrido de largos trechos que describen circunferencias casi cerradas; entonces los meandros abandonados se convierten en cuerpos de agua aislados, llamados madreviejas, que paulatinamente se van rellenando hasta secarse, pero en ocasiones, cuando el río crece por encima de su nivel normal, pueden volver a ser parte de su cauce.

En la desembocadura al mar es donde el río llega a su nivel altitudinal más bajo, su velocidad de avance se desacelera drásticamente y la carga de sedimentos excede la capacidad del río para transportarlos; los sedimentos en suspensión, de grano más grueso, se precipitan primero al fondo, se van acumulando paulatinamente y generan el crecimiento o progradación del delta, en tanto que los más finos son acarreados hasta el exterior de la desembocadura y distribuidos por el oleaje y las corrientes marinas.

Los sedimentos gruesos tienden a depositarse a lo largo de los márgenes de aguas quietas donde forman bermas laterales a cada lado del cauce principal y frente a éste; en la desembocadura, donde por lo general hay una repentina pérdida de velocidad, se forma una barra sedimentaria que actúa como un tapón; debido a estas acumulaciones el agua busca su salida y entonces se producen dos cauces más pequeños —distributarios— que se dirigen hacia el mar; el proceso se repite y cada una de las dos nuevas ramificaciones se divide en otras dos más pequeñas y así sucesivamente. De este modo, un sistema ramificado de distributarios va construyendo un abanico deltaico hacia afuera de la costa, especialmente en los deltas con fuerte influencia fluvial.

LA MEZCLA DE AGUAS DULCES Y SALADAS

En la desembocadura del río en el mar generalmente se forma un estuario debido al encuentro de las aguas dulces con las saladas; la interacción de las dos masas puede darse de diversas formas, puesto que a medida que cambia la marea, los flujos de agua dulce hacia adentro del estuario y de agua salada hacia adentro y afuera de éste, varían sistemáticamente. Si bien el caudal de descarga del río se mantiene generalmente constante en el corto plazo, cuando la ola de la pleamar —marea alta— avanza por la desembocadura, represa el flujo del río; en cambio, durante la bajamar —marea baja—, se acrecienta la evacuación de agua dulce.

Sin embargo, la circulación en los estuarios es muy compleja debido principalmente a las características y comportamiento diferentes de ambas masas de agua. La marina tiene una salinidad —contenido total de sales disueltas— de 35 partes por mil, o 3,5%, mientras que la del río carece prácticamente de salinidad, lo que hace que la densidad de ambas sea distinta; 1,026 gramos por mililitro en la marina, contra 1 gramo en el agua dulce. Aunque esta diferencia pueda parecer insignificante, en ausencia de oleaje o corrientes que causen turbulencia, el agua salada, más densa, se hunde debajo de la dulce, lo que genera dos estratos o capas bien diferenciadas: la de agua marina suele entonces adoptar la forma de una cuña que incursiona y se retira del estuario al ritmo de la marea y puede internarse río arriba varias decenas de kilómetros. Un estuario con este esquema de circulación se conoce como estuario estratificado y es característico de la desembocadura de grandes ríos donde no son relevantes las influencias de la marea y el oleaje.

Cuando las corrientes generadas por el flujo y reflujo de las mareas son más fuertes, las capas de agua dulce y salada se mezclan parcialmente, diluyéndose de forma gradual; es decir, se crea un gradiente vertical de salinidad: las aguas en la superficie tienen salinidad prácticamente nula, pero ésta se va incrementando poco a poco con la profundidad, hasta que en el fondo del estuario pueden ser tan saladas como la del mar. La amplitud de dicho gradiente es variable entre un estuario y otro y a lo largo del tiempo en un mismo estuario.

En estuarios donde predominan condiciones turbulentas debido al oleaje o a corrientes de marea fuertes, pero también donde la columna de agua es poco profunda y el viento local es capaz de generar suficiente turbulencia como para mezclar completamente las aguas superficiales con las del fondo, se produce una homogenización completa de la columna, sin diferencias significativas de salinidad entre la superficie y el fondo, de manera que predominan las aguas salobres, con salinidad intermedia. Este es el caso del estuario del río Amazonas y de la mayoría de las lagunas o ciénagas costeras del Caribe colombiano.

