Geografía Física I UNED

UNED

Geografía General I.grafía Física

UNED CURSO

José Antonio

2011-2012

APUNTES

UNED | <Tabla de contenido 1

TABLA DE CONTENIDO

Tabla de contenido.............................................................................................................................................. 1

TEMA 1. LA TIERRA PLANETA. MOVIMIENTOS Y REPRESENTACIÓN................................................................... 8

1. La tierra en el espacio. Forma y dimensiones.............................................................................................. 8

1.1. Forma y dimensiones ........................................................................................................................... 8

1.2. Consecuencias de la esfericidad de la Tierra ........................................................................................ 8

2. Movimientos de la tierra y sus consecuencias geográficas ......................................................................... 9

2.1. Los movimientos de la Tierra ................................................................................................................ 9

3. La representación de la superficie terrestre. La cartografía...................................................................... 14

3.1. Las proyecciones ................................................................................................................................. 14

3.2. La escala .............................................................................................................................................. 16

3.3. Bases matemática y geográfica. Tipos de mapa ................................................................................. 16

3.4. Otras formas de representación ......................................................................................................... 17

TEMA 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS I. LA TEMPERATURA.............................................................. 19

1. Composición de la atmósfera .................................................................................................................... 19

2. La estructura atmosférica .......................................................................................................................... 20

2.1. La troposfera ....................................................................................................................................... 20

2.2 La estratosfera...................................................................................................................................... 21

2.3. La alta atmósfera................................................................................................................................. 21

3. Las propiedades del aire. ........................................................................................................................... 21

4. La energía solar y la temperatura terrestre............................................................................................... 23

5. El desigual reparto de la insolación terrestre ............................................................................................ 24

5.1. Factores explicativos del desigual reparto de la insolación y comportamiento calorífico terrestre.. 24

5.2. La distribución de la radiación solar en la superficie terrestre ........................................................... 26

6. La diferenciación térmica de la troposfera................................................................................................ 27

6.1. Las temperaturas de la superficie ....................................................................................................... 27


TEMA 3. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS II. LA PRESIÓN Y LA HUMEDAD ATMOSFÉRICAS................... 31

1. Las variaciones de presión en el seno de la atmósfera terrestre .............................................................. 31

1.1. El campo de presión en superficie ...................................................................................................... 31

1.2. El campo de presión en altura............................................................................................................. 31

1.3. Causas de las diferencias de presión atmosférica............................................................................... 32

2. Los vientos y la circulación atmosférica..................................................................................................... 32

2.1. Análisis dinámico del movimiento del aire ......................................................................................... 33

2.2. La circulación general atmosférica...................................................................................................... 34

2.3. Los vientos locales............................................................................................................................... 36

3. La humedad atmosférica ........................................................................................................................... 37

3.1 El ciclo hidrológico del agua en la naturaleza ...................................................................................... 37

3.2. La evaporación .................................................................................................................................... 37

3.3. Condensación y precipitación ............................................................................................................. 38

3.4. La distribución de las precipitaciones en la superficie terrestre......................................................... 41

4. Las zonas climáticas ................................................................................................................................... 43

Tema 4. Los océanos ......................................................................................................................................... 45

1. Las aguas marinas ...................................................................................................................................... 45

1.1. Composición de las aguas marinas ..................................................................................................... 45

1.2. Propiedades de las aguas marinas ...................................................................................................... 45

1.3. Las masas de agua............................................................................................................................... 46

2. Los movimientos de las aguas marinas...................................................................................................... 47

2.1. Movimientos de equilibrio .................................................................................................................. 48

2.2. Movimientos de origen cósmico ......................................................................................................... 48

2.3. Movimientos eustáticos y tectónicos.................................................................................................. 49

2.4. Movimientos debidos a los vientos..................................................................................................... 49

2.5. La circulación abisal............................................................................................................................. 51

3. La atmósfera y el océano ........................................................................................................................... 51


3.1. Influencia de la atmósfera sobre el océano ........................................................................................ 52

3.2. Influencia del océano sobre la atmósfera........................................................................................... 52

3.3. La participación de las tierras continentales en la relación atmósfera-océano ................................. 53

TEMA 5. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA (I). CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS. LOS CLIMAS AZONALES ................. 54

1. El clima y su clasificación ........................................................................................................................... 54

1.1. Los conceptos de tiempo y clima ........................................................................................................ 54

1.2. La diversidad de clasificaciones climáticas.......................................................................................... 54

1.3. Variables de referencia en las principales clasificaciones climáticas.................................................. 56

2. La diversidad climática: los climas azonales .............................................................................................. 56

2.1. Los climas secos................................................................................................................................... 57

2.2. Los climas de montaña........................................................................................................................ 59

TEMA 6. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA (II). LOS CLIMAS ZONALES: INTERTROPICALES, TEMPLADOS Y POLARES63

1. Los climas de la zona cálida o latitudes intertropicales............................................................................. 63

1.1. El clima de selva tropical ..................................................................................................................... 63

1.2. El clima de sabana tropical.................................................................................................................. 65

1.3. El clima monzónico.............................................................................................................................. 66

2. Los climas de la zona templada o latitudes medias................................................................................... 67

2.1. Clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones de la costa oriental de los continentes

(cfa) ............................................................................................................................................................ 69

2.2. El clima lluvioso templado con verano seco (csa y csb) ...................................................................... 70

2.3. El clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones de la costa occidental de los continentes

(cfb y cfc) .................................................................................................................................................... 72

2.4. Los climas microtérmicos, de bosque frío........................................................................................... 73

3. Los climas de la zona fría o de latitudes polares........................................................................................ 74

3.1. El clima de tundra................................................................................................................................ 75

3.2. El clima de hielo perpetuo................................................................................................................... 76

TEMA 7. LA ESTRUCTURA Y DINÁMICA TERRESTRES. LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL

RELIEVE. ............................................................................................................................................................. 78


1. La estructura y dinámica terrestres. .......................................................................................................... 78

1.1. La estructura del globo terrestre. ....................................................................................................... 78

1.2. La dinámica terrestre. ......................................................................................................................... 80

2. Los componentes litológicos y tectónicos del relieve. .............................................................................. 81

2.2. Rocas eruptivas. .................................................................................................................................. 82

2.3. Rocas sedimentarias............................................................................................................................ 84

2.4. Rocas metamórficas ............................................................................................................................ 85

2.5. El ciclo de las roca ............................................................................................................................... 86

2.6. Propiedades de las rocas..................................................................................................................... 86

3. Las unidades espacio-temporales de la geología....................................................................................... 87

3.1. Las unidades espaciales: órdenes ....................................................................................................... 87

3.2. Las unidades temporales: era y periodos ........................................................................................... 87

4. Las deformaciones tectónicas de la corteza continental y relieves asociados.......................................... 87

4.1. Las estructuras de deformación, los pliegues ..................................................................................... 88

4.2. Las estructuras de dislocación, las fallas............................................................................................. 89

TEMA 8. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES........................................................................................................... 92

1. Las grandes unidades estructurales de la corteza terrestre...................................................................... 92

1.1. Las áreas sumergidas: cuencas oceánicas........................................................................................... 92

1.2. Las áreas emergidas: los continentes.................................................................................................. 93

2. Los relieves estructurales de cuencas sedimentarias. ............................................................................... 94

2.1. Formas de relieve aclinal (estructuras horizontales). ......................................................................... 94

2.2. Formas de relieve monoclinal o inclinado (estructuras inclinadas o cuestas).................................... 95

3. Los relieves estructurales de los orógenos. ............................................................................................... 97

3.1. Los relieves estructurales plegados. ................................................................................................... 97

3.2. El relieve apalachense. ...................................................................................................................... 100

3.3. Los relieves estructurales fallados. ................................................................................................... 101

3.4. Los relieves en estructuras volcánicas. ............................................................................................. 105


TEMA 9. MORFOLOGÍAS LITOLÓGICAS............................................................................................................ 108

1. Introducción. Las morfologías litológicas. ............................................................................................... 108

2. Relieve granítico....................................................................................................................................... 108

2.1. Características de las rocas graníticas............................................................................................... 108

2.2. Las formas graníticas......................................................................................................................... 109

3. Modelado kárstico. .................................................................................................................................. 111

3.1. Características de las rocas calcáreas y su disolución....................................................................... 111

3.2. Las formas kársticas .......................................................................................................................... 112

TEMA 10. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS I. LOS PROCESOS ELEMENTALES

METEORIZACIÓN Y DINÁMICA DE VERTIENTES............................................................................................... 116

1. Introducción............................................................................................................................................. 116

2. Las fuerzas externas................................................................................................................................. 116

2.1. La gravedad. ...................................................................................................................................... 116

2.2. La energía procedente de la radiación solar. .................................................................................... 116

2.3. Incidencia de las características de los materiales de la superficie y las condiciones externas. ...... 117

3. La meteorización...................................................................................................................................... 117

3.1. Procesos mecánicos de meteorización. Fragmentación. .................................................................. 117

3.2. Procesos químicos............................................................................................................................. 118

3.3. Acciones biológicas. .......................................................................................................................... 119

3.4. Factores condicionantes de la meteorización................................................................................... 119

4. La dinámica de vertientes. Procesos elementales de erosión................................................................. 119

4.1. Desplazamiento por elementos. ....................................................................................................... 120

4.2. Desplazamientos en masa................................................................................................................. 121

4.3. La arroyada........................................................................................................................................ 122

TEMA 11. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS II. LA EROSIÓN ..................... 124

1. Introducción. La erosión definición y enfoques de estudio..................................................................... 124

1.1. Los conceptos de ciclo de erosión y erosión normal de Davis.......................................................... 124


1.2. Los sistemas morfogenéticos ............................................................................................................ 124

1.3. Los grandes agentes de erosión........................................................................................................ 125

1.4. Acción erosiva ejercida por las actividades humanas ....................................................................... 125

2. Dinámica y morfogénesis fluvial .............................................................................................................. 125

2.1. Torrentes y uadis............................................................................................................................... 125

2.2. Los ríos............................................................................................................................................... 125

3. Morfogénesis litoral................................................................................................................................. 129

3.1. Acción erosiva del mar ...................................................................................................................... 129

3.2. Principales formas litorales de erosión............................................................................................. 130

3.3. Tipos de costas .................................................................................................................................. 131

4. Dinámica y morfogénesis glaciar ............................................................................................................. 131

4.1. Las glaciaciones ................................................................................................................................. 132

4.2. Formación de los glaciares ................................................................................................................ 132

4.3. Tipos de glaciares .............................................................................................................................. 132

4.4. Flujo glaciar ....................................................................................................................................... 133

4.5. Labor erosiva del glaciar.................................................................................................................... 133

5. El viento como agente erosivo................................................................................................................. 135

5.1. Movimientos del aire ........................................................................................................................ 135

5.2. Acción erosiva ................................................................................................................................... 135

TEMA 12. GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA........................................................................................................ 137

1. Breve historia de la geomorfología climática....................................................................................... 137

2. Clima y morfogénesis............................................................................................................................... 137

2.1. La influencia del clima en las formas de relieve................................................................................ 137

3. Paleoclimas y herencias morfoclimáticas ................................................................................................ 138

3.1. Los climas del Cuaternario ................................................................................................................ 138

4. Las grandes áreas morfoclimáticas.......................................................................................................... 139

4.1. Divisiones morfoclimáticas................................................................................................................ 139


4.2. La zona morfoclimática fría............................................................................................................... 139

4.3. La zona morfoclimática de latitudes medias..................................................................................... 141

4.4. La zona morfoclimática árida o xérica............................................................................................... 142

4.5. La zona morfoclimática tropical ........................................................................................................ 143

4.6. La morfogénesis en áreas de montaña ............................................................................................. 145

Bibliografía....................................................................................................................................................... 147

UNED | TEMA 1. LA TIERRA PLANETA. MOVIMIENTOS Y REPRESENTACIÓN 8

TEMA 1. LA TIERRA PLANETA. MOVIMIENTOS Y REPRESENTACIÓN

1. LA TIERRA EN EL ESPACIO. FORMA Y DIMENSIONES.

La Tierra es un planeta y se encuentra en el espacio formando parte del Sistema Solar, constituido por el Sol,estrella de la Vía Láctea, y sus planetas. A su vez posee un único satélite, la Luna.

La presencia de la Luna tiene importantes repercusiones sobre la Tierra, entre ellas la de provocar las mare-as.

1.1. FORMA Y DIMENSIONES

La Academia de Ciencias de Francia determinó que la forma de la Tierra era un elipsoide (una esfera achata-da por los polos), con una diferencia entre el diámetro mayor (ecuatorial) y el menor (polar) de 43 km. Lostrabajos de Gauss y Helmert llevaron a que la Tierra es propiamente un geoide (figura definida por el poten-cial gravitatorio) que podríamos representar como la superficie de los mares en calma. A efectos prácticos laTierra se considera un elipsoide con un radio ecuatorial de 6.378,16 km, su radio polar de 6.356,77 km y suradio medio de 6.367,75 km.

1.2. CONSECUENCIAS DE LA ESFERICIDAD DE LA TIERRA

El hecho de que tenga forma esférica tiene grandes repercusiones para la vida en el planeta:

- Condiciona la forma en que la superficie recibe la energía (distinto grado de inclinación al ser unasuperficie curva).

- Su forma esférica, junto con el movimiento que realiza la Tierra, es la responsable de las característi-cas físicas de la de esta.

- Se pueden trazar líneas imaginarias sobre su superficie (meridianos y paralelos).- Dificultad de la representación gráfica de la superficie en dos dimensiones.


2. MOVIMIENTOS DE LA TIERRA Y SUS CONSECUENCIAS GEOGRÁFICAS

2.1. LOS MOVIMIENTOS DE LA TIERRA

Sobre la superficie terrestre no tenemos conciencia de que nos movemos.

El movimiento de la Tierra en el espacio es, al menos, doble. Gira sobre sí misma y a la vez en torno al Sol(estos son los dos movimientos principales).

2.1.1. MOVIMIENTO DE ROTACIÓN

La Tierra gira sobre sí misma como si estuviera atravesada por un eje que pasara por sus polos. El giro com-pleto es de 360º y tarda en hacerlo 23 h 56 m y 4,09seg. El giro es de oeste a este. Las consecuencias delmovimiento de rotación son:

a) Orientación y situación sobre la superficie terrestre:La forma de la Tierra y el hecho de que gire sobre sí misma, nos permite poder orientarnos y situar-nos sobre su superficie, así como medir el tiempo. Para orientarnos utilizamos:

- Puntos cardinales: orientarnos, ya que el Sol salepor el Este y se pone por el Oeste, a partir de ellosse deducen con facilidad los otros dos puntoscardinales (Norte y Sur). Los puntos de referenciafijos son los polos y sirven de base para trazar lared geográfica.

- Red geográfica: Entramado de meridianos y para-lelos para localizar cualquier punto de la superfi-cie terrestre.

- Meridianos: Arcos de círculo máximo cuyos ex-tremos coinciden con los polos. Cada uno mide180º. Meridiano de Greenwich 0o. Meridiano demedia noche 180o.


- Paralelos: Círculos com-pletos que se obtienenpor la intersección deplanos perpendicularesal eje de rotación. Elecuador es el círculomáximo y divide a la Tie-rra en dos hemisferiosiguales.

- Longitud: Se puede defi-nir como el ángulo queforma el plano del meri-diano de un lugar con el meridiano 0o. La longitud puede ser este y oeste, entre 0o y 180o.

- Latitud: Ángulo comprendido entre el plano del ecuador y el que pasa por un punto de la su-perficie y el centro de la Tierra. La latitud puede ser norte y sur, entre 0o y 90o.

- Velocidad de giro en cada zona terrestre: Con la latitud la velocidad de giro varia, debido a laforma esférica de la Tierra (más en el ecuador y menos en los polos).

b) Medición del tiempo:El período de tiempo que tarda la Tierra en realizar el giro sobre sí misma constituye la más clara ysencilla unidad de medición del tiempo: el día. Convencionalmente el día los hemos dividido en 24 h,siendo por tanto una hora lo que tarda la Tierra en girar 15o.


Se han creado las zonas horarias para medir el tiempo de forma oficial, ya que representar la horareal crea grandes problemas en la vida moderna. Se toma como referencia el meridiano 0o o de Gre-enwich (al este + 1h, al oeste – 1h).

El meridiano 180o es el de media noche, utilizándose para fijar la línea de cambio de fecha interna-cional.

c) Otras consecuencias del movimiento de rotación:Es la sucesión de períodos de iluminación (día) y de oscuridad (noche), o lo es que lo mismo períodosde calentamiento y enfriamiento de la Tierra. De este modo todos los lugares de la Tierra recibe lacantidad necesaria de luz y calor que hacen posible la vida. Sin esta rotación una mitad de la Tierraestaría permanentemente iluminada y la otra en una oscuridad absoluta, que impedirían la vida.

La rotación hace que se genere diferentes fuerzas tales como la fuerza centrífuga, la fuerza de gra-vedad y el efecto de Coriolis:

- Fuerza centrífuga: tiende a separar los objetos de la superficie y es contrarrestada por lafuerza de la gravedad.

- Fuerza de la gravedad: es la fuerza teórica de atracción que experimentan entre sí los obje-tos con masa.

- Efecto de Coriolis: todo móvil sobre la superficie terrestre experimenta una desviación en sutrayectoria (hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferioSur). Esto produce efectos sobre la dirección de los vientos y corrientes marinas.

Los efectos de dicha atracción se manifiestan mediante deformaciones, que son especialmente visi-bles en el caso de las mareas, que afectan a las aguas oceánicas, en las que la mayor influencia esejercida por la Luna.

2.1.2. MOVIMIENTO DE TRASLACIÓN


La Tierra se mueve alrededor del Sol realizando un giro completo cada 365 días, 5 horas y 48 minutos y 45,6segundo (año). El año astronómico es el tiempo que transcurre entre dos pasos de la Tierra por delante deuna estrella fija y el año solar es el transcurrido entre dos equinoccios.

El movimiento de la traslación es de oeste a este, describiendo una elipse. La distancia media al Sol es de 150millones de km, siendo de 147,5 millones de km en el momento de mayor proximidad (perihelio) a comien-zos de enero y de 152,6 millones de km en el momento de máximo alejamiento (aphelio o afelio) a primerosde julio. Siendo la velocidad de desplazamiento de 106.000 km/h.

La Tierra gira inclinada sobre el plano de traslación o plano de la eclíptica. El eje terrestre presenta una incli-nación constante sobre el plano de 23o 27’. Si la Tierra no girara inclinada las cosas serían muy diferentes, yla duración de días y noches sería igual en todos los lugares a parte de no haber estaciones.

a) Solsticios y equinoccios

A lo largo del año se producen cuatro momentos claves, de enorme repercusiones en la vida de la

Tierra, estos son:

- Solsticio de invierno (en el Hemisferio Norte): entorno al 22-23 de diciembre.

- Solsticio de verano (en el Hemisferio Norte): entorno al 22 de junio.

- Equinoccio de primavera (en el Hemisferio Norte): alrededor del 22 de marzo.

- Equinoccio de otoño (en el Hemisferio Norte): entorno al 22 de septiembre.

En el hemisferio Sur seria todo lo contrario a lo que ocurre en el hemisferio Norte y a partir de los

equinoccios en los Polos comienzan el día o la noche de 6 meses.


b) Consecuencias del movimiento de traslación. Sucesión de estaciones y zonas terrestres

Como consecuencia del movimiento de traslación hay una sucesión de estaciones, en las que las

horas de iluminación y oscuridad cambian y consiguientemente también lo hacen las temperaturas,

lo que afecta a todos los seres que habitan la tierra (animales y plantas) y al medio físico (precipita-

ciones, erosión, etc.). Las estaciones son cuatro: primavera, verano, otoño e invierno. Si la Tierra no

girase inclinada las cosas serian muy diferentes, especialmente más allá de los trópicos, siendo en

todas las latitudes terrestres los días y las noches de igual duración, sin alternancia estacional.

Con todo esto se crean en la Tierra unas zonas climáticas que son:

- Intertropical:

Situada entre los tópicos (1 zona).

Los rayos solares alcanzan la máxima verticalidad.

La duración del día y la noche es sensiblemente igual durante todo el año.

El calentamiento diurno supera al enfriamiento nocturno.

Zona cálida.

- Templadas:

Situada entre los Trópicos y Círculos Polares (2 zonas)

Rayos solares más oblicuos y menos calor contra mayor latitud.

Oscilación en la duración de los días y las noches a lo largo del año.

Grandes variaciones de temperaturas pero moderadas.

Dentro de esta zona hay dos que son la subtropical y subpolar.

- Polares:

Limitadas por los Círculos Polares (2 zonas)

Máxima desigualdad entre el día y la noche. Siendo en los Polos de 6 meses.