EL ESTUARIO: UNA EXPLOSIÓN DE VIDA

La productividad biológica primaria de un ecosistema se define como la velocidad con que los organismos productores, principalmente las plantas verdes, captan y almacenan la energía solar mediante la fotosíntesis, para formar sustancias que puedan ser utilizadas como alimento para otros organismos. Casi todos los ecosistemas en nuestro planeta son productivos, pero por diversos factores, algunos lo son más que otros.

Si se dejan a un lado los sistemas agrícolas, cuya altísima eficiencia se debe a la gran cantidad de abonos que les proporciona el hombre, los bosques húmedos tropicales son el ecosistema más productivo —almacenan anualmente hasta 8 kilogramos de materia orgánica por metro cuadrado— seguidos por los manglares, las marismas y otros pantanos costeros, que alcanzan valores entre 3 y 7 kilogramos por metro cuadrado por año. La generación de alimento en las aguas marinas, debida principalmente a la actividad fotosintética de las algas, en su mayoría microscópicas, es muy variable; en el océano abierto es muy baja, menos de 50 gramos por metro cuadrado al año, mientras que en aguas costeras suele ser cinco veces mayor; en áreas donde afloran aguas enriquecidas con nutrientes y en estuarios llega a ser hasta veinte veces mayor. La productividad biológica primaria en el mar está confinada a la capa superior de la columna de agua —denominada zona eufótica—, donde la cantidad y calidad de luz son aptas para la actividad fotosintética. La profundidad máxima de esta zona en el mar abierto, donde prevalecen aguas transparentes, puede alcanzar una centena de metros debajo de la superficie; en aguas costeras relativamente claras, unas pocas decenas de metros y en las turbias, apenas un par de metros.

En los estuarios existen varios procesos que tienden a incrementar la actividad de las algas microscópicas —del llamado fitoplancton— y la mayoría de ellos tiene que ver con el enriquecimiento de nutrientes —fosfatos, nitratos, silicatos y otros compuestos—, que al actuar como abono propician su crecimiento y reproducción.

Debido a factores tanto físicos como biológicos, los estuarios actúan como trampas de nutrientes. Por una parte, en sus fondos de arena y lodo, donde habita una comunidad compuesta por gran cantidad y variedad de bacterias y animales, se retienen y transforman rápidamente sustancias nutritivas para el fitoplancton; allí se acumulan agregados y detritos orgánicos que son convertidos en alimento gracias a la actividad microbiana, a la labranza del suelo que ejecutan los animales enterradores, que al excavar túneles y galerías en el fondo permiten su oxigenación y a las profundas raíces de algunas plantas que facilitan la remoción mecánica del suelo y el ingreso de oxígeno. La fricción entre la capa superior de agua dulce y la cuña salina del fondo de un estuario estratificado, crea una turbulencia que vuelve a suspender y a hacer migrar los nutrientes acumulados en el fondo y los que aportan las aguas fluviales hacia la zona eufótica y la superficie; esta actividad se incrementa considerablemente con el flujo y reflujo de las mareas y produce una especie de sistema de auto-enriquecimiento de nutrientes.

El continuo flujo y reflujo de las mareas también colabora con la vida en el estuario, pues al remover los desperdicios e incorporar nuevos alimentos con más nutrientes, favorece la existencia de muchos organismos sésiles y filtradores como mejillones, almejas, ostras y balanos, que no necesitan desplazarse para conseguir el alimento.

En los estuarios y zonas deltaicas, debido precisamente a la riqueza en nutrientes de los depósitos de sedimentos, suelen desarrollarse exuberantes comunidades de plantas tolerantes a la salinidad, que contribuyen en gran medida a la producción primaria del sistema. Se trata principalmente de hierbas de marisma como la Spartina alternifolia, que predomina en latitudes templadas, de árboles de mangle en la zona tropical, de algas bentónicas que crecen sobre el fondo lodoso y a veces forman un tapiz vegetal imperceptible pero homogéneo, responsable hasta del 30% de la generación primaria de alimento en algunos estuarios de la costa oriental de Norteamérica y de pastos marinos, como los de los géneros Zostera, Ruppia y Thalassia, que abundan en zonas estuarinas de algunas regiones y como los Thalassia testudinum en el Caribe.

Mientras el fitoplancton es lenta y gradualmente transportado hacia el mar, una parte es consumido por el zooplancton y otra se hunde pasivamente hacia el fondo, donde se descompone y libera nutrientes que nuevamente se incorporan al ciclo del estuario.

Gracias a la alta producción de fitoplancton, el zooplancton crece y se reproduce profusamente en el estuario; una parte es consumida por pequeños peces e invertebrados que filtran el agua para alimentarse y que a su vez son alimento para peces más grandes, aves pescadoras y otros animales que son devorados por carnívoros de mayor tamaño y así sucesivamente hasta llegar al nivel superior de la cadena trófica, de la cual hacen parte los grandes peces, los mamíferos y el hombre.

OSCILACIONES Y PULSOS

Muchos estuarios experimentan cambios estacionales en sus esquemas de circulación de masas de agua, tan grandes que pueden llegar a alterar su clasificación. Generalmente la causa es la variabilidad estacional de las lluvias en la cuenca fluvial, que produce oscilaciones en el caudal de los ríos y en la cantidad de agua que éstos vierten al mar; algunos estuarios pueden mutar de la condición de mezclados —con agua salobre homogéneamente distribuida— a la de estratificados —con cuña salina— y viceversa, a lo largo del año. En casos extremos, donde la distribución anual de las lluvias es muy marcada y se presentan períodos prolongados de sequía en las cuencas, el estuario llega a perder su identidad y se convierte en un cuerpo de agua completamente marino, hasta que se reanuda el flujo fluvial.

En latitudes altas con estaciones climáticas muy marcadas, el cambio del tipo de un estuario a otro puede ser generado por la retención del agua en forma de nieve y hielo durante los inviernos; las condiciones estuarinas se reanudan con el flujo producido por el deshielo. Este tipo de estuarios se conoce como estuarios intermitentes y en ellos la vida acuática sufre una transformación drástica, debido a que muy pocas plantas o animales soportan los cambios de salinidad que ocurren entre sus fases estuarina y marina. Algunos estuarios muestran tendencia a convertirse en intermitentes debido a la remoción de las coberturas vegetales en las cuencas, a la modificación de sus regímenes hídricos, o a la construcción de infraestructura para el manejo del agua —embalses, canales y represas—, lo que disminuye o interrumpe completamente en épocas de sequía el flujo de agua que se destina exclusivamente al uso humano y agrícola.

Los estuarios localizados en el área de influencia de vientos de carácter fuertemente estacional, como los alisios, vientos generados en la franja subtropical de alta presión que fluyen intensamente hacía la zona de baja presión del ecuador climático, durante el invierno del hemisferio correspondiente, pueden mudar su condición de mezclados a estratificados cuando tales vientos se tornan débiles y no generan suficiente oleaje para perturbar la columna de agua, de manera que ésta se estratifica y se crean las condiciones para la formación de una cuña salina.

En relación con la dinámica de los deltas, la estacionalidad climática puede tener repercusiones importantes desde el punto de vista sedimentario. Cuando disminuye el caudal de los ríos durante las sequías o cuando se produce la retención natural o intencional de las aguas en las cuencas, la carga de sedimentos transportada también es menor y por lo tanto, la cantidad disponible de arenas y lodos para alimentar o incluso mantener los depósitos en la zona deltaica puede disminuir drásticamente; esto permite a las fuerzas marinas —mareas y oleaje— erosionar o degradar el delta haciéndole perder parte del terreno ganado durante las fases de mayor caudal y aporte de sedimentos. Por esta razón, los deltas sometidos a una marcada estacionalidad en las descargas fluviales adquieren un carácter pulsante; en una época del año le ganan terreno al mar y en otra lo pierden. De acuerdo con el balance neto anual promedio, los deltas pueden tender, en el largo plazo, a crecer y ampliar su área o a retroceder, con lo que sus sedimentos se desplazan hacia la plataforma continental adyacente, al ser arrastrados por el oleaje.

El más emblemático de todos los deltas, el del Nilo, desarrollado a lo largo de muchos siglos gracias al generoso aporte de sedimentos del río más largo del mundo, se encuentra en franco retroceso desde 1970, cuando culminó la construcción de la gran represa de Assuán, diseñada para controlar las inundaciones de las planicies habitadas, irrigar cultivos y generar electricidad. Es aún más extrema la situación del delta del río Colorado, localizado en el extremo septentrional del golfo de California, puesto que todo su caudal es empleado para consumo humano, regadío agrícola y generación de energía, de modo que no suministra prácticamente ningún flujo a su desembocadura, como tampoco sedimentos al delta que se está erosionando por efecto de las corrientes de marea.