3. LA REPRESENTACIÓN DE LA SUPERFICIE TERRESTRE. LA CARTOGRAFÍA

Solo una representación grafica nos permite ver las relaciones espaciales que nos permitirán conocer lascaracterísticas de la superficie terrestre con el detalle necesario (mapas). La cartografía es la ciencia que seocupa de la confección de los mapas.

La Geodesia es la ciencia que se ocupa de llevar a cabo el levantamiento y la representación de la forma ysuperficie de la Tierra, dado que por sus dimensiones y forma requieren de importantes trabajos previos a laplasmación en un mapa.

3.1. LAS PROYECCIONES

Las proyecciones son la forma de trasladar a un plano la red de meridianos y paralelos dibujada sobre la Tie-rra ya sea parcial o total. Cuando se proyecta un punto sobre un plano suele haber deformaciones debido aque la Tierra es una esfera. La red de meridianos se puede proyectar sobre un cilindro, un cono o un plano,superficies desarrollables en todos los casos, tangentes a una parte de la superficie de la esfera en algún, oalgunos puntos.

Hay diferentes tipos de proyecciones:

a) Cenitales o acimutales: es la proyección desde un centro determinado de perspectiva, cuyo punto

de mira se sitúa en el centro del globo, en las antípodas, o externo. Pueden ser polares, ecuatoriales

y oblicuas, según el plano de la tangente sea perpendicular, paralelo u oblicuo al eje terrestre. Según

donde se sitúe el foco desde el que se realice la proyección tenemos proyecciones: ortográficas, es-

tereográficas y gnomónicas.

b) Cónicas: Las más sencillas llamadas simples, que son tangentes a un solo paralelo, único que conser-

va la escala. Las policónicas utilizan varios paralelos de base por medio de varios conos.

c) Cilíndricas: los meridianos y paralelos aparecen como rectas que se cortan en ángulo recto, con una


separación constante los meridianos, mediante que los paralelos se van espaciando según se ascien-

de de latitud. Muy conocida es la proyección conforme de Mercator. Una interesante variante es la

llamada UTM (Universal Transversa de Mercator o conforme de Gauss,) que consiste en utilizar un

cilindro tangente a un doble meridiano.

d) Complejas: son proyecciones que utilizan varias figuras y son muy utilizadas sobre todo para mapas

mundi. Entre las más frecuentes estarían: la homolográfica o Mollweide, (equivalente) en la que sólo

son rectas los paralelos y el meridiano cero, con doble longitud el Ecuador, los restantes meridianos

son arcos de elipse. La sinusoidal, similar, pero con los meridianos, salvo el cero, como curvas sinu-

soidales y la homolosena, que combina las dos anteriores.


3.2. LA ESCALA

La escala es la relación de reducción entre las distancias reales y las del mapa, o dicho de otro modo, la rela-ción matemática entre las dimensiones reales y las de su representación en un mapa. Se expresa como unafracción en la que el numerador es la unidad y el denominador el número de veces que cualquier medida enel mapa es mayor en realidad.

Se considera gran escala a la que tiene pequeño denominador y pequeña escala a la que lo tienen grande.

3.3. BASES MATEMÁTICA Y GEOGRÁFICA. TIPOS DE MAPA

La base matemática de la confección de un mapa son: triangulación, proyección y escala. La posterior repre-sentación de la altimetría (relieve) y la planimetría (conjunto de accidentes del terreno ya sean naturales opor la intervención humana), llena el mapa de información y contenido.

Para la representación de los relieves en la actualidad se utilizan las curvas de nivel, que consisten en unir,por medio de una línea, los puntos del terreno de igual altitud (por eso se llaman también isohipsas de iso(igual) e hipsos (altura). La altitud se toma con una base de referencia establecida previamente, siendo confrecuencia el nivel del mar.

Cuando la escala es pequeña las curvas de nivel se sustituyen por tintas hipsométricas. Para facilitar la lectu-ra y conseguir mayor belleza, muchos mapas aparecen sombreados.

La planimetría y la rotulación añaden muchísima información.

En función de sus características y objeto para el que se realizan, existen muy variados tipos de mapas, entreellos:

a) Mapas topográficos: que representan la superficie tal como se presenta con su aspecto físico y los

resultados de la actividad humana.

b) Mapas temáticos: que tienen por objeto la representación de un tema, fenómeno o aspecto concre-

to, quedando la parte topográfica en un segundo plano.


3.4. OTRAS FORMAS DE REPRESENTACIÓN

La representación de la Tierra no es objeto exclusivo de la Cartografía. Especialmente importantes son lasposibilidades que brindan la fotografía aérea y la teledetección. Estos nuevos procedimientos son utilizadospara la confección de mapas, de gran precisión, sin necesidad de los laboriosos trabajos de preparación ma-nual antiguos. Otro método son los llamados Sistemas de Información Geográfica (SIG O GIS), este es unsistema de información diseñado para trabajar con datos georreferenciados, mediante coordenadas espacia-les o geográficas. Los SIG constituyen un instrumento esencial para todas las disciplinas que se ocupan delanálisis de los fenómenos que tienen lugar sobre la superficie terrestre.


UNED | TEMA 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS I. LA TEMPERATURA 19

TEMA 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS I. LA TEMPERATURA

1. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA

El componente fundamental de la atmósfera es el aire, que no es un compuesto químico, sino una mezcla degases. Acompañando a la masa gaseosa se encuentran los aerosoles (pequeñas partículas liquidas y sólidasdispersas).

La composición química y el porcentaje en volumen de los principales gases que integran la atmósfera te-rrestre vienen reflejados en el cuadro:

Algunos gases que integran la atmósfera no tienen interés desde el punto de vista climático:

- Nitrógeno: Principal componente gaseoso de la atmósfera y de gran importancia en la nutrición de

los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climáticas.

- Oxígeno: Imprescindible para los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climáticas,

como los denominados gases nobles.

No ocurre lo mismo con otros gases, aunque participen en la masa atmosférica en proporciones mucho másreducidas:

- Vapor de agua: Tiene una presencia muy variable. El agua penetra en la atmósfera por la evapora-

ción de los mares, lagos, ríos y transpiración de las plantas, se condensa en minúsculas gotitas para

formar las nubes y posteriormente se precipitan sobre la superficie terrestre. Cuando se emplea el

término humedad del aire (cantidad de agua contenida en la masa atmosférica terrestre) nos refe-

rimos, tanto al vapor de agua en estado gaseoso como a las gotas líquidas de las nubes. El vapor de

agua, también, tiene la propiedad de absorber los rayos infrarrojos de mayor longitud de onda del

Sol, y se ve reforzado por el dióxido de carbono.

- Dióxido de carbono (anhídrido carbónico): Procede de las emanaciones volcánicas, de las combustio-

nes y de la respiración de los seres vivos. Desde principio del s. XX, ha habido un aumento notable de

dióxido de carbono procedente de la combustión de madera, carbón, petróleo y gas natural. El au-

mento progresivo del dióxido de carbono es compensado por la acción clorofílica de las plantas. Su

total desaparición provocaría un descenso medio de la Tierra de 21o C.


Otro de los gases de gran interés desde el punto de vista humano es el ozono (O3) que se forma por la absor-ción de rayos ultravioletas procedentes del Sol, que descomponen el oxígeno molecular biatómico, provo-cando la constitución de moléculas triatómicas del mismo. La capa de Ozono impide el paso de la radiaciónultravioleta que haría imposible la vida.

Por último existen otros gases en la atmósfera que son contaminantes de la misma, estos pueden ser:

- Anhídrido sulfuroso (SO2): se incorpora al aire por combustión de carbón, petróleo y fundición de

metales que contengan azufre. Existe el peligro que derive en la formación de ácido sulfúrico (SO4

H2), perjudicial al contacto con los pulmones.

- Anhídrido nitroso (N2O): toxicidad por encima de determinadas concentraciones.

- Monóxido de carbono (CO): combinado con la hemoglobina de la sangre impide el transporte del

oxígeno.

Las partículas sólidas contenidas en la atmósfera tienen una procedencia y naturaleza variable: partículas depolvo, sales que cristalizan al evaporarse las gotas de los océanos, humos procedentes de la combustión, etc.

2. LA ESTRUCTURA ATMOSFÉRICA

La influencia de la atmósfera, en los fenómenos que determinan el tiempo atmosférico y por lo tanto elclima, varía considerablemente si consideramos los primeros kilómetros próximos a la superficie terrestre osi nos situamos a una distancia suficientemente alejada de la misma.

Por lo tanto, nos referimos a la existencia de una estructura vertical de la atmósfera, con un criterio quepermite dividirla en capas homogéneas, diferenciadas entre sí, que es el de su diverso comportamientotérmico. Las diferencias térmicas no son sino el resultado de la diferente composición gaseosa de la cadacapa.

2.1. LA TROPOSFERA

Es la capa inferior de la atmósfera. Su nombre deriva del griego tropein (girar, revolver), traduce la existenciade movimientos turbulentos en su seno, tanto horizontal como vertical. En esta capa atmosférica, se produ-ce el dominio de las nubes, precipitaciones y demás fenómenos meteorológicos.


Existen varias subcapas en la troposfera:

- Capa geográfica o capa sucia: hasta una altitud media de unos 3.000 metros. Impurezas y mayor

turbulencia del aire.

- Tropopausa: límite de la capa geográfica o capa sucia.

- Capa libre: la atmósfera está más libre y homogénea.

En general la temperatura desciende con la altura, a uno 0,65o C por cada 100 metros. Esta tendencia, quemanifiesta un gradiente térmico negativo, se interrumpe bruscamente al alcanzar la tropopausa. La distanciaen la que se encuentra la tropopausa es variable y depende de la latitud y de la estación del año. La inversióntérmica se produce en los Polos a una altura inferior (6 km aproximadamente) y una temperatura superior(-45o C) que en el Ecuador (17 km y -85o C).

2.2 LA ESTRATOSFERA

Segunda capa de la atmósfera y va de la tropopausa hasta la estratopausa (unos 50 km). En su composiciónhay una ausencia casi completa de vapor de agua y una progresiva rarificación de la presencia de gases. Sepuede afirmar que aproximadamente el 95% de la masa atmosférica está localizada en los primeros 20 km.La temperatura es constante hasta una altura de 18 a 20 km, aumentando después 3o C cada 1 km. La pre-sencia del ozono atmosférico en esta capa le ha proporcionado el nombre de ozonosfera. La existencia delozono y su capacidad para absorber las radiaciones ultravioletas del Sol explica la elevación de la temperatu-ra, con lo que esta capa puede alcanzar los 100o C.

2.3. LA ALTA ATMÓSFERA

A partir de los 50 km la temperatura se invierte y esta desciende hasta la mesopausa (a unos 80 km), la capacomprendida en este intervalo recibe el nombre de mesosfera o alta estratosfera.

Por encima de los 80 km, la ausencia de aire atmosférico es casi total. A los 150 km, la presión del aire es casiun vacío neumático, pero hay suficiente densidad gaseosa para provocar calentamiento por rozamiento (es-trellas fugaces...). Absorción de radiaciones solares de menor longitud de onda con lo que aumenta la tem-peratura a 200 – 300o C. Por este motivo, también se conoce esta capa atmosférica con el nombre de ter-mosfera.

Otra consecuencia de la radiación y su absorción por el aire es la ionización. Los átomos gaseosos modificansu situación de neutralidad eléctrica y se transforman en iones. Esta transformación convierte a la atmósferaen conductora de electricidad. Por esto la atmósfera recibe el nombre de ionosfera. Sin la ionización no sepodrían realizar las emisiones por radio.

3. LAS PROPIEDADES DEL AIRE.

El aire es una mezcla de gases, por lo tanto sus propiedades se derivan de este particular estado de agrega-ción de la materia. En general los gases pueden definirse como cuerpos sin forma ni volumen propios y contendencia a dispersarse uniformemente por el espacio y de gran movilidad. En este aspecto se pueden dife-renciar:

- Sólidos: ofrecen fuerte resistencia a modificar su volumen aunque no su forma.

- Líquidos: cambian su volumen mediante variaciones de presión y temperatura.

- Forman superficies de separación frente a los gases.


Las propiedades son:

- Movilidad: Es la movilidad una de las propiedades que mejor define a los gases y, en consecuencia,

al aire, en su comportamiento respecto a los cuerpos sólidos y líquidos. Esta propiedad permite a la

materia, en este estado físico, moverse libremente por el espacio, esto es fundamental para com-

prender la dinámica atmosférica.

- La presión: El aire pesa y ejerce una fuerza por unidad de superficie en cualquier punto de la atmós-

fera, a mayor altura menor presión.

Las diferencias de presión en el aire no existen únicamente en altura, sino también entre diferentes

puntos de la superficie terrestre de la misma altitud. Las cusas de esta falta de uniformidad en el

campo de presión en superficie son de origen térmico y dinámico. Si el suelo se calienta, el aire se di-

lata y sube, provocando un descenso de presión (térmico). El aire también puede ascender o des-

cender por fenómenos derivados de corrientes de aire existentes en altura, provocando bajas o altas

presiones (dinámico). Podemos señalar que las diferencias de la presión terrestre son la causa del

movimiento del aire.

- Temperatura: Existen dos conceptos que habitualmente se confunden y que son de calor y tempera-

tura. El calor es una forma de energía, mientras que la temperatura es la consecuencia del calor. No

todos los cuerpos adquieren la misma temperatura cuando reciben el mismo calor. Este desigual

comportamiento térmico se puede medir mediante el concepto de calor específico (cantidad de ca-

lor necesaria para elevar un gramo del mismo un grado de su temperatura). El calor específico del ai-

re y del agua son diferentes. La acumulación de calor de un cuerpo depende de la masa del mismo

que se caliente. Esta propiedad tiene repercusiones climáticas muy importantes y explica que los

mares y océanos acumulen calor y lo pierdan lentamente, respecto a la tierra, lo que suaviza el clima

de las tierras situadas en su proximidad.

Las escalas de medida de la temperatura son:

a) Escala centígrada: fue inventada por el astrónomo sueco Celsius en 1742 y se fijaron los va-

lores de 0 y 100 correspondientes al agua al helarse y al romper a hervir. Y dividiéndolo pos-

teriormente en 100 partes (grado centígrado).

b) Fahrenheit: establecía otros puntos de referencia de medición, dio a 0 la temperatura de la

nieve y de la sal de amoniaco en fusión y 100 a la temperatura normal del cuerpo humano.

c) Kelvin o absoluta: es otra escala termométrica. Es la prolongación de la escala centígrada

con el cero absoluto en -273o C (temperatura en que la materia quedará sin movimiento in-

terno, sería la temperatura más baja que se puede alcanzar).

- La densidad: El aire más denso se estabiliza y el menos denso tiende a elevarse. Se denomina densi-

dad a la masa de un cuerpo por unidad de volumen. Su valor es equivalente al peso específico o peso

unitario.

La densidad varía según la temperatura y el porcentaje de humedad. Los factores que modifican la

densidad del aire son:

a) Una masa de aire que contenga mayor cantidad de vapor de agua es un aire poco denso y

con cierta tendencia a elevarse y perder su estabilidad.

b) Temperatura: determina la densidad. Una masa de aire caliente ocupa mayor volumen que

si estuviera fría, siendo menor su densidad. También tiende a elevarse como el húmedo.

- La humedad: hace referencia a la cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera. El conoci-

miento de la máxima cantidad de agua que el aire puede admitir en su seno como vapor se presenta


pues como algo fundamental. Esta capacidad higrométrica depende de la temperatura.

4. LA ENERGÍA SOLAR Y LA TEMPERATURA TERRESTRE

El Sol es la principal fuente de energía que recibe nuestro planeta. La energía solar alcanza la superficie te-rrestre, calentándola y elevando su temperatura. A su vez, la Tierra, una vez caldeada, emite energía calorífi-ca hacia el espacio externo. Del equilibrio térmico que se establece, la Tierra adquiere una determinadatemperatura.

La energía recibida del Sol es en forma de ondas electromagnéticas de pequeña longitud de onda (rayos X,rayos gamma y rayos ultravioletas (9%), espectro visible (41%) y parte de la gama de infrarrojos (50%)). Porsu parte la Tierra emite, debido a su inferior temperatura, en ondas de mayor longitud de onda, fundamen-talmente en la franja de los infrarrojos.

El análisis del propio sistema térmico terrestre, podemos encontrar varias fases:

- 1ª fase: integrada por la atmósfera y las superficies continental y marítima, la atmósfera actúa a

modo de filtro, absorbiendo y reflejando un porcentaje importante de la energía solar. La distribu-

ción de la energía que no alcanza la superficie del suelo es la siguiente:

Absorción: La ionosfera absorbe casi completamente los rayos X y una buena parte de la ra-

diación ultravioleta. El ozono de la estratosfera completa la absorción de los rayos ultraviole-

tas más perjudiciales y, por último, el vapor de agua y el anhídrido carbónico realizan la la-

bor de filtrado en las radiaciones infrarrojas. La energía absorbida no es siempre constante y

oscila de acuerdo a la situación atmosférica.

Reflexión: La parte superior de las nubes se comportan como una superficie reflectante que

puede devolver por reflexión directa el 25% de la energía recibida

Dispersión: Las moléculas de gases y las partículas de polvo dispersan parte de la luz, des-

viándola en todas las direcciones. El proceso se puede describir como dispersión difusa. La

dispersión de la luz consiste en la separación de los distintos colores que integran la luz so-

lar. Solamente la gama de los azules de la luz dispersa desciende hacia la superficie, lo que

explica el color azul del cielo. Como consecuencia de la dispersión, parte de la energía solar

es devuelta al espacio, perdiéndose para siempre, mientras que el resto llega a la Tierra y se

denomina dispersión descendente.

En resumen, del 100% de la energía recibida del Sol, únicamente el 45% alcanza el suelo (insolación).

La superficie terrestre no se beneficia totalmente de ese 45% de la radiación solar que llega para

elevar su temperatura, pues una parte, según el albedo del suelo receptor (porcentaje de energía re-

flejada), se pierde hacia el exterior. Este hecho tiene gran importancia, pues dependiendo del mate-

rial que recibe la insolación, así como la inclinación de los rayos solares el porcentaje de energía re-

flejada es mayor o menor.

- 2ª fase: Es la radiación emitida por el suelo. La Tierra presenta así un doble comportamiento: recep-

tor de la energía solar y emisor hacia el exterior. La energía irradiada por la superficie terrestre es

variable con su temperatura y se realiza por radiaciones de onda larga y o bien es absorbida por la

propia atmósfera, por el anhídrido carbónico y vapor de agua de la troposfera o bien se proyecta di-

rectamente al exterior. Este hecho es muy importante desde el punto de vista climático, pues supo-

ne que la atmósfera se comporta como una pantalla térmica que devuelve calor a la superficie te-


rrestre, impidiendo que, durante la noche, la temperatura descienda excesivamente por ausencia de

radiación solar, lo que se ha denominado efecto invernadero.

- Por último la superficie terrestre utiliza dos nuevos mecanismos de transformación del calor: El pri-

mero sirve para facilitar, sobre todo en los océanos y mares, la evaporación del agua y su paso a la

atmósfera. Este calor latente de vaporización es devuelto posteriormente en la condensación. El se-

gundo uso es comunicar calor a las capas bajas de la atmósfera, que sufre un movimiento ascensio-

nal convectivo. Ambas cantidades de energía calorífica pueden ser tasadas en 20 y 10 calorías res-

pectivamente (por cada 100 solares que alcanzan la Tierra).

5. EL DESIGUAL REPARTO DE LA INSOLACIÓN TERRESTRE

Debemos tener en cuenta que la Tierra actúa de manera no homogénea. Los contrastes térmicos de carácterzonal y su variación en el tiempo son el resultado del desigual reparto de la radiación solar, motivado porfactores de orden cósmico y geográfico. Este desequilibrio térmico interior genera unos mecanismos com-pensatorios de trasferencia de calor desde las regiones cálidas de baja latitud hasta las frías regiones polares.Los movimientos de la atmósfera y de las aguas de los océanos actúan como mecanismos de trasvaseenergético. A su vez, parte de la radiación solar es absorbida para permitir el cambio de estado del agua delíquido a vapor, desencadenando el ciclo hidrológico del agua, con sus diversas fases de evaporación, con-densación y precipitación.

5.1. FACTORES EXPLICATIVOS DEL DESIGUAL REPARTO DE LA INSOLACIÓN Y COMPORTAMIEN-

TO CALORÍFICO TERRESTRE

Un conjunto de factores, cósmicos y geográficos afectan a la proporción de la energía solar que alcanza lasuperficie terrestre y a su variación temporal.