Un caso contrario ocurre con el delta del Amazonas, que pese al gran caudal del río y a la enorme carga de sedimentos que transporta, tiene una construcción relativamente modesta, debido a que en el transcurso de muchos siglos no ha podido ganarle terreno al Atlántico con su fuerte oleaje y sus intensas corrientes de marea. Desde hace un par de décadas su ritmo de crecimiento se ha acelerado de forma significativa, gracias a la cada vez mayor cantidad de sedimento procedente del lavado de los suelos desprovistos de cobertura boscosa, a raíz de la tala extensiva de selva húmeda tropical.

LA EDAD DE LOS DELTAS Y EL CAMBIANTE NIVEL DEL MAR

Según el océano y la costa donde se localiza, el nivel del mar varía diariamente al ritmo de las mareas, entre unos pocos centímetros y una decena de metros; sin embargo, debido a lo riguroso y predecible de estas variaciones, en términos prácticos se asume que dicho nivel se ubica en el promedio de su oscilación diaria y es más o menos constante durante un tiempo que sobrepasa varias veces la edad de un ser humano y de unas cuantas generaciones, pero a la escala geológica de miles de años, ese nivel ha variado en repetidas ocasiones, en magnitudes considerables.

La gran mayoría de los deltas actuales son formaciones geológicas de edad muy reciente y algunos tienen menos de cien años. Dado que estos se desarrollan en las zonas costeras, su existencia depende en gran medida del nivel del mar; durante las glaciaciones, una inmensa cantidad de agua se encontraba en forma de extensos glaciares y el nivel marino se hallaba muy por debajo del actual; los ríos recorrían porciones de la plataforma continental, hoy sumergida y vertían su carga sedimentaria cerca de los márgenes de la plataforma. Los sedimentos en suspensión se precipitaban por los inclinados taludes de la plataforma como flujos de alta densidad y se depositaban en zonas profundas sin posibilidad alguna de tomar parte en la construcción de deltas; durante esos períodos, los deltas que existieron previamente —en inmediaciones de las costas actuales— fueron abandonados y atravesados por los ríos que fluían a través de la plataforma continental.

Al final de las glaciaciones del Cuaternario —hace unos 12.000 años— el deshielo produjo un rápido incremento del nivel del mar y las desembocaduras de los ríos retrocedieron a tal velocidad que no dieron tiempo suficiente a la formación de deltas. Finalmente, hace unos 7.000 años, ya en el Holoceno, se desaceleró el ritmo de ascenso del mar y se estabilizó en el nivel actual, donde las condiciones eran apropiadas para el desarrollo de deltas, en la medida en que se acumulaban los sedimentos fluviales en las desembocaduras. En otras costas, especialmente en el trópico americano, el nivel relativo del mar se estabilizó algo más tarde, hace unos 4.000 años, debido no tanto a los ascensos y descensos del mar, como a los movimientos verticales de las masas continentales. Como consecuencia, la edad de los deltas más antiguos del trópico americano es, en general, más reciente.

Sin embargo, no todos los deltas actuales tienen una edad de apenas unos cuantos milenios. Unos pocos, como los del Mississippi en Estados Unidos y el Níger en África, se formaron encima de deltas anteriores que tenían decenas de millones de años, pero sus lóbulos deltaícos actuales —porciones de la planicie deltaica que aún están sometidas a procesos de erosión y deposición de sedimentos por las fuerzas dinámicas del río y el mar— tienen tan solo entre 3.000 y 6.000 años.

El nivel relativo del mar puede cambiar a lo largo de ciertas costas debido a movimientos tectónicos que hacen ascender o descender la corteza terrestre. Además, el peso creciente de los sedimentos acumulados en la plataforma continental contribuye a hundir en el mar porciones de la costa adyacente en muchas regiones. Se presume que el mar se encuentra actualmente en una fase de ascenso paulatino que se evidencia en algunas regiones más que en otras, pero que afecta a la gran mayoría de las costas del mundo. Por ejemplo, en la Florida se encontraba 38 cm y en Venecia 25 cm más abajo que en la actualidad, hace menos de 100 años. Si continúa ascendiendo en el presente siglo, muchos estuarios se trasladarán hacia tierra adentro, otros se formarán y muchos desaparecerán.