5.1.1. INFLUENCIA DE LA DISTANCIA ENTRE LA TIERRA Y EL SOL

El movimiento de la Tierra alrededor del Sol, según una trayectoria elíptica, es la causa de que la distancia deambos astros no siempre sea la misma. La excentricidad de la órbita explica que la energía recibida en el


perihelio de enero (momento de mayor proximidad) sea superior en un 7% a la correspondiente al apheliode julio (momento de mayor lejanía). De esta circunstancia, cabría deducir que los inviernos en hemisferioNorte deberían ser más cálidos que los del hemisferio Sur. Lo contrario ocurriría para los veranos. En lapráctica, la circulación de calor en la atmósfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia global.

5.1.2. INFLUENCIA DE LA ALTURA DEL SOL.

Este factor afecta directamente a la cantidad de insolación recibida, ya que la altura del astro solar está me-dida por la inclinación de los rayos del Sol respecto a la horizontal terrestre. Desde el momento del orto (sa-lida del Sol) al ocaso (puesta del Sol), la altura del mismo está condicionada por dos factores: la latitud dellugar y la estación del año. Estos factores y la incidencia de los rayos solares en Ecuador y Trópicos debería laradiación ser máxima en el Ecuador y mínima en los Polos. Sin embargo a parte de la influencia de la atmós-fera terrestre, un efecto complementario se suma al anterior y es la causa de que la temperatura máxima nose registre en el Ecuador y sí en los Trópicos. El paso del Sol por éstos se realiza a una velocidad más lentaque en el Ecuador siendo la causa de que un mayor número de días continuados la inclinación de los rayossolares sea casi vertical.

5.1.3. INFLUENCIA DE LA DURACIÓN DE LA LUZ SOLAR.

Además de la perpendicularidad de los rayos solares, la latitud condiciona la duración del día solar y, en con-secuencia, la cantidad de insolación. Cuanto mayor sea el período de tiempo de iluminación solar, mayorserá la cantidad de radiación diaria recibida. Así la desigualdad de los días y las noches es más acusada (sols-ticio de verano), con mayor duración de los días (hemisferio Norte) y de las noches (hemisferio Sur). La situa-ción inversa se produciría durante el solsticio de invierno. Como consecuencia de la influencia de la estacio-nalidad y latitud la radiación solar diaria que llega a la Tierra es variable en cada punto de la superficie te-rrestre.

5.1.4. EL EFECTO DE LA ATMÓSFERA

El desigual recorrido de los rayos solares a través de la atmósfera sería una consecuencia de la latitud. En lasaltas latitudes, habría que añadir la superior pérdida derivada del mayor espesor atmosférico que debenatravesar los rayos solares.

El principal factor atmosférico causante de la diferente llegada de radiación solar al suelo es la presencia de


la nubosidad.

5.1.5. EL EFECTO DA LA DESIGUAL DISTRIBUCIÓN DE LAS TIERRAS Y LOS MARES

El diferente comportamiento térmico de las superficies marina y continental añade nuevas e importantesconsecuencias al balance energético diferencial de la superficie terrestre. De forma general en los océanos,debido a la superior evaporación del agua, el efecto de filtrado atmosférico es superior. Así, para una mismalatitud, el porcentaje de insolación sería superior en los continentes que en los océanos.

Otra diferencia esencial proviene de la distinta manera que en tierras y mares son capaces de aprovechar laenergía que les llega. Mientras el agua tiene mayor capacidad de almacenamiento de la energía solar, latierra rápidamente la devuelve a la atmósfera. El albedo del suelo es más elevado que el de la superficiemarina, por lo que también es superior la cantidad de energía reflejada y que no llega a ser absorbida. Tam-bién es mayor la facilidad con que las ondas electromagnéticas del Sol pueden penetrar en el agua. La con-ductividad del calor hacia el interior es también más alta. La confluencia de todos estos factores determinaque la masa del agua calentada sea bastante superior a la correspondiente a la misma superficie de suelocontinental.

Estas diferencias de comportamiento térmico entre los océanos y los continentes se manifiestan en que lasuperficie continental se calienta y se enfría más rápidamente que la oceánica. Las oscilaciones diarias detemperatura son inferiores en el mar. El agua se comporta como un gran acumulador de calor durante el día,cediéndolo, en parte, durante la noche.

5.1.6. EFECTO DE LA ELEVACIÓN Y LA TOPOGRAFÍA

La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican sensiblemente la cantidad de radiaciónsolar que alcanza la superficie terrestre. Las altas cumbres reciben una cantidad de insolación mayor que elnivel del mar, por la menor masa atmosférica que participa en la labor de filtrado, pero aunque la cantidadde energía recibida sea superior, también lo es la facilidad con que se pierde, al no existir el efecto pantallapor lo que la disipa al espacio.

5.2. LA DISTRIBUCIÓN DE LA RADIACIÓN SOLAR EN LA SUPERFICIE TERRESTRE

El efecto de la altura solar se refleja en la disposición latitudinal de las isolíneas de radiación, cuyo valor de-crece hacia las latitudes más altas. Sin embargo, el modelo se rompe por la influencia del contraste tierra-mar y la importancia de la atmósfera en su labor de filtrado. Los valores máximos se localizan a lo largo delos trópicos. El efecto de la nubosidad, mayor en los océanos que en los continentes, se aprecia en el hecho


de que las isolíneas de radiación se inflexionan hacia los Polos, cuando pasan por encima de los continentesy hacia el Ecuador cuando lo hacen por encima de los océanos.

6. LA DIFERENCIACIÓN TÉRMICA DE LA TROPOSFERA

Parte de la insolación que el suelo recibe se utiliza en calentar el aire situado sobre su superficie. El calorabsorbido por el suelo sirve para elevar su temperatura, pero también es empleado en poner en marchadeterminados mecanismos atmosféricos como la evaporación o el movimiento del aire. Además, a los facto-res intrínsecos que modifican la insolación y el comportamiento térmico diferencial de la superficie terrestre(altura del Sol, nubosidad, distribución de las tierras y mares y altura sobre el nivel del mar), habría que aña-dir otros de carácter extrínseco que condicionan las características climáticas de un lugar determinado de laTierra. El movimiento de las masas de aire y de las aguas marinas transportan calor (o frío) y humedad (osequedad) a lugares cuyas condiciones térmicas e higrométricas son muy diferentes de las del lugar deorigen. El resultado final del calentamiento del aire es la obtención de una determinada temperatura, ladistribución de temperaturas no es uniforme ni espacialmente ni a lo largo del tiempo. Podríamosdiferenciar una temperatura de superficie y una estructura térmica del aire.

6.1. LAS TEMPERATURAS DE LA SUPERFICIE

El término temperatura de superficie no hace referencia a la temperatura del suelo, sino a la temperaturadel aire que está en contacto con la superficie terrestre. La medición térmica se realiza en idénticas condi-ciones en todo el globo: evitando la radiación directa del Sol sobre el termómetro y a una altura constantedel suelo (de 1,5 a 2 m.).


6.1.1. LA OSCILACIÓN TÉRMICA DIARIA

Las variaciones de insolación, debidas al diferente com-portamiento térmico del día y la noche, se ponen demanifiesto en el ascenso y descenso rítmico de la tempe-ratura del aire, denominado ciclo diario. Durante lashoras centrales del día la temperatura del aire tiende aaumentar; por el contrario, por la noche, la atmósferacede calor a la superficie y la temperatura del aire tiendea disminuir. Este desfase es producto de la inercia térmi-ca de la superficie terrestre, lo que explica que la tempe-ratura máxima de aire (ej. 25oC) se produzca unas horasmás tarde, entre las 12 del mediodía y las 6 de la tarde.De igual manera, la temperatura mínima del día (ej.12oC) no se produce inmediatamente después de des-aparecer la radiación solar. Otros valores de interés atener en cuenta son la amplitud térmica diaria o dis-tancia entre ambos valores extremos (25oC-12oC=13oC) yla temperatura media diaria que es el valor medio de lasdos temperaturas extremas (25+12/2=18,5oC).

Los factores geográficos estacionales son decisivos en elperfil de la oscilación térmica diaria. Así, la latitud y laestación del año desempeñan un papel fundamental.

6.1.2. LAS VARIACIONES ESTACIONALES

La representación gráfica de las temperaturas mediasmensuales a lo largo del año da lugar a una curva de temperatura oscilatoria con valores máx. y mín. esta-cionales.

Temperatura media mensual es el valor promedio de las temperaturas medias de cada uno de los días delmes. Los regímenes térmicos estacionales están estrechamente relacionados con las variaciones de laradiación solar recibida a lo largo del año. La latitud es el factor predominante de la fluctuación térmicaanual. En las latitudes medias y altas, la curva de las temperaturas medias mensuales presenta una variaciónmás marcada y es donde la amplitud térmica anual (diferencia entre las temperatura del mes más cálido ydel mes más frío) es superior.


6.1.3. LA DISTRIBUCIÓN DE TEMPERATURAS SOBRE LA SUPERFICIE DEL GLOBO TERRESTRE

El estudio de la distribución térmica en la superficie terrestre se facilita mediante el mapa de isotermas. Lasisotermas son líneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Estos valores representan sobrela superficie del globo observaciones hechas para toda una zona en un mismo instante o valores mediospara un período de muchos años, correspondientes a un cierto día o a cierto mes según al fin al que se des-tine el mapa.

Principales factores explicativos de la desigual distribución de temperaturas de la superficie terrestre

Los factores que determinan la temperatura de cada lugar del planeta son de dos tipos: intrínsecos y extrín-secos. Los primeros son debidos a la diferencia de insolación, como la altura solar, comportamiento diferen-cial de tierras y mares, nubosidad, etc. continúan siendo clave en la explicación de la diferenciación espacialtérmica terrestre. Por su parte, los segundos se refieren a factores relacionados con la influencia del movi-miento de masas de aire y a las corrientes oceánicas. De esta manera, se transfieren las propiedades térmi-cas de determinados lugares de origen a los lugares de destino.

El movimiento más importante sobre nuestro planeta es la corriente de aire dirección Oeste-Este en la franjade latitudes medias (30o a 60o latitud). Masas de aire creadas en el mar penetran en los continentes con dife-rentes propiedades según las zonas. Las corrientes oceánicas superficiales originadas por la dirección de losvientos dominantes y la rotación terrestre trasfieren enormes masas de agua cálida hacia los Polos y fríashacia el Ecuador intentando eliminar el desequilibrio térmico terrestre.

6.1.4. LA ESTRUCTURA TÉRMICA EN ALTURA


La estructura térmica de la troposfera en altura muestra un descenso casi constante de la temperatura amedida que nos elevamos sobre la superficie terrestre. Esta disminución o gradiente térmico negativo sedenomina gradiente vertical normal de la temperatura y suele moverse entre los valores de 0,5o y 0,7o

cada 100 m. de elevación. Los valores extremos pueden ser superiores dependiendo de los lugares y de lasestaciones, los más fuertes se presentan cuando el suelo está más recalentado (primavera y otoño) y los másdébiles cuando el suelo está frío (invierno). Por la noche se produce lo que se denomina la inversión térmica.

UNED | TEMA 3. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS II. LA PRESIÓN Y LA HUMEDADATMOSFÉRICAS

31

TEMA 3. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS II. LA PRESIÓN Y LA HUMEDAD ATMOSFÉRI-

CAS

1. LAS VARIACIONES DE PRESIÓN EN EL SENO DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE

La presión es la causa del mecanismo que pone en movimiento el aire atmosférico. Este hecho está relacio-nado de forma directa con las diferencias de presión existentes, tanto sobre la superficie terrestre, como auna cierta altura.

1.1. EL CAMPO DE PRESIÓN EN SUPERFICIE

Antes de comparar las presiones existentes en los diversos puntos de la superficie terrestre, es imprescindi-ble eliminar la influencia de dos elementos perturbadores:

1. La altitud, introduciendo una corrección que tenga en cuenta la variación de presión con la altura,

refiriendo todos los niveles al nivel del mar.

2. Las oscilaciones diarias de presión, debidas a las fluctuaciones de la temperatura a lo largo del día.

Así, las presiones se obtienen a una hora determinada del día, incrementando 11 milibares de presión porcada 100 metros.

La representación del campo de presión atmosférica en superficie se ve facilitada si unimos los puntos deigual presión (reducida a nivel del mar) mediantes líneas, denominadas isobaras. A todos los elementos decaracterísticas similares en un mapa de isobaras se les denomina individuos isobáricos y los principales son:

1. Anticiclones (A, H, +): isobaras cerradas de altas presiones.

2. Borrascas, ciclones o depresiones (B, D, -): isobaras

cerradas de bajas presiones.

3. Vaguada: mitad de una borrasca, con la isobara in-

terior de inferior valor que la exterior.

4. Dorsal (cuña anticiclónica): mitad de un anticiclón,

con la línea interior de mayor valor que la exterior.

5. Pantano isobárico: cuando el espacio de presión es

confuso y poco diferenciado.

Las regiones de altas y bajas presiones (también llamadascentro de acción) varían su posición en el tiempo e influyenen el clima, siendo más estables las primeras (asociadas atiempo seco y caluroso) que las segundas (tiempo variable,nuboso y con precipitaciones). Para diferenciar ambas zonasse toma como referencia la línea de 760 mm (1.015 mb).

1.2. EL CAMPO DE PRESIÓN EN ALTURA

Generalmente, la estabilidad del campo de presión en superficie depende de la situación de la presión delaire en altura.

Los mapas de las superficies isobáricas (isohipsas). Las isohipsas son isolíneas de altitud correspondientes a


32

las superficies isobáricas (superficies con igual presión atmosférica). Se toman diferentes niveles de referen-cia, en particular 700, 500 y 300 mb. No siempre existe correspondencia entre los campos de presión ensuperficie y en altura. La inversión del centro de acción se produce cuando un centro de baja presión en su-perficie se transforma en altas presiones en altura y viceversa. Las altas presiones de origen térmico provo-cadas por aire frío del invierno o las bajas presiones debidas al calentamiento del verano desaparecen enaltura. Los centros de acción de origen dinámico son más estables.

1.3. CAUSAS DE LAS DIFERENCIAS DE PRESIÓN ATMOSFÉRICA

La desigual distribución de las presiones en la masa atmosférica terrestre tiene un doble origen:

1. Térmicas: se origina una circulación térmica en áreas restringidas, como mar-costa, montaña-valle,

etc. El aire caliente se eleva por su menor densidad, provocando una falta de presión en superficie y

caminando en altura hacia las zonas frías, mientras una corriente de aire frío denso fluye desde la

zona fría hacia la zona caliente.

2. Dinámicas: en el caso de la circulación del aire en el globo terrestre, el motor causante de los princi-

pales centros de acción hay que buscarlo en altura y su origen vendrá tanto del desequilibrio térmico

como de la rotación de la Tierra.

2. LOS VIENTOS Y LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA

Podemos considerar al viento como todo movimiento delaire ocasionado por diferencias de presión. Para describiral viento, al ser una magnitud de carácter vectorial, es pre-ciso referirse a los dos elementos que la integran: su direc-ción e intensidad. Para sintetizar las observaciones de losvientos recogidas durante un período largo de tiempo, seemplea la rosa de los vientos, indicándose, sobre ochodirecciones que parten de un mismo centro, longitudesproporcionales al % en que sopló en cada dirección.


33

2.1. ANÁLISIS DINÁMICO DEL MOVIMIENTO DEL AIRE

El movimiento del aire, en intensidad y dirección, es la consecuencia de diversos factores. En esencia, tantosu trayectoria como magnitud dependen de las diferencias de presión y del movimiento de rotación terres-tre.

2.1.1. EL MOVIMIENTO DEL AIRE DEBIDO A LAS DIFERENCIAS DE PRESIÓN

La fuerza inicial del aire es debida a las diferencias de pre-sión existentes en el campo de presión atmosférica terres-tre. El movimiento horizontal del aire se establece, deacuerdo al campo de presión en superficie, desde los cen-tros de alta presión o anticiclones hasta los de baja presióno ciclones. De acuerdo con ello, la dirección del viento de-bería ser perpendicular a las líneas isobaras y su intensidado velocidad dependería de dos factores:

1. Gradiente de presión: diferencia de presión por

unidad de longitud (si las isobaras están muy juntas

la velocidad será más alta que si están separadas).

2. Densidad del aire: a menor densidad, mayor fuerza

y mayor aceleración.

2.1.2. LA FUERZA APARENTE DE CORIOLIS Y LA DESVIACIÓN DE LOS VIENTOS

El resultado de la acción del movimien-to de rotación terrestre es una desvia-ción de la trayectoria prevista para elviento, que de esta manera deja de serperpendicular a la línea de máximogradiente. La consecuencia es que elmovimiento del aire, en sentido de lasaltas presiones hacia las bajas presio-nes, según la línea de máximo gradien-te, se ve modificado por la componen-te debida a la fuerza de Coriolis. Así, enel hemisferio Norte, el movimientoresultante del viento iría de las altas alas bajas presiones, pero según la tra-yectoria inclinada respecto a las líneas isobaras.

La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el Hemisferio N, colocado en el sentido de des-plazamiento del viento, dejaría a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo con-trario en el Hemisferio S).

2.1.3. LOS MOVIMIENTOS DE CONVERGENCIA Y DIVERGENCIA


34

El aporte o pérdida del aire en superficie debe ser compensado con movimientos atmosféricos descendenteso ascendentes:

1. Convergencia en superficie: existencia de una acumulación de aire en un área limitada. Está asocia-

da a los centros de bajas presiones.

2. Divergencia: pérdida del aire en una zona limitada. Está asociada a los centros de altas presiones.

Los ciclones actúan como centros de convergencia: el aire se eleva y desciende en un anticiclón.

2.2. LA CIRCULACIÓN GENERAL ATMOSFÉRICA

Está definida por el mapa de la distribución de presiones, el sistema de vientos dominantes en la superficieterrestre y la circulación atmosférica en altura.

2.2.1. EL MAPA DE LA DISTRIBUCIÓN DE PRESIONES Y EL SISTEMA DE VIENTOS DOMINANTES EN LA

SUPERFICIE TERRESTRE

Los principales rasgos generales son:

1. Tendencia a la zonalidad en la situación de las áreas de altas y bajas presiones.

2. Las diversas franjas de presión varían su posición estacionalmente.

3. El modelo zonal queda alterado por la distribución de los océanos y continentes.

4. En el hemisferio Sur, los contrastes de presión son menores al haber menos tierra.

Esta distribución de presiones es la causa del movimiento del aire. La relativa estabilidad de las posiciones delos centros de acción permite hablar de la existencia de un sistema de vientos dominante. Los rasgos básicosdel sistema de vientos terrestre son:

1. El cinturón ecuatorial, delimitado entre los 5o de latitud Norte y Sur. Situado en un área de bajas pre-

siones, los débiles gradientes de presión, apenas tendrían fuerza suficiente para poner el aire en

movimiento. Estas áreas de calma reciben el nombre de doldrums.


35

2. Cinturón de alisios en área intertropical. Desde las calmas ecuatoriales hasta los 30o de latitud (Norte

o Sur). Consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las bajas pre-

siones ecuatoriales. En el hemisferio Norte la dirección NE-SO, y el H.S. es el SE-NO. Vientos regula-

res en intensidad (20 km/h) y dirección (del E). Se les llamaba trade-winds (vientos del comercio) en

la antigüedad. Están mejor definidos en los océanos Atlántico y Pacífico, que no el Índico. La línea

donde se unen los alisios de ambos hemisferios se llama línea de convergencia intertropical (CIT).

3. Vientos del Oeste en latitudes medias. Entre las altas presiones subtropicales y las de bajas presio-

nes subpolares. Distorsionados por los continentes. Fuerza considerable. Usados por los antiguos

navegantes a vela.

4. Vientos del Este en altas latitudes. Entre las bajas presiones subpolares y las altas presiones polares.

2.2.2. LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA EN ALTURA

Desaparecen los factores geográficos, así como la acción de ciclones y anticiclones de origen térmico a nivelde 700 milibares (mb). Las altas presiones subtropicales (de origen dinámico) aparecen con los mapas dealtura. A partir de los 1000 m. desaparece la influencia de los factores geográficos.


36

Circulación dominante del Oeste. Un cinturón de altas presiones subtropicales enmarca las corrientes dedirección O hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos (geostróficos) manifiestan la existencia deun flujo zonal de dirección O. El cambio estacional decelera las corrientes del O, más lentas en verano, des-plazándolas a altas latitudes.

La corriente del Chorro o del Jet-Stream: ciclo estacional. El Jet-Stream o Corriente del Chorro es un flujo deviento de mayor velocidad (entre 200 y 400 km/h en invierno) que se halla concentrado en una estrechafranja situada hacia los 30o de latitud oscilante con las estaciones y a una altura entre 9000 y 15000 m. Sedescubrió en el hemisferio Norte durante la IIª Guerra Mundial, y se ha comprobado su existencia en elhemisferio Sur, así como diversas ramificaciones. Su origen es incierto (factores dinámicos, como la rotación,y térmicos, como el desigual calentamiento terrestre). Es de gran trascendencia en la atmósfera y se le hadefinido como el verdadero sistema nervioso de la atmósfera interior. Aparte de los cambios estacionales,existen otros cambios que afectan al Jet-Stream, tanto en latitud como en velocidad y altura, incrementandola rapidez y bajando la latitud en invierno y debilitándose y ascendiendo de latitud en verano. Por medio dela Jet-Stream el aire caliente del Trópico se traslada hacia el N y el aire Polar hacia el S, con lo que se consi-gue la nivelación del desequilibrio térmico entre Polos y Ecuador.

Las fases del ciclo son:

1. Corriente rápida (150 km/h), zonal y alta en latitud.

2. Aparecen ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, que generan curvaturas positivas (sentido de

las agujas del reloj) anticiclónicas y negativas (sentido contrario), ciclónicas.

3. La circulación se ralentiza (70 km/h) y se hace una trayectoria más sinuosa que puede dar lugar a la

gota fría.

2.3. LOS VIENTOS LOCALES

La influencia de irregularidades del terreno puede dar lugar a condiciones meteorológicas favorables a laexistencia de vientos localizados (áreas reducidas). Estos vientos son:

1. Brisas marinas. Estas corrientes de aire, producidas por un desigual calentamiento tierra-agua da lu-

gar a una corriente de aire que sopla hacia la tierra en superficie durante el día, por la noche se in-


37

vierte su sentido (se dan tanto en costas de océanos, mares y lagos).

2. Vientos de montaña y de valle. En función del calentamiento de las laderas de las montañas. Fenó-

meno alterno día (valle-montaña) / noche (montaña-valle).

3. Vientos catabáticos o de drenaje. Desplazamiento de aire frío por acción de la gravedad, desde re-

giones topográficamente más altas a otras de menor altitud.

4. Vientos foehn o Chinook. Efecto producido por las barreras montañosas. El aire es forzado a elevar-

se, desecándose.

3. LA HUMEDAD ATMOSFÉRICA

3.1 EL CICLO HIDROLÓGICO DEL AGUA EN LA NATURALEZA

El agua en la naturaleza está en continuo estado de transformación, en un proceso cuyas fases más impor-tantes son la evaporación, la condensación y la precipitación, que constituyen un ciclo cerrado denominadoel ciclo hidrológico del agua. El agua de océanos, mares, etc., se evapora y pasa a la atmósfera, incremen-tando su humedad. El contenido de vapor de la atmósfera depende sobre todo de la temperatura. El descen-so de la temperatura provoca la condensación del vapor y su posterior precipitación en forma de lluvia, gra-nizo y nieve, tanto en océanos como en continentes. El balance es desigual en ambos, pues en los continen-tes la precipitación supera a la evaporación. Parte del agua moja el suelo y se evapora de nuevo, pero otra esfiltrada y se devuelve a los océanos por los ríos, o bien es retenida (superficialmente, como nieve o hielo, oen capas freáticas). Su oscilación a corto plazo obedece a fluctuaciones estacionales. En los océanos, la eva-poración supera a la precipitación, pero se mantiene constante por las aportaciones de los continentes. En elbalance del ciclo hidrológico del agua, la mayor parte está en los océanos, pero la atmósfera participa deforma definitiva en el intercambio con tierra y océanos. La versatilidad del agua para el cambio de estadofacilita la labor de la atmósfera para redistribuir el agua en la naturaleza mediante la evaporación-condensación-precipitación.

3.2. LA EVAPORACIÓN

La velocidad de evaporación depende de un conjunto de factores. Unos facilitan la energía cinética molecu-lar, y por tanto la evaporación, y otros la dificultan. El cambio de estado de líquido a vapor necesita calor. Elcalor latente de evaporación necesario para evaporar un gramo de agua varía con la temperatura. El procesoinverso de condensación devuelve el calor comunicado durante la evaporación. La humedad del aire atenúala oscilación térmica diaria al absorber calor durante las horas de presencia solar y devolverlo en las de au-sencia.

Factores que favorecen y dificultan la evaporación:

1. Temperatura: Es el principal factor que afecta a la evaporación, ya que ésta es máxima en condicio-

nes de fuerte insolación, con lo que se eleva la cantidad de vapor en la atmósfera formando una ca-

pa que limita el paso de líquido a vapor, alcanzando un estado de equilibrio, permaneciendo cons-

tante la humedad del aire. La temperatura facilita la amplitud del movimiento molecular en el líqui-

do y las posibilidades de escape hacia la atmósfera, y permite que el aire pueda contener un mayor

porcentaje de humedad, al haberse alejado del punto de saturación por el calentamiento, con lo que

un mayor volumen de agua puede integrarse en la atmósfera.


38

2. Aire: La presencia de una corriente de aire favorece la evaporación, al limpiar la capa de humedad

de la proximidad del líquido y reemplazarla por aire seco, con lo que el agua puede evaporarse de

manera más continuada.

3. Presión atmosférica: La presión atmosférica, al obstaculizar el paso del vapor a la atmósfera libre,

disminuye las posibilidades de evaporación. Las moléculas de vapor de agua chocan con el resto de

moléculas gaseosas y se ven obligadas a regresar a la masa líquida en mayor proporción. Por tanto,

con la altitud y la consecuente disminución de la presión se favorece la evaporación.

4. Masa suficiente de agua: La evaporación depende de la presencia de una masa suficiente de agua

que asegure la alimentación continua del vapor, como en las masas oceánicas, que son la caldera de

vapor del motor térmico terrestre.

3.3. CONDENSACIÓN Y PRECIPITACIÓN

La condensación es el proceso por el que el vapor de agua atmosférico se transforma en agua líquida. Elvapor de agua necesita de un soporte material donde condensarse. Normalmente son impurezas del aire.Otras veces el agua se condensa sobre la superficie de objetos con temperatura inferior al punto del rocío.Algunas partículas pequeñas de agua condensadas permanecen en el aire formando nubes, mientras otrasprecipitan como lluvia, nieve o granizo.

3.3.1. LOS MECANISMOS DE SATURACIÓN

Mezcla de masas de aire no saturadas a distinta temperatura. Como el aire puede contener mayor canti-dad de vapor de agua cuanto mayor sea su temperatura, la circunstancia más favorable para su saturación esque se enfríe. Las circunstancias que provocan que el aire alcance el punto de saturación son: mezcla demasas de aire a distintas temperaturas; enfriamiento por contacto; enfriamiento dinámico de la atmósfera;mezcla de masas de aire no saturadas a distinta temperatura. Al no ser lineal la relación entre temperatura yla humedad, la mezcla de ambas puede llegar al punto de saturación. Las masas de aire de diferentes carac-terísticas térmicas e higrométricas poseen densidades distintas, y su mezcla no suele ser frecuente. Por elcontrario, su separación formando un frente provoca otro tipo de condensación y precipitación.

Enfriamiento por contacto. Tiene lugar cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre una superficiefría. En el invierno, las masas de aire oceánico, cálidas y húmedas, sobre todo por la noche, en contacto conla superficie terrestre más fría, se enfrían por debajo del punto del rocío, dando origen a nieblas por conden-sación de vapor de agua. También puede darse esta situación (llamada pared fría) en el verano, sobre la su-perficie fría del mar, cuando una masa de aire cálido procedente de la tierra se pone en contacto con elagua.

Enfriamiento por ascendencia. Es el mecanismo más eficaz. Es responsable de fuertes condensaciones yabundantes precipitaciones al producirse en amplios volúmenes de aire. El origen de la ascendencia puedeser térmico (aire calentado en la base), dinámico (ascensión por convergencia) u orográfico (el aire se elevapor irregularidades del relieve). Los movimientos ascendentes y descendentes del aire son de gran impor-tancia para comprender la condensación y precipitación atmosféricas. Si la ascendencia tiene lugar rápida-mente, sin intercambio de calor con el exterior (adiabático), el aire disminuye su temperatura aproximada-mente 1o C por cada 100 m. de desnivel. A partir de alcanzar el punto de saturación, se produce la condensa-ción y la liberación de energía del paso de vapor a líquido (calor latente de condensación). El enfriamientopor la disminución de la presión queda compensado, reduciéndose a la mitad (0’5°C por cada 100 m). A estedescenso térmico se le llama enfriamiento adiabático húmedo, para diferenciarlo del que tiene lugar antesde la saturación (enfriamiento adiabático seco).


39

3.3.2. LOS TIPOS DE ASCENDENCIA

1. Convectiva. La masa de aire se eleva por calentamiento del suelo, al perder densidad y presión, y

sube hasta encontrar una masa atmosférica de igual o mayor temperatura, momento en que se es-

tabiliza. Son frecuentes en regiones tropicales y ecuatoriales, así como en latitudes medias en tor-

mentas de verano. Su origen es fundamentalmente térmico.

2. Orográfica. Si el aire en movimiento se encuentra con algún obstáculo montañoso, se eleva por la

vertiente de barlovento y desciende por la de sotavento. La ascensión incrementa su efecto si la co-

rriente contiene un alto porcentaje de humedad, como en el caso de las barrenas montañosas

próximas al mar, cuando el aire es empujado del océano al continente. Si la disposición de las mon-

tañas es perpendicular, las precipitaciones son aún más abundantes. Una vez superada la cumbre, la

subsidencia del aire provoca un calentamiento, originando el efecto foehn. El aire de la vertiente de

sotavento se deseca y disminuye su humedad relativa según desciende, debido al aumento de la

presión.

3. Frontal o ciclónica. El avance de los frentes cálido y frío provoca la elevación del aire, que puede

ocasionar la saturación y posterior condensación del vapor de agua. La pendiente del frente frío es

superior a la del cálido. La brusca elevación del aire caliente por acción del frente frío provoca lluvias

abundantes, que contrastan con las de menor intensidad del frente cálido, ocasionando así una su-

cesión de diferentes tiempos atmosféricos. La perturbación comienza con lluvias suaves y modera-

das (frente cálido), mejora con la llegada del aire cálido y termina con gran inestabilidad provocada

por el frente frío. Los obstáculos orográficos incrementan los efectos desestabilizadores. El frente

cálido puede aumentar su pendiente al verse deformado por una montaña, mientras que la llegada

del frente frío expulsa el aire caliente entre éste y la montaña de forma violenta.

3.3.3. CONDENSACIÓN Y FORMACIÓN DE NUBES. LOS MECANISMOS DE LA PRECIPITACIÓN

El vapor de agua, al alcanzar la saturación, puede condensar, dando lugar a la aparición de nieblas o nubes,mezcla o disolución de una masa de pequeñas gotitas de agua líquida o hielo en una masa de aire. La con-densación constituye la primera fase del mecanismo de la precipitación, y en la segunda fase las gotitas in-crementan su tamaño hasta que precipitan y caen por su propio peso. Para que la condensación tenga lugar

son necesarias pequeñas partículas a modo de núcleos de condensación (tamaño inferior a 0’1), y de varia-da procedencia. La presencia de iones acelera el proceso de condensación, que puede comenzar inclusoantes de que el aire esté saturado. Algunos elementos procedentes de la contaminación industrial poseen ungran poder de atracción sobre las moléculas de agua, lo que explica la formación de nieblas en zonas indus-triales y urbanas por la abundancia de polvo y sustancias de desecho. La ausencia de estos núcleos puedeprovocar que el aire sobrepase el grado de saturación sin producirse el cambio de estado. Este hecho podríatener lugar en una atmósfera limpia y poco contaminada, pero supondría un equilibrio inestable en el que lacondensación se alcanzaría bruscamente. El proceso de formación e incremento de tamaño de las gotas deagua aún está por explicarse en detalle. La velocidad de crecimiento de las gotas es mayor en la primera fasede la condensación, y disminuye según alcanzan el tamaño definitivo. El volumen del agua es muy superior aldel núcleo o impureza que le sirve de soporte.

1. Tipos de nubes: La forma y transparencia de las nubes nos informa sobre su formación. La forma nos

indica los movimientos del aire: si es inestable, la ascensión del mismo va modelando la nube, dibu-


40

jando sus contornos (nubes cumuliformes). Por el contrario, el aire estable produce nubes planas de

forma tabular, sin espesor, denominadas estratos.

a) Nubes cumuliformes: Dentro de las nubes cumuliformes, los cúmulos son las más caracterís-

ticas. Son nubes algodonosas de color blanco, y pueden ser grises en su base o en partes a la

sombra. Con buen tiempo suelen ser pequeñas. Cuando la inestabilidad atmosférica es ma-

yor, aparecen los cúmulo-nimbos, nubes tormentosas de gran tamaño, con grandes precipi-

taciones y aparato eléctrico. Son reconocibles por su forma de yunque. Las corrientes des-

cendentes del aire suelen ser violentas, lo que permite mantener, pese a su peso, el granizo

en suspensión, posibilitando su formación y crecimiento. En latitudes templadas pueden al-

canzar hasta 5 ó 6 km de altura, pero en regiones tropicales la inestabilidad posibilita su as-

censo hasta la troposfera. La parte superior de la nube presenta un blanco intenso debido a

los cristales de hielo que la forman.

b) Nubes estratiformes: Las nubes estratiformes son más largas que gruesas y se subdividen

según la altura a la que se encuentran:

I. Cirros (6000-12000m): nubes de hielo, delgadas y transparentes, que permiten el

paso de la luz solar o lunar. Hay formas características, como los cirrostratos (velos

ligeros que producen un halo característico) y los cirrocúmulos (masas globulares

apretadas, que se conocen como cielo aborregado).

II. Altoestratos y altocúmulos (2000-6000m): los primeros se disponen en una capa que

cubre la totalidad del cielo. Los altocúmulos aparecen en pequeños cúmulos de for-

mas geométricas. Su presencia es signo de condiciones atmosféricas benignas.

III. Nimboestratos y estratocúmulos (debajo de 2000m): son las nubes bajas, sombrías y

cargadas de agua, que precipitan con mayor intensidad.

Desarrollo de las nubes:

En las perturbaciones frontales los distintos tipos de nubes desfilan con el paso de los frentes frío y

cálido. Al aproximarse la perturbación aparecen los cirros filamentosos, los cirroestratos y los ci-

rrocúmulos. A medida que la perturbación se aproxima al suelo, se ven nubes más bajas, altoestra-

tos y nimboestratos, con los que comienza la lluvia. La débil inclinación del frente cálido ocasiona

precipitaciones moderadas. El escaso intervalo de aire cálido suele ir acompañado de altocúmulos,

con mejoría del tiempo. La llegada del frente frío provoca inestabilidad y nubes de desarrollo vertical

(cúmulo-nimbos), y las precipitaciones son de mayor violencia.

2. La formación de lluvia, nieve y granizo: La precipitación aparece al producirse en la nube la conden-

sación a gran escala. Una gota (0’5-3mm), al precipitar, estaría formada aproximadamente por un

millón de gotitas de la nube (10-25).El mecanismo productor de la lluvia plantea aún grandes inter-

rogantes. Parece que son dos los mecanismos que podrían originar la formación de las gotas de llu-

via:

a) Coalescencia: responsable de la colisión y fusión de las gotas, que aumentan el tamaño al

descender por gravedad.

b) Proceso de los cristales de hielo: la tendencia de los cristales a crecer ocasionaría que éstos

alcanzasen un tamaño de varios cientos de micras. Los cristales podrían fusionarse entre sí,

provocando su precipitación. Si la temperatura fuese baja, los cristales podrían llegar sólidos

en forma de nieve.


41

Los tipos de precipitación dependen de las características de la ascendencia del aire y de la tempe-

ratura debajo de las nubes. La lluvia es la forma más común de precipitación. Las gotas pueden al-

canzar hasta 7 mm de diámetro (por debajo de 0’5 mm recibe el nombre de llovizna, y por encima

de 7 mm se tiende a romper en gotas más pequeñas). En alguna borrasca en invierno se produce a

veces la inversión térmica en los 2 Km inferiores de la atmósfera, originando lluvias de características

especiales. Una vez que funden los copos de nieve, si el agua debe atravesar una capa más fría, se

congela y se produce aguanieve. La nieve se produce cuando la temperatura de congelación está tan

próxima al suelo que los conglomerados de cristales de hielo alcanzan la superficie antes de fundirse.

Generalmente el nivel de congelación se encuentra por debajo de los 300 m de altura. Al microsco-

pio se aprecian sus formas de cristales hexagonales o prismas. El granizo es una precipitación carac-

terística de los cúmulos-nimbos. Las corrientes ascensionales llevan las gotas arriba, enfriándolas y

solidificándolas, aumentando su tamaño. Al final, la bola de granizo cae por efecto de la gravedad. El

granizo es un destructor de cultivos y llega a alcanzar tamaños increíbles. Tiene estructura interna

con capas de hielo lechoso y casi transparente, como una cebolla.

Medida de la precipitación: La medida de la precipitación se hace por el espesor o profundidad al-

canzada por el agua. La medición se hace con referencia a un período de tiempo de recogida de la

precipitación. Una precipitación de 20mm significaría que el suelo estaría cubierto de agua hasta esa

altura si no existieran pérdidas por escorrentía, evaporación o filtración. Otra unidad de medida es el

litro/m2, que indica el número de litros de agua recogidos por cada m2 de superficie. Su valor es

equivalente al mm (1 l/m2 = 1mm). La nieve se mide de la misma manera, indicando la altura alcan-

zada en un tiempo determinado. Puede convertirse también en agua y realizar la medición (la rela-

ción es 1:10, 10mm nieve = 1mm agua).

3.4. LA DISTRIBUCIÓN DE LAS PRECIPITACIONES EN LA SUPERFICIE TERRESTRE

La cantidad de agua anual que cae sobre la Tierra alcanzaría un valor medio de 900 mm de altura, pero elreparto se produce de forma desigual según las zonas y las estaciones.

3.4.1. EL REPARTO DESIGUAL SOBRE LA SUPERFICIE

El mapa de isoyetas. Para representar el promedio anual de lluvia existente sobre la superficie terrestre setrazan sobre un mapa unas líneas llamadas isoyetas, que unen puntos que tienen el mismo promedio anualde precipitación. Al igual que con las temperaturas, para eliminar las variaciones anuales los valores de lasprecipitaciones se refieren a un período suficiente de años.

Factores que determinan la desigual distribución anual de las precipitaciones. Los factores geográficos inci-den en las diversas etapas del proceso evaporación-condensación-precipitación. Hay factores que favorecenun elevado volumen de precipitación: proximidad a océanos cálidos; factores que favorecen el enfriamientoadiabático del aire, como la existencia de gradientes térmicos inestables, áreas afectadas por las perturba-ciones o la orografía. Otros factores influyen en que los volúmenes de precipitación sean bajos: distancia delos centros suministradores de la humedad; altas presiones subtropicales; gradientes térmicos estables; si-tuación alejada de la trayectoria de las tormentas; condición de sombra pluviométrica a sotavento de lasmontañas; bajas temperaturas del aire; corrientes marinas frías.

Áreas de mayor precipitación del globo terrestre:


42

1. Zonas próximas al Ecuador: Estrecha franja que se rompe en los continentes. Las causas son la cer-

canía a extensas masas de agua cálida, la inestabilidad de las bajas presiones ecuatoriales y la situa-

ción en zona de tormentas. Las zonas con precipitación anual más elevada son el Amazonas, la costa

norte de Brasil y Guyana y la cuenca del Congo. En zonas como Camerún la pluviosidad se incremen-

ta por efectos orográficos.

2. Latitudes medias: Lugar de enfrentamiento de masas de aire de distintas características, con precipi-

taciones de carácter frontal. El flujo de vientos del oeste incrementa las precipitaciones en la facha-

da occidental de los continentes, donde las montañas obstaculizan el aire marítimo cargado de

humedad (costa oeste de América del Norte, sur de Chile). En Europa, la dirección de las cadenas

montañosas reduce el efecto del Frente Polar y las masas progresan más profundamente en el con-

tinente. También la precipitación frontal tiene lugar en Nueva Zelanda.

3. Lluvias monzónicas del Asia Subtropical: La explicación está en la modificación de la circulación at-

mosférica a lo largo del año como consecuencia de la cadena montañosa del Himalaya.

Áreas de mayor sequedad del globo terrestre:

1. Altas presiones subtropicales: La subsidencia del aire en las altas presiones subtropicales recalienta

la atmósfera del Sáhara continental y la península de Arabia. La estabilidad del aire en el cinturón

subtropical de altas presiones se acentúa por efecto de las corrientes marinas frías (desiertos de Ca-

lifornia en el Hemisferio Norte y de Atacama en el Sur). La misma explicación tendría el desierto sub-

tropical del norte de África, relacionado con la corriente fría de Canarias, o del sur, con la corriente

de Benguela.

2. Interior de los continentes de latitudes medias: En el interior de los continentes de latitudes medias

hay otra importante zona con precipitaciones inferiores a 250 mm. La sequedad del aire se acentúa

por la estabilidad atmosférica de las masas de aire en invierno, así como por las formas del relieve

(las Rocosas en Norteamérica, a sotavento, producen un extenso desierto interior, al igual que el

Himalaya en Asia).

3. Altas latitudes polares: En las altas latitudes polares, la baja humedad absoluta del aire, la subsiden-

cia debida a la circulación anticiclónica y la estabilidad del aire actúan durante todo el año.

3.4.2. LAS VARIACIONES ESTACIONALES

La mejor manera de representar la distribución anual de precipitaciones es mediante un histograma de fre-cuencias, disponiendo para cada mes del año los valores medios de las precipitaciones. La variación mensualdefine el régimen específico de las precipitaciones, y las semejanzas pueden atribuirse al hecho de estardominados por condiciones climáticas y atmosféricas similares.

Principales regímenes de precipitación:

1. Régimen Ecuatorial: El régimen de lluvias está ligado al paso del Sol por el cénit. En el Ecuador hay

dos períodos de sequía relativa (solsticios de verano e invierno) y dos de lluvia (equinoccios de pri-

mavera y otoño).

2. Regímenes Tropicales y monzónico: En la cercanía de los Trópicos, a una larga estación seca le suce-

de una única lluviosa, que coincide con el paso del Sol por el cénit en dos momentos muy próximos

(monzones del sudeste asiático, con grandes precipitaciones en verano).


43

3. Regímenes mediterráneo, continental y oceánico: Contrastes estacionales menos acentuados. En la-

titudes medias, las variaciones se manifiestan según la posición del lugar en la fachada occidental u

oriental de las regiones costeras o en el interior de los continentes:

a) Régimen mediterráneo: la sequedad estival asemeja su régimen pluviométrico al de las

regiones subtropicales.

b) Régimen oceánico: la inestabilidad del Frente Polar hace que la fachada occidental de

Eurasia tenga precipitaciones todo el año, predominantes en invierno.

c) Régimen continental: las precipitaciones máximas tienen lugar en el verano debido a la

mayor inestabilidad atmosférica en esta época del año.

4. LAS ZONAS CLIMÁTICAS

Teniendo en cuenta la circulación atmosférica y otros factores, fundamentalmente de origen térmico, en elmundo se diferencian tres grandes zonas climáticas:

1. Zona cálida: Es la zona terrestre comprendida entre los trópicos de Cáncer y Capricornio. Corres-

ponde a la superficie de la Tierra de incidencia más perpendicular de los rayos solares. Se subdivide

en dos subzonas:

a) Zona de convergencia intertropical (o zona ecuatorial): situada cerca del ecuador. El aire que

es cálido y húmedo tiende a ascender, al ir subiendo se enfría por lo que forman grandes

nubes que descargan lluvia. La abundancia de lluvias y las elevadas temperaturas favorecen

el desarrollo de la vegetación. Esta zona climática no se sitúa a lo largo de todo el año en el

mismo sitio, sino que sufre desplazamientos hacia el norte o hacia el sur, dependiendo de las

estaciones o empujada por los vientos monzones.

b) Zonas tropicales: Son las situadas al norte y al sur de la zona intertropical. En ellas predomi-

nan los llamados vientos alisios que se forman cuando las masas de aire del Norte o del Sur


44

se mueven para ocupar el espacio que deja libre el aire ascendente de la zona ecuatorial. Por

el efecto Coriolis, en el hemisferio Norte los alisios soplan predominantemente de Noreste a

Suroeste, mientras que en el hemisferio Sur lo hacen de Sudeste a Noroeste.

Las zonas tropicales se caracterizan por el predominio de las altas presiones (aire frío y den-

so que se acumula contra la superficie). Esto supone precipitaciones escasas ya que la circu-

lación vertical descendente impide el desarrollo de nubes, pues el aire al bajar aumenta su

temperatura y por tanto incrementa su capacidad de contener vapor de agua. En estas zonas

hay grandes extensiones desérticas en los continentes, tanto en el hemisferio norte como en

el sur.

2. Zonas templadas: Son las situadas al Norte o al Sur de las zonas tropicales. Justo de donde surgen

los alisios, la misma masa de aire que al desplomarse desde la altura ha originado esos vientos, pro-

voca que se formen los vientos occidentales (de Oeste o Este) típicos de las latitudes templadas.

Las masas de aire que arrastran los vientos occidentales llegan a chocar con las masas de aire frío

procedentes de las zonas polares y se desplazan montándose sobre ellas, al ser más calientes. Este

ascenso provoca la formación de nubes y precipitaciones en el fenómeno meteorológico que llama-

mos borrasca, formándose un frente cálido que suele ser seguido de otro frente frío. Este paso de

cálido a frío es lo que trae las lluvias.

3. Las zonas polares: En ellas, la situación es casi siempre anticiclónica porque las masas de aire frío

desciende desde las alturas y se desplazan lateralmente hacia el Sur (hacia el Norte en el hemisferio

Sur). En estas zonas llueve poco, por lo que se suele hablar de desiertos fríos, a pesar de que se man-

tengan cubiertos por hielos y nieve.

UNED | Tema 4. Los océanos 45

TEMA 4. LOS OCÉANOS

1. LAS AGUAS MARINAS

Ocupan un 70% de la superficie del planeta. Su volumen alcanza los 1.286 millones de km3, cantidad que semantiene constante, a pesar de evaporarse más agua de la que es devuelta por las precipitaciones, debido alretorno que se produce por los ríos.

1.1. COMPOSICIÓN DE LAS AGUAS MARINAS

En su conjunto el agua del mar contiene diversos gases y sales en disolución y partículas en suspensión. Co-mo:

Gases disueltos: gracias a ellos es posible la presencia de animales y plantas y se encuentran todos

los gases atmosféricos (oxígeno, nitrógeno, anhídrido carbónico…)

Las sales: son diversas y están disueltas, sobre todo hay cloruros (sal marina) y contiene pequeñas

cantidades de yodo, fósforo, arsénico y cobre y en muy pequeñas cantidades oro y radio.

Partículas en suspensión: provienen tanto de materia orgánica como inorgánica, son restos de con-

chas, caparazones, esqueletos…

La composición de las aguas marinas tiene diferencias entre distintos puntos geográficos, la solubilidad, porejemplo, es mayor en aguas frías y poco saladas; la salinidad es inferior en las proximidades de las desembo-caduras de ríos y en zonas de abundante precipitaciones así como la rebajada con la fusión del hielo; encambio la salinidad se incrementa en zonas de elevada temperatura.

Cuando los aportes fluviales y pluviométricos superan la evaporación se habla de mares o cuencas de dilu-ción, y por el contrario, si es mayor la evaporación se habla de mares o cuencas de concentración. Entremares y océanos hay notables diferencias de salinidad.

1.2. PROPIEDADES DE LAS AGUAS MARINAS

Las aguas marinas tienen diversas propiedades, algunas de ellas fundamentales para comprender las carac-terísticas de los océanos y sus procesos dinámicos, así como su relación con la atmósfera, estas son:


Las propiedades térmicas: su capacidad de calor es más alta que la de todos los sólidos y líquidos. Sumayor calor específico implica que el comportamiento térmico del agua, de la tierra y del aire seandiferentes; como consecuencia del distinto calentamiento de la tierra y el mar, hace que el mar secaliente más lentamente en verano y se enfríe más despacio en invierno. La importancia de su calorlatente de evaporación (calor necesario para el cambio de líquido a vapor) se pone de manifiesto enla transferencia de calor del mar al aire y por otro lado su calor latente de fusión (calor necesario pa-ra el cambio de estado sólido a líquido) hace que en regiones polares la temperatura se mantengacerca del grado de licuefacción o licuación (proceso de cambio de un gas de estado gaseoso al líqui-do).

La salinidad: la salinidad altera las propiedades físicas de las aguas puras y resulta significativamenteimportante los cambios que provocan en el punto de congelación, en la densidad y en la conductivi-dad. La temperatura y la salinidad son variables que dependen de la densidad.

La densidad: la densidad media del agua marina es de 1.027 kg/m³ y varía según sea la salinidad, sutemperatura y su presión. Así las aguas cálidas tienden a subir o mantenerse en superficie y las fríasse hunden; igualmente las aguas saladas se hunden y las poco saladas están en la superficie.

1.3. LAS MASAS DE AGUA

En el mar se forman masas de agua diferentes en función de su temperatura y de su salinidad. Una masa deagua es una amplia porción de agua singularizada por su temperatura, salinidad y densidad. Desde la super-ficie hasta el fondo marino hay tres conjuntos de masas de agua estratificados en función de su densidad,son las masas superficiales, las profundas y las intermedias.

Las masas de agua superficiales: no suelen superar los 300 ó 400 metros, reflejan la temperatu-

ra ambiental media de la latitud en que se encuentran; en función de su distribución zonal hay

masas de aguas ecuatoriales, oceánicas centrales, subárticas y circumpolares.

Las masas de agua profundas: son más profundas, densas y frías; y provienen de las aguas den-

sas de la superficie que se han hundido. Su origen se encuentra en las latitudes altas, de aguas

más frías.


Las masas de agua intermedias: se encuentran entre las superficiales y las profundas y son el

resultado de la mezcla de ambas, mezclando así salinidad y temperatura. La temperatura de las

aguas en vertical presenta un progresivo descenso desde la superficie.

2. LOS MOVIMIENTOS DE LAS AGUAS MARINAS

El desplazamiento de las aguas marinas puede realizarse tanto en sentido horizontal como en sentido verti-cal, de modo que, según el factor que los origina, podemos diferenciar: movimientos de equilibrio, movi-mientos de origen cósmico, movimientos eustáticos y tectónicos, y movimientos debidos a los vientos.

En el estudio de las aguas marinas es fundamental su movilidad, pues repercute en muchos aspectos de la

vida terrestre:

Clima: el movimiento de las aguas marinas reduce los desequilibrios energéticos al ser un mecanis-mo de redistribución del calor de zonas excedentes a deficitarias, y es también causante de la diver-sidad de climas costeros.

Economía: influencia sobre la riqueza pesquera (distribución de los bancos de peces y organismosmarinos, -aguas frías=más plancton- y –no movilidad=aguas biológicamente muertas-), transportes(por la dirección de las corrientes marinas, con influencia sobre las rutas comerciales) y la vida por-tuaria (por la amplitud de las mareas)

Costas: afectan su morfología y ocasionan sucesos devastadores episódicos (maremotos).

Explicación de hechos históricos: como las rutas migratorias del pasado e influencia futura de losvertidos.

El movimiento de las aguas marinas puede realizarse en sentido horizontal y vertical como resultado de dis-tintos hechos, entre los que destacan:

Vientos: dan lugar a las olas, corrientes de superficie y movimientos verticales de convergencia o di-vergencia.

Evaporación y enfriamiento: dan lugar a variaciones en la densidad, con los consiguientes movi-mientos de equilibrio.

Atracción Tierra-Luna-Sol: origina las mareas.


Movimientos sísmicos

2.1. MOVIMIENTOS DE EQUILIBRIO

Las distintas características de las masas de agua en cuanto a densidad, salinidad y temperatura dan lugar amovimientos, en sentido vertical, para compensar estas diferencias, son los denominados movimientos deequilibrio. Al encontrarse dos masas de distinta densidad, los gradientes de densidad tienden a equilibrarsea través de los flujos de convección, de los cuales resulta el trasvase de agua de una masa a otra, estos mo-vimientos sólo afectan a las masas superficiales e intermedias. Los movimientos verticales de las aguas mari-nas se ven incrementados en la estación invernal, al enfriarse las capas superficiales por irradiación y con-ducción hacia la atmósfera.

Los vientos, al rozar de forma continuada las aguas provocan unas corrientes en su misma dirección; la con-vergencia o divergencia de estas corrientes provoca flujos descendentes de las aguas superficiales o ascen-dentes de las aguas profundas. Las aguas turbias o lodosas provocan corrientes de turbidez.

Los lugares donde serán más propicios los movimientos de equilibrio y el hundimiento de las aguas será enlas altas latitudes, en el cinturón de altas presiones subtropicales, en todas las zonas donde se produzca unaconvergencia de vientos y en zonas donde se encuentran masas oceánicas de distinta densidad; por el con-trario el ascenso se producirá en zonas de divergencia de vientos y en las zonas costeras.

2.2. MOVIMIENTOS DE ORIGEN CÓSMICO

La atracción gravitacional entre tierra-luna-sol provoca una alteración vertical de las aguas marinas, son lasmareas. Si los movimientos que las mareas establecen en la vertical son importantes, también lo son losmovimientos horizontales que se derivan de ellas, las corrientes de marea.

Las mareas son consecuencia, sobre todo, de la atracción que la luna ejerce sobre la tierra, y a su origenastronómico se suman los factores geográficos. Por si sola, la Luna no puede provocar mareas tan amplias,por lo que se desarrolló la teoría de la resonancia (los pequeños abombamientos de las aguas producidospor la luna experimentan una serie de rebotes en los litorales que los amplifican).

La deformación elipsoidal que se origina en la superficie terrestre es el resultado de la actuación de dos fuer-zas, la centrífuga o de expulsión y la gravitatoria o de atracción; según sea el balance entre ambas habrámarea viva o marea muerta.


A lo largo del día, cualquier punto se alinea dos veces con la Luna, por lo que se registran dos mareas altas ydos bajas; pero hay algunas variaciones que dan lugar a tres tipos de mareas según sea su periodo: diurna(tiene un solo ascenso y descenso al día), semidiurna (tiene dos ciclos completos al día) y la mixta (tiene dosflujos cada 24 horas).

La amplitud de las mareas, que es la diferencia del nivel entre marea alta y marea baja, es variable según lazona, y no hay unas características generales ya que depende de la pendiente de la plataforma, el trazado dela orilla…

En el ritmo de las mareas hay que destacar que cada día el fenómeno se retrasa 50 minutos, ya que la lunapasa por el meridiano de un lugar cada 24 horas y 50 minutos. La fuerza de atracción ocasiona una serie demovimientos horizontales denominados corrientes de marea que son de gran intensidad en zonas próximasa las costas o en canales. Las mareas también tienen una serie de consecuencias geográficas (interés de lanavegación, condiciones ecológicas…)

2.3. MOVIMIENTOS EUSTÁTICOS Y TECTÓNICOS

El nivel del mar presenta también cambios continuos que dan lugar a lentas fluctuaciones en el tiempo, estasvariaciones, pueden ser debidos a movimientos ascendentes o descendentes del océano de alcance mundial(movimientos eustáticos) o de la tierra (movimientos tectónicos), de alcance más reducido.

Los movimientos eustáticos se producen por distintos hechos:

Variaciones de temperatura: el intenso frío hace que los glaciares retengan más agua, con lo que elnivel del mar baja, al contrario que con altas temperaturas, que hacen que se funda el hielo y suba elnivel del mar.

Cambios de tamaño y forma de las cuencas: debido a los continuos flujos de depósitos del fondo delos océanos.

Aportación de aguas juveniles.

2.4. MOVIMIENTOS DEBIDOS A LOS VIENTOS

La energía del aire circulante se traduce en movimientos ondulatorios (las olas marinas) y en movimientoshorizontales (corrientes).

2.4.1. OLAS U ONDAS MARINAS

Las olas son movimientos ondulatorios que se forman en lugares donde soplan fuertes vientos propagándo-se a grandes distancias; una vez cesa el viento se mantiene un tiempo la vibración produciéndose entoncesuna sucesión de ondulaciones irregulares, son las ondas. Las ondas experimentan modificaciones en funcióndel contorno oceánico, de las pendientes y la profundidad de las playas…

También hay otros factores que pueden producir olas, como erupciones volcánicas, terremotos…

Diferencia entre olas y ondas

Las olas varían según la acción del viento sobre la superficie, en función de su velocidad, duración y amplituden mar abierto. La formación de las olas comienza con los primeros rizos y, si el viento se mantiene, el aguase apila en crestas, de forma que la cara levantada de cada rizo presenta mayor superficie al viento.


Un mar es el complejo resultando de la intensidad y dirección del viento variable, y de la combinación de lasolas en distintos modelos en cuanto a dirección, longitud y amplitud de onda.

Las ondas libres de movimiento ondulatorio son el resultado del movimiento del agua, que describe órbitaspara volver a la vertical. Según se alejan de su lugar de origen se modifican: las crestas se hacen más bajas yredondeadas, de forma más simétrica y se mueven en trenes de período y altura similar. Con este aspecto sellaman marejada, o a veces mar gruesa, y pueden transmitirse a miles de kilómetros.

Modificación de las olas en las costas. Acción erosiva

Toda esta configuración varía al acercarse a la costa, donde ejercen una acción erosiva. Experimentan modi-ficaciones en función del contorno de los fondos oceánicos, de las pendientes de las playas, del trazado delas costas y de la profundidad de la plataforma.

La menor profundidad del fondo produce el rompimiento de las olas. Se produce cuando la profundidad esmenor de media longitud de onda o es 1’3 veces la altura de la onda, ya que el movimiento no puede realizarsu órbita circular, se transforma en una elipse, decrece la longitud de onda, se eleva el pico de la onda, au-menta la velocidad de las partículas de la cresta y la ola forma un pico según avanza hacia la costa. El avancede las crestas es más lento cuanto más rápidamente se eleva el fondo.

Olas sísmicas

Hay ondas que dependen de otros factores, como las olas sísmicas producidas por erupciones submarinas,volcanes, deslizamientos de tierra o terremotos, que producen olas de fondo de devastadoras repercusionesen las costas en forma de maremotos. También hay olas provocadas por el hombre a consecuencia de explo-siones nucleares submarinas.

Los maremotos no tienen que ver con las mareas, ya que éstas son periódicas y predecibles. Las olas des-tructivas o tsunamis son impredecibles y pueden alcanzar hasta 30 m de altura. Hay zonas más propensas aellas, como las costas mediterráneas, el Caribe y costas occidentales de Asia.

2.4.2. LAS CORRIENTES SUPERFICIALES

La circulación general de los vientos, con su acción continuada sobre la superficie oceánica, provoca la circu-lación de unas corrientes de agua en superficie, son como grandes ríos que se desplazan de forma constanteen la superficie de los océanos. Las corrientes superficiales experimentan modificaciones en función de lanaturaleza del viento en cada momento, del lugar y de la fuerza que ejerce sobre las aguas, de forma que lascorrientes oceánicas presentan una gran movilidad de un día a otro; hay dos tipos, las que tienen una con-trapartida en la circulación general atmosférica y las que son resultado de la circulación diaria y mensual. Suscaracterísticas son reflejo de su procedencia, más frías, como las procedentes del oeste que al chocar con loscontinentes van hacia el sur (corrientes de Humbolt, de Benguela o de Canarias), o cálidas las que van haciael norte (corriente del Atlántico Norte).

Para comprender la trayectoria de las corrientes marinas hay que tener en cuenta distintos factores:

Los vientos: en el hemisferio sur los tres océanos están vinculados por la corriente del viento deloeste que los enlaza y mezcla sus aguas. En el océano índico hay cambios en la dirección de las co-rrientes en relación con los monzones por lo que la dirección de las corrientes varía con las estacio-nes. En las latitudes bajas se observa una influencia de los vientos alisios, estos transportan aguahacia el oeste y forman la corriente norecuatorial. Y la influencia de los vientos del Oeste que en elhemisferio norte impulsan la corriente del golfo y a la antártica.


La rotación de la tierra: La fuerza de Coriolis da lugar a una desviación de las aguas, modificando ladirección inicial hacia la derecha en el Hemisferio Norte y a la izquierda en el Sur. Otro efecto impor-tante es el desplazamiento de los giros circulatorios de las corrientes hacia el oeste y la intensifica-ción de las corrientes en el lado occidental de las cuencas oceánicas.

La presencia de barreras continentales en el camino natural de las corrientes: lleva consigo una di-visión lateral de la masa de agua tras su choque, y origina lo que se denomina corrientes de descargapasivas.La presencia de estas barreras y la desviación de corrientes cálidas hacia latitudes más frías hace quese suavicen las temperaturas costeras por la transferencia de calor de las aguas a la atmósfera, y vi-ceversa con las corrientes frías; así en la zona intertropical las costas occidentales de los continentesreciben corrientes frías a la altura de los trópicos por lo que su temperatura es más fresca que en lacosta oriental; en la zona templada, en latitudes más bajas las costas orientales son más cálidas quelas occidentales y en las latitudes templadas sucede lo contrario; y las zonas polares tienen las costasoccidentales con temperaturas más suaves que las orientales que están afectadas por corrientesfrías derivadas del ártico.

Movimientos de compensación.

La desviación de las corrientes cálidas hacia latitudes más frías tiene consecuencias climáticas, pues hace quese suavicen las temperaturas costeras, y lo contrario con las corrientes frías. Las temperaturas costeras var-ían dentro de una misma latitud en función de la proximidad de una corriente fría o cálida:

Zona intertropical: las costas occidentales reciben corrientes frías, con lo que su temperatura es másfresca que en las costas orientales.

Zona templada: en latitudes bajas, las costas orientales son más cálidas que las occidentales, mien-tras que en latitudes más altas sucede lo contrario, en función de las corrientes que les afectan.

Zonas polares: las costas occidentales tienen temperaturas más suaves que las orientales, afectadaspor las corrientes frías derivadas del océano Ártico.

En general, en latitudes bajas y medias predominan las corrientes de impulsión (derivadas del viento), mien-tras que en altas latitudes la situación en más compleja, adquiriendo gran importancia las corrientes de des-carga.

Entre las principales corrientes cálidas destacan: Hemisferio Norte - Kurosivo, Ecuatorial septentrional, Flo-rida, Atlántico Norte, Guinea y contracorriente ecuatorial. Hemisferio Sur - Ecuatorial meridional, del vientodel oeste en el Pacífico, Brasil y Agulhas.

Dentro de las corrientes frías están: Hemisferio Norte - Pacífico Norte, Alaska, California, Labrador y Cana-rias. Hemisferio Sur: Perú, Malvinas, Benguela y del viento del oeste en el Atlántico e Índico.

2.5. LA CIRCULACIÓN ABISAL

En el océano se produce una circulación en profundidad que es menos conocida y está configurada por co-rrientes de agua muy frías, el inicio del descenso es desde las regiones polares lentamente hacia el ecuadorformando una corriente profunda de aguas frías. Esta circulación, debido al efecto de la rotación de la Tierra,se realiza a lo largo de las costas occidentales de las cuencas oceánicas.

3. LA ATMÓSFERA Y EL OCÉANO


La atmósfera y el océano entran en contacto en un porcentaje muy elevado de la superficie terrestre, a lolargo del cual ejercen sus recíprocas influencias. Si la atmósfera gobierna la circulación general oceánica einfluye, en gran medida, sobre las propiedades del agua del mar, a su vez, la atmósfera toma del océano unaparte de su energía y de su composición (temperatura, humedad, sales); por ello, se dice que pocos fenóme-nos de física oceánica no están de alguna manera influenciados por la atmósfera y que existen pocos fenó-menos atmosféricos en los que el océano no sea un importante factor.

3.1. INFLUENCIA DE LA ATMÓSFERA SOBRE EL OCÉANO

Se deja sentir en el movimiento de las aguas superficiales (olas y corrientes), en su temperatura y en la modi-ficación en la densidad de las aguas.

La circulación general atmosférica: es la causa principal de las corrientes oceánicas de superficie,como podemos confirmar si observamos la similitud existente entre la distribución de las co-rrientes oceánicas y los sistemas de vientos.

Los procesos de precipitación y de evaporación: estos procesos que se producen en la atmósferaprovocan una modificación de la densidad de las aguas, además la evaporación conlleva un en-friamiento superficial de las aguas. Igualmente las condiciones atmosféricas determinan el gradode nubosidad sobre el océano y por lo tanto dónde y cuándo será calentado; y finalmente las al-tas y bajas presiones atmosféricas implican un aumento o descenso de la presión del agua.

3.2. INFLUENCIA DEL OCÉANO SOBRE LA ATMÓSFERA

El océano ejerce su influencia sobre la atmósfera a través de la humedad, el calor y las sales que aporta a lasmasas de aire.

El océano transfiere humedad a las masas de aire a través de la evaporación. El océano es el lugardonde el aire está más cargado de humedad y hay una mayor nubosidad. Así, una masa de aire secapor su origen puede cargarse de humedad al pasar por encima del océano y producir precipitacionesen las zonas costeras.

El océano aporta núcleos de condensación a las masas de aire, debido a las sales que quedan en sus-pensión en ellas, lo cual proporciona mayor posibilidad de precipitación.

El agua de los océanos aporta una gran cantidad de calor a la masa de aire inmediata, tanto portransferencia directa como a través del vapor de agua.

La transferencia de calor es más acusada en unas zonas que en otras, en relación con las características detemperatura de las masas de agua y de su movilidad. Si relacionamos la temperatura del aire y la temperatu-ra del océano en su distribución zonal, veremos que, por término medio, el mar está más caliente que el aireen el Ecuador (unos 0.4oC); en los trópicos, hasta unos 10o de latitud, está menos caliente (en torno a 1.2oCpor debajo de la temperatura del aire), y a partir de los 40o de latitud, su temperatura es superior a la delaire, calculándose que a unos 50o de latitud es unos 2oC superior.

A la elevada temperatura de la superficie marina en la zona intertropical se le atribuye la formación de losciclones tropicales, huracanes o tifónes. La fuerte turbulencia, creada en la masa de aire en contacto con elmar, es sustituida en altitud por una divergencia, que da origen a una gran ascendencia y a un torbellinoviolento a nivel del mar.

También las aguas frías, cuando el aire está más caliente que el agua, tienen importantes repercusiones,debido al proceso de condensación que se produce; así, el aire se enfría y se satura de vapor de agua. Lamayor parte de las nieblas oceánicas se deben a la advección de una masa de aire caliente sobre una fría.


3.3. LA PARTICIPACIÓN DE LAS TIERRAS CONTINENTALES EN LA RELACIÓN ATMÓSFERA-

OCÉANO

El distinto comportamiento de la tierra y el mar respecto a la insolación repercute sobre la circulación at-mosférica, puesto que la tierra y océano controlan el calentamiento de la atmósfera situada encima de ellos,dando lugar a distintos centros de acción; así mismo el efecto de los continentes sobre la trayectoria inicialde las corrientes superficiales tiene importantes repercusiones, los vientos, en su trayectoria, empujan lasaguas contra el continente, las cuales, al chocar contra él se desvían en sentido norte y sur. Si no existieranbarreras continentales, las corrientes se moverían dibujando un gran círculo alrededor de la tierra como porejemplo hacen en el continente antártico.

UNED | TEMA 5. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA (I). CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS. LOS CLIMASAZONALES

54

TEMA 5. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA (I). CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS. LOS CLIMAS AZONA-

LES

1. EL CLIMA Y SU CLASIFICACIÓN

1.1. LOS CONCEPTOS DE TIEMPO Y CLIMA

El tiempo es el conjunto de variables meteorológicas (temperatura, presión, viento, humedad y precipita-ción) que caracterizan el estado de la atmósfera en contacto con un lugar determinado del globo, en un ins-tante preciso, es decir, durante un periodo muy corto de tiempo, cuyas repercusiones percibimos día a día.El clima sintetiza tendencias estables, que tienen lugar durante largos periodos de tiempo; el clima resulta,así, de una sucesión de tipos de tiempo más o menos diferentes, que, incluso, pueden variar de un año aotro.

1.2. LA DIVERSIDAD DE CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS

Identificar y delimitar la distribución de los climas sobre la Tierra no es fácil, por lo que no hay una clasifica-ción única, sino un gran número de ellas, dependiendo de la finalidad de su elaboración.

1.2.1. LA CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA SEGÚN SU FINALIDAD

El fin perseguido por el autor de la clasificación le llevará a centrar la atención en distintos aspectos (turísti-cos, agroclimáticos, biogeográficos, morfoclimáticos…). Las clasificaciones climáticas utilizan variables ytérminos meteorológicos (frío, calor, lluvia, sequía). Las clasificaciones geográficas relacionan los elementosclimáticos con todos los elementos naturales del paisaje: vegetación, suelos, relieves, etc., dando a sus cli-mas nombres vinculados a regiones geográficas como son “clima bretón”, “clima portugués”. Las clasifica-ciones morfoclimáticas utilizan parámetros bioclimáticos y aspectos morfológicos para establecer diferentesdominios morfoclimáticos, diferenciando dominios glaciar, periglaciar, semiárido, árido, templado-húmedo,continental, tropical de sabana y tropical de selva.

La finalidad hace que se busquen variables de referencia para llevar a cabo la clasificación del clima, aunquela mayoría de los mapas climáticos obedezcan a dos variables fundamentales: la temperatura y las precipita-ciones.

Distintos planteamientos en la elaboración de una clasificación climáticas:

Las clasificaciones fisionómicas combinan parámetros climáticos (clasificación climática), obedecen acriterios biogeográficos (clasificación ecológica) u optan por un enfoque de síntesis geográfica (clasi-ficación geográfica).

Las clasificaciones genéticas parten del análisis de la interacción entre hechos básicos de la circula-ción atmosférica general y factores geográficos a gran escala.


55

1.2.2. LA CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA SEGÚN LA ESCALA DE ESTUDIO

El grado de precisión de una clasificación depende de la escala. En climatología la noción de escala implica lajerarquía de una serie de espacios, que básicamente son, zona climática, región climática, clima local y mi-croclima:

La escala zonal o macroclimática: se diferencian tres zonas climáticas, y entre ellas se localizan losclimas intertropicales o cálidos, los climas de latitudes medias o templadas y los polares o fríos.

La escala regional o mesoclimática: analiza las diferencias climáticas de cada una de las zonas, que-dando configuradas las regiones climáticas por climas intrazonales.

La escala de provincia climática: analiza espacios insertos en una región climática, donde el mediofísico impone unas particulares condiciones climáticas, que permiten individualizar unidades de ex-tensión menor que la región donde se insertan, pero que participan de los rasgos generales de esta.

La escala local o de topoclimas: afecta sólo a extensiones de unos pocos km² y que están afectadaspor unas condiciones geográficas precisas.

La escala microclimática: ofrece aún más detalle, afectan a una pequeña extensión.

Piso climático: se utiliza para resaltar la influencia de la altitud en las condiciones climáticas. En lazona intertropical se diferencias cuatro pisos térmicos: macrotérmico, mesotérmico, microtérmico ygélido.

1.2.3. LA CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA SEGÚN EL MÉTODO DE CLASIFICACIÓN


56

Para elaborar una delimitación de los climas puede seguirse un método racional (empleando valores numé-ricos que puedan demostrar físicamente unas variaciones significativas en el clima) o un método empírico Uen el que no se emplean demostraciones físicas, pero se utilizan unos valores de delimitación que resultansatisfactorios estadísticamente). La mayor parte de las clasificaciones utilizan valores empíricos. En otroscasos es la dinámica atmosférica la que se toma como referencia.

1.3. VARIABLES DE REFERENCIA EN LAS PRINCIPALES CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS

Las clasificaciones climáticas utilizan diversas variables meteorológicas, como temperatura, presión, vientoso precipitación. En unos casos utilizan una sola variable y en otros casos las combinan dando lugar a unasclasificaciones más completas y precisas.

Las clasificaciones que utilizan una sola variable resultan poco satisfactorias, pues los datos deben resaltarlas variaciones a lo largo del año, ya que sólo los valores medios y totales anuales no son suficientementeválidos.

La utilización de dos variables en la clasificación climática proporciona mayor precisión, y ésta apoya su defi-nición de tipos climáticos en la relación entre precipitación y temperatura.

La introducción de la variable viento se utiliza en estudios muy pormenorizados, que generalmente recibenel nombre de índices de confort.

2. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA: LOS CLIMAS AZONALES


57

Ya sabemos que la tonalidad constituye una primera base para la clasificación de los climas, pero existenexcepciones, debidas a diversos factores geográficos y que se denominan climas azonales, como los climassecos y de montaña.

2.1. LOS CLIMAS SECOS

La escasez de agua es su rasgo principal, y según la escasez serán climas desérticos o de estepa. El límite quemarca cuando una región es árida varía ligeramente según el índice de aridez empleado. Las característicasde las regiones áridas son, lluvia escasa e irregular, aire extremadamente seco, fuerte oscilación térmicadiaria y vientos desecantes.

2.1.1. CAUSAS DE LOS CLIMAS SECOS

Las precipitaciones van ligadas a movimientos de las masas de aire húmedo. Las causas que favorecen laexistencia de regiones áridas, pueden encontrarse en distintas latitudes, aunque con distintas características:

En la zona tropical: la aridez va asociada a la subsidencia provocada por las altas presiones subtropi-cales estables (desiertos zonales), al efecto de los alisios continentales, al efecto de sombra plu-viométrica (desiertos de barrera) y a la influencia de las corrientes marinas frías. Las altas presiones subtropicales conllevan que el aires se comprima y se calienta al descen-

der, por lo que se deseca y estimula la evaporación. Los vientos alisios continentales, que soplan constantemente sobre estas zonas, son vientos

desecados a su paso por el continente y no aportan lluvias. Las barreras montañosas producen el efecto de sombra pluviométrica porque los vientos

húmedos al elevarse por barlovento descargan la humedad y en sotavento el efecto foehnrecalienta y reseca el aire.

Las corrientes marinas frías en las fachadas occidentales donde se instala una masa de airefrío marítimo que al llegar a tierras donde la temperatura por su latitud es más alta disminu-yen su humedad relativa por lo que se reducen sus posibilidades de precipitación.

En las zonas templadas: los desiertos se originan por una degradación de las masas de aire, por sulocalización en zonas de sombra pluviométrica, o por la circulación atmosférica en algunas regiones.Su localización está en el interior de los continentes, comprendida entre los 35o y los 50o de latitudNorte, no existiendo en el hemisferio Sur. La degradación de las masas de aire marítimo que entran por las fachadas occidentales de

los continentes, es debida a su progresiva desecación a medida que avanzan en su recorridosobre el continente, provocando ráfagas de viento y tempestades de arena, en lugar de pre-cipitaciones.

La disposición orográfica tiene una gran importancia puesto que el efecto foehn puede llegara crear climas desérticos a sotavento de los grandes sistemas montañosos.

El mecanismo de la circulación general atmosférica es otro factor que ocasiona importantesdesiertos.

En las zonas polares: aquí los desiertos son de otra naturaleza. Están relacionados con los suelospermanentemente helados en superficie, situados más allá de la tundra, y con masas de aire seco.

2.1.2. TIPOS DE CLIMAS SECOS


58

Se establece una clara diferencia entre los climas de desierto y los esteparios, y esta diferencia está en laeficiencia de sus precipitaciones en relación con la temperatura. Köppen diferenció estos climas en suclasificación con las letras BS y BW.


59

2.1.3. RASGOS BIOGEOGRÁFICOS

Los cursos de los ríos tienen un régimen discontinuo y en los desiertos más puros pueden dar lugar a unarreísmo (ausencia de desagüe) mientras que en las zonas menos marcadas por la aridez suele darse un en-dorreísmo (ausencia de desagüe hacia el mar). La vegetación es muy escasa y dispersa, desprovista de árbo-les; por lo general el desierto cuenta con plantas de pequeño tamaño adaptadas a la sequedad.

2.2. LOS CLIMAS DE MONTAÑA


60

Como ya sabemos la altura lleva consigo un descenso de las temperaturas (0,650 C cada 100 m) y este hechoes lo que lleva a la existencia de climas fríos en montañas elevadas; y dependiendo de la latitud donde seencuentren las montañas se necesitará mayor o menor altura para alcanzar las características del clima frío.

2.2.1. CAUSAS DEL CLIMA DE MONTAÑA

Son dos los factores principales que debemos considerar, altura y configuración del relieve. Con la altura semodifica la presión y la temperatura. La menor presión lleva consigo que la atmósfera contenga menos va-por de agua y menos gases y partículas, de modo que absorbe menos energía solar, permitiendo una mayorintensidad de la insolación en el suelo. A su vez, su menor protección da lugar a una mayor radiación ultra-violeta y una menor protección a la irradiación nocturna, derivándose de todo ello fuertes contrastes térmi-cos diarios.

La disminución de la temperatura que se produce con la altura, provoca un incremento del número de díasde helada, la presencia de mayores precipitaciones de nieve y el acortamiento de la estación vegetativa.

La disposición del relieve resulta fundamental, tanto para la modificación de las características entre las la-deras, valles y cumbres, como para la propia circulación atmosférica local.

La exposición de las laderas a los vientos dominantes es fundamental para el desarrollo de las precipitacio-nes, pues en la vertiente de barlovento se produce el mecanismo del enfriamiento adiabático, mientras quea sotavento se produce el mecanismo contrario (efecto foehn) provocando así laderas más húmedas y lade-ras más secas. Otro hecho a resaltar es que este efecto varía en relación con la masividad del conjunto mon-tañoso, de modo que en éstos solamente se ve afectada la fachada directamente expuesta al viento; encambio, el interior del conjunto montañoso, aunque tenga elevadas altitudes, termina comportándose comoun sector abrigado, con características áridas.

Las diferencias que se establecen entre cumbres y valles también son importantes: diferentes amplitudestérmicas, diferente insolación, diferente régimen de vientos y diferente volumen de precipitaciones. La am-plitud térmica anual es más acusada en el llano que en la montaña, lo mismo sucede con la amplitud térmicadiaria, que es más débil en la montaña que en el llano.

La insolación es menor en los valles, puesto que en ellos aparecen sombras en relación con la disposición delrelieve. La diferencia de insolación estacional se produce por la nubosidad, así, las nieblas de inversión, quese forman en invierno en los valles, hacen que éstos reciban menos horas de sol, por el contrario, en veranolas nubes se amontonan en las cumbres, mientras que el valle puede seguir recibiendo insolación.

Los vientos locales (brisas de valle y brisas de montaña) resultantes del distinto calentamiento entre valles ycumbres, juegan un importante papel, ya que, en los lugares donde impiden el estacionamiento del aire,contribuyen a incrementar los mínimos nocturnos y acentúan las inversiones en las depresiones y en losllanos próximos.

Las precipitaciones aumentan con la altura, puesto que por el progresivo enfriamiento se va favoreciendo lacondensación y la posterior precipitación.


61

2.2.2. VARIEDADES DEL CLIMA DE MONTAÑA

El clima de montaña presenta diferencias según el tipo de clima que exista en el espacio donde se ubica elrelieve, al tiempo que el propio relieve establece también variedades climáticas según se incrementa la altu-ra. Köppen establece una diferenciación entre climas de montaña (G) y climas de alta montaña, a más de3000 m de altitud (H).


62


El régimen fluvial: acusa el efecto del deshielo en primavera y del almacenaje de nieve y agua en in-vierno. Las montañas, al ser con frecuencia puntos de nacimientos de ríos, presentan unos caucespequeños y de corrientes rápidas. Su régimen suele ser nival o glacial.

La vegetación: en las montañas es muy variada y experimenta un escalonamiento en altura, cuyaprogresión puede equipararse a la que se establece latitudinalmente y cuyo punto de partida varíasegún las características de la zona climática que se encuentre en el llano.

Los suelos: según ascienden en altura suelen ser progresivamente más delgados, jóvenes y pobres.

UNED | TEMA 6. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA (II). LOS CLIMAS ZONALES: INTERTROPICALES,TEMPLADOS Y POLARES

63

TEMA 6. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA (II). LOS CLIMAS ZONALES: INTERTROPICALES, TEMPLA-

DOS Y POLARES

1. LOS CLIMAS DE LA ZONA CÁLIDA O LATITUDES INTERTROPICALES

La zona intertropical se extiende entre los trópicos de Cáncer y de Capricornio y comprende, aproximada-mente el 20 % de las tierras emergidas. Tiene una gran regularidad térmica a lo largo de todo el año, de mo-do que no existe una alternancia estacional térmica verano-invierno, por lo que las diferencias estacionalesnos se manifiestan en relación con las temperaturas sino con las precipitaciones, que son las que dan lugar alos principales contrastes climáticos, hablándose así de estación seca o de estación lluviosa.

Köppen hace tres diferenciaciones de climas en la zona intertropical (selva tropical, sabana tropical y climade bosque lluvioso monzónico) que están relacionadas con la pluviosidad, y las características generales son:una gran homogeneidad en las temperaturas a lo largo del año, amplitud térmica anual inferior a 10o C,temperaturas medias mensuales superiores a 18o C, ausencia de heladas, abundantes precipitaciones y ele-vada humedad relativa.

1.1. EL CLIMA DE SELVA TROPICAL

También se denomina hipertropical y se extiende de forma discontinua sobre los continentes, entre los 10o

latitud norte y los 6o latitud sur.

1.1.1. CAUSAS DEL CLIMA DE SELVA TROPICAL

Las características térmicas se deben a la verticalidad de los rayos solares, a la casi misma duración del día yla noche, a la elevada humedad del aire y a la gran nubosidad vertical de la zona. Sus características climáti-cas quedan reflejadas en el siguiente cuadro:


64

La pluviometría es consecuencia de dos factores fundamentales: de las bajas presiones provocadas por laexistencia de aire cálido y húmedo muy inestable, y de la convergencia intertropical (CIT) de los alisios. Am-bos factores dan lugar a gran nubosidad de desarrollo vertical, que se va formando a lo largo del día y quepor la tarde descarga fuertes aguaceros. El desplazamiento del CIT en relación con el desplazamiento del Soly con la fuerza que tengan los alisios de cada Hemisferio, establece una amplia franja en la que se producenlas ascendencias dinámicas. También puede darse el caso de que los dos alisios, Norte y Sur, no tengan lamisma temperatura, formándose así el frente intertropical (FIT). Este balanceo estacional de la zona de bajaspresiones ocasiona un régimen de precipitaciones que cuenta con dos máximos equinocciales. Así mismo, lapluviometría se ve modificada por la orografía, brisas mar-tierra y por la continentalidad.

De esta actividad atmosférica, podríamos deducir la existencia de una atmósfera agitada, pero en realidad elconjunto se presenta calmado y con vientos débiles. Así, si bien el mecanismo de la convergencia de los ali-sios provoca un ascenso de la masa de aire, en contraposición, la circulación horizontal es escasa. A esto seune el débil valor de los gradientes de presión de la zona.

1.1.2. VARIEDADES DEL CLIMA DE SELVA TROPICAL

Sobre la línea del ecuador hay algunos sectores donde los máximos de lluvia corresponden con los equinoc-cios y otros en los que se retrasa hasta abril y noviembre. El progresivo alejamiento del ecuador da lugar adescensos pluviométricos cada vez más acentuados y al mismo tiempo se produce una progresiva disminu-ción de la precipitación como tránsito hacia los climas tropicales de doble estación.

Frente a esta variación en áreas continentales hay otra variedad climática en las islas, donde casi no hayoscilación térmica que unida a la elevada humedad todo el año se crea un clima invernadero.

1.1.3. RASGOS BIOGEOGRÁFICOS DEL CLIMA DE SELVA TROPICAL


65

Los ríos son de caudal muy abundante y regular, las fuertes lluvias dan lugar a aguas de escorrentía(el agua no llega a infiltrarse en el suelo).

La vegetación necesita altas temperaturas y son de hoja ancha y perenne, hay gran cantidad de es-pecies que dan lugar a una gran diversidad de bosques ecuatoriales, donde predomina la especiearbórea (60 m) y se diferencias tres pisos arbóreos. Junto a los árboles destacan las enredaderas ylas plantas epifitas (se desarrollan sobre otros vegetales al no tener raíces en el suelo). También enregiones litorales hay vegetación adaptada a esos suelos inundados, son los manglares, que sólo sedan en aguas cálidas y pueden extenderse tierra adentro.

Los suelos ecuatoriales suelen ser pobres ya que sufren una gran descomposición química debida alas altas temperaturas y a las fuertes lluvias. El humus es escaso por la gran acción bacteriana quedestruye la vegetación muerta; son característicos los suelos latericios (suelos de limo y arcilla).

1.2. EL CLIMA DE SABANA TROPICAL

Se le pude denominar de varias maneras según la clasificación usada, clima tropical con estación seca, climatropical e incluso subdividirlo. Se encuentra en zonas situadas entre los límites del clima ecuatorial y lostrópicos. Sus características climáticas quedan reflejadas en el siguiente cuadro:

1.2.1. CAUSAS DEL CLIMA DE SABANA TROPICAL

En estas latitudes hay diferencias pluviométricas entre las costas orientales y occidentales; las orientales seven favorecidas por las masas de aire oceánico los occidentales son más áridas. La estación lluviosa es con-secuencia de las masas de aire marítimas tropicales y ecuatoriales y la estación seca se debe a las altas pre-siones subtropicales.

1.2.2. VARIEDADES DEL CLIMA DE SABANA TROPICAL

Vienen dadas por la duración de la estación seca; a mayor latitud se incrementa la amplitud de las tempera-turas medias mensuales y se modifica la alternancia estación seca-estación húmeda, de modo que en lasregiones más próximas al ecuador se producen cuatro estaciones, alternativamente, una lluviosa y una seca,y en las proximidades de los trópicos sólo hay dos estaciones, lluviosa y seca. La degradación progresiva quese produce hace que se considere un clima de transición.


66

1.2.3. RASGOS BIOGEOGRÁFICOS DEL CLIMA DE SABANA TROPICAL

Los ríos tienen la alternancia lógica de la estación seca (incluso pueden desaparecer) y la lluviosa(hasta inundaciones).

La vegetación es diversa debido a la alternancia de la estación húmeda y seca. El bosque tropical tie-ne una vegetación menos densa y menos especies que la selva ecuatorial, pero se incrementan losárboles de hoja caduca y hay un mayor desarrollo del sotobosque herbáceo (llega más cantidad deluz al suelo).El arbolado decrece según aumenta el rigor de la estación seca y se da paso a la vegetación de saba-

na, que es una combinación de árboles (10-18 m) y arbustos. La sabana por lo general ocupa exten-

sas llanuras y mesetas; además puede haber alguna manifestación de bosque en los valles más

húmedos (bosques-galerías). Según el grado de aridez se diferencia entre sabana húmeda, seca y es-

pinosa.

Los suelos son similares al clima ecuatorial, pero resaltan mucho más los suelos lateríticos.

1.3. EL CLIMA MONZÓNICO

A una latitud superior a la de los climas ecuatorial y tropical con estación seca se establece latitudinalmenteun contraste entre las fachadas occidentales de los continentes (desiertos) y las fachadas orientales (fuertesprecipitaciones que dan lugar al clima monzónico). Sus características climáticas quedan reflejadas en elsiguiente cuadro:


67

1.3.1. CAUSAS DEL CLIMA MONZÓNICO

El mecanismo general de los monzones, centrándonos en el continente asiático, es el siguiente:

En verano las abundantes precipitaciones proceden de fuertes ascendencias de aire, cuyo origenson: las ascendencias ciclónicas de origen dinámico que están influidas por el Jet Stream; efectos deconvergencia intertropical de origen dinámico; fuertes gradientes provocados por masas de aire fríoen altitud; efectos orográficos de enfriamiento adiabático; acción de los ciclones tropicales y de for-ma ya indirecta se deben considerar las bajas presiones continentales de origen térmico y la circula-ción de vientos a que dan lugar, a los que hay que añadir el flujo general del suroeste y la acción delas corrientes marinas cálidas de las costas orientales.

En invierno, la estación seca está determinada por situaciones atmosféricas que aportan masas deaire seco o que impiden la llegada de masas de aire húmedo, como son las altas presiones continen-tales de origen térmico sobre el continente asiático y el desplazamiento hacia el sur del frente polary el Jet Stream.

1.3.2. VARIACIONES DEL CLIMA MONZÓNICO

Las diferencias en las precipitaciones se deben a la posición orográfica, a la localización costera…; podemosencontrar un régimen con fuerte contraste entre estación seca y lluviosa, otro régimen con precipitacionescausadas por mecanismos frontales y efectos orográficos y un último régimen de lluvias parecido al ecuato-rial.

1.3.3. RASGOS BIOGEOGRÁFICOS DEL CLIMA MONZÓNICO

El clima monzónico presenta, en cuanto a suelos y régimen fluvial, unas características muy parecidas a losclimas tropicales con estación seca. En cambio, su vegetación es diferente, similar a la de selva ecuatorial.

2. LOS CLIMAS DE LA ZONA TEMPLADA O LATITUDES MEDIAS

Entre los trópicos y la isoterma de 10o C del mes más cálido están las latitudes templadas, que contienen unagran variedad de climas.

Los climas presentan grandes contrastes térmicos estacionales, por lo que en estos climas se definen lasestaciones de verano e invierno, además de por sus precipitaciones, por su temperatura.


68

Para comprender la diversidad climática de esta zona hay que tener en cuenta factores como:

La circulación general atmosférica (cga); que en esta zona presenta dos aspectos. Una circulación deloeste que es continúa a lo largo de todo el año, y un frente polar que separa las masas de aire tropi-cal y polar y crea fuertes inestabilidades atmosféricas. Además los contrastes geográficos inciden enla circulación interior de la zona templada.

La localización en latitud; influye por la mayor o menor perpendicularidad de los rayos solares (cuan-to más alta la latitud, más baja es la temperatura).

Distribución de mares y tierra y la configuración de los continentes; hay diferencias según el hemis-ferio por la diferencia de tierras y mares.

La influencia de las corrientes marinas en las zonas costeras; según sean corrientes frías o cálidas re-percutirán de manera distinta.


69

2.1. CLIMA LLUVIOSO TEMPLADO, HÚMEDO EN TODAS LAS ESTACIONES DE LA COSTA ORIEN-

TAL DE LOS CONTINENTES (CFA)

Este clima adquiere diversas denominaciones: “chino”, según la clasificación de E. de Martonne, o clima“cantonés”, según Viers, entre otros. Localizado en las fachadas orientales de los continentes, afecta a laChina oriental, gran parte del sur del Japón, sureste de los EE.UU., costas del Golfo de México, Uruguay, Bra-sil meridional, Pampa Argentina húmeda, África del sur y Sureste de Australia. Sus características climáticasquedan reflejadas en el siguiente cuadro:

2.1.1. CAUSAS DEL CLIMA CFA

La ausencia de estación seca del clima subtropical húmedo se debe a distintos centros de acción, que le pro-porcionan una continua influencia de masas de aire cálido.

En verano las altas presiones subtropicales alcanzan su máximo desplazamiento en latitud, con ello las masasde aire tropical marítimo invaden estas latitudes, lo que da origen al elevado calor y a las abundantes preci-pitaciones costeras.

En invierno al descender las altas presiones subtropicales en latitud se reducen las precipitaciones, siendoentonces provocadas por los frentes propios. Al final de la primavera y en otoño las precipitaciones aumen-tan.

2.1.2. VARIACIONES DEL CLIMA CFA

En el hemisferio norte este tipo de climamuestra diferencias entre Asia y Américadebido a la distinta influencia que ejercen losanticiclones térmicos siberiano y canadiense;pero en ambos casos la sucesión de tipos detiempo varía en relación del Jet Stream. En elhemisferio Sur su menor masa continental nofavorece la existencia de un anticiclón térmi-co y es menor la importancia de las masas deaire continental.

2.1.3. RASGOS BIOGEOGRÁFICOS DEL CLIMA CFA


70

Los ríos tienen agua alta en verano y agua baja en invierno. La vegetación es muy variada, asociándose espe-cies tropicales y templadas; en la parte más meridional predominan los bosques mixtos (de cobertura menosdensa que los intertropicales, más bajos y de menos especies, destacan el bambú, palmeras, robles, hayas,castaños…e incluso pinos y abetos), en la parte más septentrional hay praderas de hierbas altas. En los sue-los son característicos los de arcillas rojas y amarillas, en general son suelos pobres para el cultivo.

2.2. EL CLIMA LLUVIOSO TEMPLADO CON VERANO SECO (CSA Y CSB)

De forma general se conoce como clima mediterráneo, y se desarrolla en las fachadas oeste o suroeste delos continentes y entre 30o y 40o de latitud.

La orografía juega un papel importante en este clima por la disposición y proximidad de las cadenas monta-ñosas a la costa. El efecto del mar mediterráneo es muy importante, ya que sus aguas cálidas reducen el fríoinvernal.


71

2.2.1. CAUSAS DEL CLIMA CSA Y CSB

El balanceo estacional explica este tipo de clima. En verano estas regiones se ven afectadas por las altas pre-siones subtropicales que se encuentran en su máximo desplazamiento latitudinal, lo que provoca un tiempoestable, cálido y seco. En invierno las altas presiones se desplazas a zonas más bajas y con ello la posibilidadde la circulación del aire frío que conlleva un tiempo más fresco y húmedo.

2.2.2. VARIACIONES DEL CLIMA CSA Y CSB

La diversidad de matices en este clima está motivada por una paulatina modificación latitudinal y hacia elinterior; sólo una estrecha franja literal presenta las características puras de este clima. La clasificación deKöppen establece dos tipos, uno se corresponde con la cuenca mediterránea (csa) y otro a las zonas costerasque se ven afectadas por la influencia de corrientes marinas frías (csb); en ambos climas el invierno es muysimilar, pero en verano hay más diferencias.

2.2.3. RASGOS BIOGEOGRÁFICOS DEL CLIMA CSA Y CSB

Los ríos tienen un régimen muy irregular, con gran caudal en invierno y escaso o nulo en verano.

La vegetación es muy diversa; su característica principal es su adaptación al calor estival y a la se-quedad (xerófila). La vegetación se dispone en formaciones de bosques claros que dan una escasacobertera al suelo y que suelen estratificarse en tres formaciones: cubierta arbórea, arbustiva yherbácea (enebros, pinos, encinas, jaras…).

La mayor o menor aridez y la composición del suelo dan lugar a cuatro formaciones típicas:

Estepa herbácea (en regiones más áridas que anuncian la proximidad del desierto, es típicoel esparto).

Estepa arbustiva (en regiones algo menos áridas, crecen palmeras enanas y thuyas).

Maquis (sobre suelos silíceos, es un denso sotobosque de jaras, brezos, madroños… salpica-dos de algunos árboles como pinos y encinas).

Garriga (en suelos calizos es de formación baja, menos tupida ya que queda suelo desnudo,es característica la encina y destacan las plantas aromáticas como el tomillo, lavanda…).

Los suelos son muy diversos, y en algunos casos las fuertes lluvias hacen que sean suelos muy ero-sionados, donde lo más representativo es su color rojizo o pardo.


72

2.3. EL CLIMA LLUVIOSO TEMPLADO, HÚMEDO EN TODAS LAS ESTACIONES DE LA COSTA OCCI-

DENTAL DE LOS CONTINENTES (CFB Y CFC)

También denominado oceánico es considerado como la continuidad hacia el polo del clima mediterráneo yse localiza entre los 40o y 60o de latitud a lo largo de las costas occidentales. Al igual que en otros climas laalineación de cadenas montañosas implica una limitación del clima hacia el interior.

2.3.1. CAUSAS DEL CLIMA CFB Y CFC

La acción reguladora del océano es fundamental junto con la introducción de masas de aire polares maríti-mas. Las corrientes marinas cálidas juegan un doble papel, por un lado regulan las temperaturas y favorecenel aumento de precipitaciones; las masas de aire polar marítimo siguen actuando en verano con lo que seaprecia una ligera reducción de las precipitaciones; y las brisas de mar y de tierra también contribuyen apaliar las extremas temperaturas.

2.3.2. VARIEDADES DEL CLIMA CFB Y CFC

Son debidas a la variación del balance de la radiación solar en latitud (se traduce en veranos más cálidoscuanto menor sea la latitud, pasando a un verano más cálido en el área meridional y un verano fresco en laszonas más septentrionales) y a la degradación continental hacia el interior (la amplitud térmica se incremen-


73

ta ya que se reduce el efecto moderador de la humedad del mar, de este modo el verano es más cálido ylargo y el invierno más frío. Las precipitaciones se equilibran entre verano e invierno).

2.3.3. RASGOS BIOGEOGRÁFICOS DEL CLIMA CFB Y CFC

Los ríos tienen un régimen ponderado. La vegetación es heterogénea y abundante, hay bosques mixtos,bosques de hojas anchas y caducas de robles, hayas, fresnos…junto con un abundante sotobosque. Los sue-los son de dos tipos, los podzoles (de color grisáceo, son ácidos y muy lavados por las aguas) y los pardos (debuen calidad por los depósitos de humus).

2.4. LOS CLIMAS MICROTÉRMICOS, DE BOSQUE FRÍO

También denominado continental, el término microtérmico implica climas fríos con la temperatura del mesmás frío por debajo de los -3o C pero cuyo verano alcanza en algún mes los 10o C y generalmente con presen-cia de nieve. Este clima se localiza sobre los continentes del hemisferio norte (es casi inexistente en el hemis-ferio sur).

2.4.1. CAUSAS DEL CLIMA MICROTÉRMICO


74

Este clima está muy influenciado por la acción del frente polar (fundamental para explicar los fuertes con-trastes de temperatura; el continuo desplazamiento norte-sur de las masa de aire polar y tropical provocaolas de frío o de calor, ventiscas o nevadas) y por la acción de las altas presiones térmicas continentales (porun lado durante el invierno implica el bloqueo a la circulación ciclónica del oeste y por otro lado la estabili-dad de las masas de aire que reducen las precipitaciones invernales)

2.4.2. VARIEDADES DEL CLIMA MICROTÉRMICO

En este clima se diferencian dos tipos: uno húmedo en todas las estaciones y otro con invierno seco. A suvez, la influencia de la latitud, con el desigual balance de la radiación, establece modificaciones en cuanto asus temperaturas.

2.4.3. RASGOS BIOGEOGRÁFICOS DEL CLIMA MICROTÉRMICO

Los ríos son irregulares, en invierno con aguas bajas por las escasas precipitaciones y la congelación, y enprimavera hay crecidas debido a la descongelación. La vegetación presenta una gradación en latitud, en laparte más septentrional y la más fría predomina el bosque boreal o taiga, formada por líquenes, musgos yhelechos; las coníferas tienen hojas en forma de aguja y la mayoría son de hoja perenne. En latitudes másbajas hay mezcla de bosque templado de coníferas y bosque de frondosas. La variedad de especies dependedel continente pero por lo general predominan los árboles altos con un piso inferior de arbustos y árbolesjóvenes. La degradación de este bosque y la aridez dan lugar al paisaje verde de pradera que se seca en ve-rano. Los suelos también presentan una gradación a partir de podzoles a tierras pardas y tierras negras.

3. LOS CLIMAS DE LA ZONA FRÍA O DE LATITUDES POLARES

Quedan delimitados por las temperaturas inferiores a la isoterma de 10o C para el mes más cálido, que coin-cide con el límite de los árboles; a su vez la isoterma de 0 o C para el mes más cálido delimita el dominio delhielo perpetuo y de la tundra. En el hemisferio norte este clima se localiza por encima del paralelo 70o en lasregiones continentales, en cambio en el hemisferio sur puede aparecer desde el paralelo 50o.


75

3.1. EL CLIMA DE TUNDRA

Se identifica con el paisaje que se origina en estas regiones; el invierno tiene un carácter continental ya queel hielo cubre el océano, pero el verano tiene carácter oceánico debido al deshielo. Sus bajas precipitacionesy humedad atmosférica están en relación con las temperaturas.

3.1.1. CAUSAS DEL CLIMA DE TUNDRA

Destacaremos la insolación y la acción del frente ártico. La radicación es muy baja, tanto por la oblicuidad delos rayos como por las largas noches, por lo que su eficacia está muy mermada; además hay que incluir unalbedo continuo a lo largo del año.

3.1.2. VARIEDADES DEL CLIMA DE TUNDRA

Hay una variedad continental (con inviernos muy fríos y escasas precipitaciones) y una variedad oceánica(localizada en las zonas árticas bañadas por las aguas tibias del océano atlántico, donde sus inviernos sonmás moderados y los veranos frescos).


76


Las redes de agua solo están en estado líquido en verano que además debido al suelo helado no puede infil-trarse. La vegetación es de tundra, es una vegetación muy pobre en la que diferenciamos cuatro tipos: latundra de patas almohadilladas, la tundra herbácea, la tundra arbustiva y la tundra arbórea. Los suelos sonmás el resultado de procesos físicos que químicos; la existencia de un permafrost disminuye las reaccionesquímicas y crea una capa impermeable, con un drenaje insuficiente.

3.2. EL CLIMA DE HIELO PERPETUO

En la tierra hay tres regiones de hielo, los casquetes de Groenlandia y la Antártida y los hielos flotantes delpolo norte. El invierno perpetuo lleva consigo que no se produzca la fusión de la nieve y el hielo, que seacumula durante siglos, esta acumulación provoca un deslizamiento hacia fuera que al romperse da lugar alos iceberg. Este clima también se encuentra en las altas montañas de latitudes más bajas y se correspondecon las cumbres de nieves perpetuas.

3.2.1. CAUSAS DEL CLIMA DE HIELO PERPETUO

Parece estar en la elevación que alcanzan Groenlandia en su interior (3.000 m) y la Antártida, aún más ele-vada. A lo que se suma el frío que aporta el suelo permanentemente helado y cubierto de nieve, además sualbedo es muy alto.


77

El clima actual de la Antártida se explica por la presencia del gran casquete glaciar heredado de las glaciacio-nes cuaternarias y, si los casquetes polares desaparecieran, no se volverían a formar en las condicionesclimáticas actuales.

UNED | TEMA 7. LA ESTRUCTURA Y DINÁMICA TERRESTRES. LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS YTECTÓNICOS DEL RELIEVE.

78

TEMA 7. LA ESTRUCTURA Y DINÁMICA TERRESTRES. LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y

TECTÓNICOS DEL RELIEVE.

1. LA ESTRUCTURA Y DINÁMICA TERRESTRES.

1.1. LA ESTRUCTURA DEL GLOBO TERRESTRE.

En el siglo XX, con los estudios del paleomagnetismo y otros métodos indirectos, se logró establecer que laTierra está dividida en su interior en tres capas de diferente composición mineralógica: corteza, manto ynúcleo. La división interior terrestre, según el comportamiento de los materiales que la forman ante las altastemperaturas, es en litosfera y astenosfera.

Oldham descubrió en 1906 que en el interior del globo existe un núcleo de naturaleza fluida. Mohorovicic,estudiando el terremoto de Croacia de 1909, reveló en 1910 la existencia de una separación entre la cortezay el manto terrestre que se conoce como la discontinuidad de Mohorovicic. En 1912, Wegener expuso suteoría de la deriva de los continentes que, aunque rechazada en aquellos momentos por faltarle una baseexperimental, se retomará en los años 60 y 70 del siglo XX, momento de la aparición de la teoría de la tectó-nica de placas. En 1914, Gutenberg estableció que la profundidad del núcleo era de 2900 km y que estabaseparado por otra discontinuidad que llevará su nombre, discontinuidad de Gutenberg. Por último Lehmann,en 1936, descubrió otra nueva discontinuidad a algo más de 5000 km de profundidad, ésta es en realidaduna zona de transición que separa el núcleo externo del interno. Bullen, en 1963, basándose en todos estosdatos, dividió el interior terrestre en 7 zonas concéntricas. Hoy en día, aunque los métodos de conocimientosiguen siendo indirectos, están mucho más avanzados y han permitido conocer con bastante detalle, la es-tructura y la dinámica terrestres.

1.1.1. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA CORTEZA.

Las investigaciones realizadas en la propagación de las ondas sísmicas, pusieron de manifiesto que existíandiferencias en la velocidad de su propagación según que éstas atravesasen zonas estables de la corteza o lahiciesen en zonas afectadas por movimientos tectónicos. Esta circunstancia permitió distinguir entre unacorteza continental, con estructura compleja y una corteza oceánica mucha más sencilla y homogénea.

La corteza está limitada en su base por la discontinuidad de Mohorovicic. En ella se distinguen:

a) Corteza continental: Limitada en profundidad por d. de Mohorovicic, tiene un espesor entre 20 y 50km. Otros estudios posteriores llevaron a distinguir dos capas distintas en la corteza continental: lagranítica o corteza superior y la basáltica o corteza inferior, denominaciones equivalentes al SIAL(sílice y aluminio), la primera y al SIMA (sílice y magnesio), la segunda, con las que eran nombradaspor los geólogos con anterioridad. A estas capas, hay que añadir una más superficial y presente tan-to en las áreas oceánicas como en las continentales, si exceptuamos los escudos precámbricos, setrata de la capa sedimentaria.

La corteza continental tiene mayor espesor en las zonas orogénicas, o con actividad tectónica, queen las estables, o en calma.

b) Corteza oceánica: Tiene una estructura muy homogénea, salvo en las dorsales y en las grandes fosasoceánicas, a pesar de que en ella se distinguen hasta tres subcapas cuyo espesor difiere en funciónde la velocidad de propagación de las ondas sísmicas.


79

La composición de la corteza es muy compleja. Los escudos pre-cámbricos (partes de un continente consti-tuidas por materiales muy antiguos, anteriores al cámbrico, que han sido sometidos a procesos de metamor-fismo y granitización, caracterizados por su estabilidad y rigidez, razón por la cual ante un empuje tectónicose fragmentan) están formados por granitos y neis, los márgenes continentales por sedimentos y en las áre-as oceánicas por rocas basálticas. A las distintas capas de la corteza hay que añadir una capa sedimentaria(espesor medio de 1’8 km, constituida por rocas arcillosas, volcánicas y carbónicas) que se encuentra presen-te tanto en la corteza continental como en la oceánica, salvo en los escudos pre-cámbricos.

1.1.2. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DEL MANTO.

El manto es la capa más importante (84% del volumen y 69% masa total del planeta). El límite entre la corte-za y el manto está definido por un aumento de velocidad de propagación de las ondas sísmicas (7km/seg enla base de la corteza a 8 km/seg en la superficie del manto). De acuerdo a este diferente comportamiento,Bullen dividió el manto en tres zonas de límites no muy claramente definidos:

Manto superior: entre los 200 y 400 km.

Zona de transición: entre los 400 y 1000 km.

Manto inferior: entre los 1000 y 2900 km.

El manto está formado por rocas ultrabásicas, gabros y peridotitas.

1.1.3. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DEL NÚCLEO.

El núcleo ocupa desde los 2900 Km. hasta el centro de la Tierra y está separado del manto por la discontinui-dad de Gutenberg. En el núcleo se origina el campo magnético terrestre. La parte más externa es líquida ypuede dividirse en tres subzonas, núcleo externo, zona de transición y núcleo interno.

Otra forma de considerar la estructura de la Tierra es según el comportamiento de los materiales que for-man sus capas ante las altas temperaturas, y así se distinguen la astenosfera y litosfera. La litosfera es unacapa de roca dura y quebradiza que incluye toda la corteza y parte del manto superior más externo; debajo


80

de esta capa está la astenosfera que es la capa blanda del manto superior sobre la que yace y se moviliza lalitosfera.

1.2. LA DINÁMICA TERRESTRE.

1.2.1. LA SEPARACIÓN Y DERIVA DE LOS CONTINENTES.

En 1910, Taylor se dio cuenta de que todas las cadenas montañosas presentaban dos direcciones predomi-nantes y perpendiculares entre sí. Unas eran paralelas a los meridianos, como los que bordean el Pacífico yotras seguían la dirección de los paralelos, como las del sur de Europa y Asia. También comprobó que losmateriales que forman las cordilleras son más recientes que los que forman el resto de las masas continenta-les. Esta circunstancia planteaba nuevos retos para su explicación. Taylor intuyó que podía haber tenidolugar un desplazamiento de Eurasia hacia el Sur y citaba como causa a la atracción lunar.

En 1912, Wegener escribió “El origen de los continentes y de los océanos”. En este trabajo, el autor exponíaque los continentes se habían ido resquebrajando y desplazando a partir de un continente único (Pangea).Se basaba en argumentos geofísicos, geológicos, biológicos y palecoclimáticos.

En su teoría, Wegener suponía que las cadenas orogénicas se formaban a causa de cierto “efecto de proa”como él llamaba a las arrugas de fricción que producía el borde anterior del continente (sial) al avanzar sobreel sima.

1.2.2. LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS.

Esta teoría fue elaborada entre 1962 y 1975 por varios científicos, aunque todavía hoy se sigue investigandoen ella. Se basa en el paleomagnetismo y en la idea de la expansión oceánica para así poder explicar los mo-vimientos corticales y de la orogenia.

La teoría supone que la corteza terrestre es móvil e inestable, según se ha constatado en las dorsales oceáni-cas, que topográficamente son dos alineaciones montañosas paralelas que enmarcan a un valle axial o “riftvalley” y que se ven afectadas por fallas transformantes. Estas dorsales se encuentran sumergidas, aunquealgunas veces emergen formando ciertos archipiélagos, siendo las más importantes la atlántica, la pacífica yla índica. Aquí la corteza forma bandas paralelas, cuyos materiales son cada vez más antiguos conforme nosvamos alejando del eje de la dorsal, esto es lo que ha permitido establecer la existencia de un desplazamien-to o expansión oceánica.

En las dorsales tiene lugar una gran inestabilidad con intensa actividad volcánica y sísmica. La causa funda-mental de la expansión oceánica está en las corrientes de convección que existen aquí, pues gracias a ellasse producen trasvases de materia en el interior del globo, que dan lugar a deformaciones de la astenosfera yal desplazamiento de la litosfera suprayacente. A pesar de que continuamente se va generando materianueva en las dorsales, no aumenta la superficie terrestre indefinidamente, puesto que la corteza sobrante esreabsorbida en profundidad en otras zonas de la Tierra según un mecanismo compensador (zonas de sub-ducción). La subducción tiene lugar mediante un plano inclinado conocido con el nombre de superficie deBenioff, en él se producen también fenómenos sísmicos y vulcanismo. En estas zonas de subducción se creanlos grandes orógenos relacionados con fuerzas de compresión y con convergencia de placas. Estas placas,que son fragmentos en los que se subdivide la litosfera, presentan unos bordes característicos que se co-rresponden con dorsales oceánicas (bordes constructivos), con bodes de subducción (bordes destructivos) ocon fallas transformantes (bordes pasivos).


81

La principales son seis: africana, euroasiática, indoaustraliana, pacífica, americana y antártica. Su composi-ción no es idéntica, unas están constituidas por corteza continental y oceánica y otras se componen sólo decorteza oceánica. Las placas se mueven unas respecto a otras, y es precisamente en ese movimiento de con-frontación en el que se basa la explicación de los movimientos orogénicos, las orogenias y las grandes de-formaciones topográfico-tectónicas que se pueden observar en la superficie de nuestro planeta.

2. LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL RELIEVE.

2.1. Las rocas: definición y clasificación.

Las roscas son los materiales que constituyen la corteza terrestre. Están formadas por la yuxtaposición deelementos pertenecientes a uno o varios minerales, o por agrupación de detritus derivados de la fragmenta-ción de otras rocas o de determinados organismos.

Respecto a sus constituyentes, las rocas pueden ser homogéneas (un solo componente) y heterogéneas (doscomponentes o más). Su grado de cohesión permite su diferenciación entre coherentes (caliza) e incoheren-


82

tes (arenas). El estado en el que se encuentran las divide en plásticas y no plásticas. Las rocas se agrupan entres clases: eruptivas (ígneas), sedimentarias y metamórficas.

2.2. ROCAS ERUPTIVAS.

Llamadas también ígneas, magmáticas y endógenas porque son rocas que proceden de la consolidación porenfriamiento del magma incandescente del interior de la Tierra, por lo que su origen es interno y no contie-ne fósiles. Hay dos subgrupos, las intrusivas o plutónicas y las extrusivas, efusivas o volcánicas. Entre ambasestán las rocas filonianas, cuya solidificación se produce por un enfriamiento relativamente rápido cuando elmagma rellena las cavidades existentes entre las rocas.

2.2.1. INTRUSIVAS O PLUTÓNICAS.

Origen: Se forman por un enfriamiento lento del magma incandescente, lo que permite que dé tiempo a quese formen cristales y aparezcan en superficie totalmente cristalizadas; su consolidación tiene lugar muy des-pacio y bajo presiones superiores a la superficie.


83

Forma de yacimiento: Todas las que tienen un origen interno cuando el magma se enfrió dentro de la corte-za terrestre se llaman plutones y se clasifican según la profundidad a la que se enfriaron en:

Batolitos: rocas intrusivas abisales que yacen a gran profundidad, su tamaño aumenta con ella y su

base o fondo no se puede determinar. Son receptáculos de magma solidificado que cuando estuvie-

ron en estado de fusión pudieron alimentar a los volcanes activos. Su parte superior o techo tiene

forma dómica irregular. Su composición es bastante homogénea, están constituidos generalmente

por granitos o granodioritas (combinación de granito y diorita).

Lacolitos, lopolitos, facolitos y diques: son rocas intrusivas cuyos yacimientos están a menor profun-

didad. Se corresponden con rocas intrusivas hipoabisales que se hallan a profundidad media. Los la-

colitos tienen forma lenticular que se introducen entre los estratos sedimentarios horizontales, tie-

nen escaso espesor. Los diques y filones, son formaciones más o menos lineales que atraviesan incli-

nada o verticalmente los estratos suprayacentes. Si las aberturas por las que emanan son circulares

se denominan ring-diques.

Este tipo de rocas aparece en superficie cuando la erosión desmantela las rocas sedimentarias que las re-cubrían. Originariamente se encontraban como intrusiones entre y debajo de las rocas sedimentarias.

Composición: Las rocas eruptivas están compuestas esencialmente por sílice (SiO2), tanto si ésta se halla deforma libre, es decir, formando cuarzo, como si se encuentra combinada en silicatos de otros minerales,fundamentalmente de hierro, aluminio, magnesio, calcio, sodio y potasio.

Esta composición permite diferenciar entre rocas ácidas (SiO2 supera el 60%), neutras o intermedias (SiO2

entre el 60 y 50 %), básicas (SiO2 menos del 50 %) y ultrabásicas (SiO2 menos del 45%). Su coloración tambiénvaría según se trate de rocas eruptivas con silicatos de aluminio, calcio, potasio y calcio, que son ácidas y decolor blanco o claro, mientras que las básicas suelen ser oscuras y compuestas por silicatos de magnesio o dehierro. Esa coloración variará su resistencia a los agentes meteorológicos ya que se calientan y enfrían a dife-rente velocidad.

Principales rocas intrusivas: Un criterio diferenciador dentro de las rocas intrusivas es su color. Las de colorclaro son típicamente continentales, se les denomina también siálicas al estar compuestas fundamentalmen-te por sílice y aluminio (granito). Las de color oscuro están compuestas fundamentalmente por sílice y mag-nesio por lo que se llaman también rocas simáticas (gabro y basalto), se cree que forman la capa superiorpor debajo de las cuencas oceánicas.

2.2.2. EXTRUSIVAS, EFUSIVAS O VOLCÁNICAS.

Origen: Se originan por un enfriamiento brusco del magma incandescente cuando sale a la superficie, lo queprovoca que no dé tiempo a que se formen cristales.

Formas de yacimiento: Afloran en superficie formando corrientes o coladas, conos, necks y agujas; tambiénforman chimeneas. Las cenizas, lapilli y otros materiales que emiten los volcanes se depositan formandosedimentos, por lo que tienen una apariencia similar a las rocas sedimentarias.

Composición: Formadas fundamentalmente por minerales silicatados (cuarzo, feldespatos, minerales ferro-magnesianos…)

Principales rocas extrusivas: La principal roca extrusiva es el basalto. Es una roca sólida y de color negro. Es lamás común en la corteza terrestre y cubre la mayor parte del fondo oceánico. Está compuesta por abundan-


84

tes minerales oscuros como el piroxeno y la olivina que son las que le confieren ese color oscuro. Tambiéncontiene minerales de color claro como el feldespato y el cuarzo. Otras, también importantes, son la andesi-ta y la riolita.

2.3. ROCAS SEDIMENTARIAS.

Son rocas que se forman en superficie, por lo que son conocidas también por la denominación de exógenas,en contraposición a las formadas en el interior, llamadas endógenas. Su característica fundamental es sudisposición en estratos, cuyo espesor recibe el nombre de potencia. Una circunstancia muy importante enestas rocas es la abundante presencia de fósiles.

Origen: Su origen es externo. Para que se formen estas rocas se requiere una acumulación de residuos pro-cedentes de las destrucción de otras rocas ya preexistentes por medio de cualquiera de los agentes erosivos(ríos, glaciares, viento, mar…). Tras la acumulación de estos materiales tiene lugar el proceso de diageniza-ción o mitificación (compactación, recristalización y cementación de los residuos) por lo que estas rocas ad-quieren la coherencia; por esos orígenes diferentes se diferencian en:

Rocas detríticas (constituidas por fragmentos y granos provenientes de otras rocas y cuya denomi-

nación difiere según la talla de sus componentes en ruditas, arenitas y pelitas).

Rocas de origen químico (formadas por precipitación de elementos que se disuelven y que al prove-

nir de la disolución de otras rocas han sufrido un transporte).

Rocas de origen orgánico (constituidas por restos orgánicos y por la actividad directa de organismos

vivos, diferenciamos entre calcáreas, silíceas y carbonatadas).

Formas de yacimiento: La característica fundamental de las rocas sedimentarias es su estratificación; al iracumulándose se disponen en estratos, que es la unidad de sedimentación limitada por dos planos estra-tigráficos subrayados por planos de discontinuidad, el distinto espesor nos indica las condiciones en que sesedimentó cada depósito. La sedimentación puede ser horizontal (sitios tranquilos como lagos…) o puedenser oblicuas (en una pendiente), y si el agente responsable de la sedimentación sufre cambios de fuerza odirección da lugar a una estratificación entrecruzada. La estratigrafía estudia los estratos, los describe y es-tablece el orden; y se llaman discontinuidades a las interrupciones en una serie estratigráfica; si la sedimen-tación no tiene interrupciones se denomina concordante. Debido al origen las rocas sedimentarias tienediversas formas de yacimientos: las detríticas (depósitos mecánicos procedentes de otras rocas erosionadaspor el viento, lluvia…), las de origen químico (se forman dentro de un medio acuoso que contiene solucionesminerales concentrados que tras pasar unos procesos químicos reaccionan o precipitan) y las de origenorgánico o bioquímico (proceden de la actividad vital de los organismos).

Composición: Al proceder de otras rocas u organismos recogen los componentes de estas. Por su composi-ción química se diferencian en silíceas y calcáreas. Menos importancia tienen, desde el punto de vista del


85

relieve, las rocas carbonosas o carbonatadas (carbones e hidrocarburos) y las salinas (yesos y sales sódicas,potásicas y magnésicas). Sin embargo, desde el punto de vista económico, su valor es extraordinario.

Principales rocas sedimentarias: Las rocas sedimentarias son muy numerosas:

Rocas sedimentarias de origen detrítico: son las que proceden de la erosión mecánica de otras rocas.

Se dividen en:

Ruditas, suponen un transporte corto y realizado por aguas corrientes canalizadas. Aparecen

sueltas o compactas, éstas son muy abundantes y se denominan conglomerados; son rocas

coherentes compuestas por granos groseros y un material cementante. Si los granos son re-

dondos se denominan pudingas y si son angulosos, brechas. Las ruditas no cementadas se

denominan graveras si se trata de cantos rodados y guijarros cuando son angulosos.

Arenitas. Las más abundantes son arenas y areniscas. Las primeras provienen de la disgrega-

ción de rocas granudas y sus componentes están sueltos. Las segundas son compactas pues

han sido sometidas al proceso de litificación.

Pelitas. Son las de menor tamaño. Según éste se dividen en limonitas y lutitas.

Rocas sedimentarias de origen químico: Se forman en un medio acuoso, se dividen en:

Carbonatadas. Las más importantes son la caliza y la dolomía. Ambas reaccionan con el

clorhídrico, la primera en frío y la segunda en caliente.

Silicosas. Las más importantes son el ópalo, el sílex y la calcedonia.

Evaporizas o salinas. Las más importantes son el yeso, la anhidrita y la halita.

Rocas sedimentarias de origen orgánico o bioquímico. Proceden de la acumulación de diferentes or-

ganismos y procesos químicos que tienen lugar en ellos, se dividen en calcáreas, silicosas y carbono-

sas.

2.4. ROCAS METAMÓRFICAS

A las rocas metamórficas se les conoce también como estratocristalinas por la disposición de los mineralescon la que aparecen.

Origen: las rocas sedimentarias o plutónicas de las que provienen sufren alteraciones de tipo físico al encon-trarse en lugares en los que se ven obligadas a soportar grandes presiones y elevadas temperaturas. Losprocesos son, dinamometamorfismo (debido a la acción de esfuerzos que son consecuencia de los movi-mientos tectónicos), metamorfismo de contacto (el proceso es debido a la proximidad de las rocas origina-rias a una masa de magma emergido) y el metamorfismo regional (las rocas están en el fondo de un geosin-clinal y son sometidas a fuertes presiones y elevadas temperaturas.

Formas de yacimiento: se encuentran en zonas que han sufrido plegamientos antiguos o modernos y en lasproximidades de masas graníticas.

Composición: al proceder de otras rocas presentan una composición química y mineralógica dependiendo delas que poseía la roca originaria.

Principales rocas metamórficas: las más abundantes son, el neis (metamorfización del granito), el mármol(procedente de la caliza), la cuarcita (procede de areniscas silicosas), el esquisto (es un tipo de arcilla) y lapizarra (que es un esquisto mucho más metamorfizado).


86

2.5. EL CICLO DE LAS ROCA

Cada tipo de roca no es independiente de los demás, sino que existe una evolución y relación estrecha por laque una roca puede transformarse en otra de igual o diferente composición química. Los procesos del cicloson, cristalización, intemperismo, erosión, mitificación, metamorfismo y fusión.

El ciclo de las rocas demuestra que los materiales terrestres no se crean ni se destruyen, sólo se transfor-man, respondiendo a las diferentes formas de energía.

2.6. PROPIEDADES DE LAS ROCAS

Algunas propiedades de las rocas van a influir de forma decisiva en las formas del relieve, puesto que condi-cionan la acción, tanto de las fuerzas endógenas como de los agentes externos.

2.6.1. RESPUESTA DE LAS ROCAS ANTE LOS ESFUERZOS TECTÓNICOS

En las zonas estables de la corteza (a profundidad) las rocas están sometidas a presión, denominada presiónlitostática y ante la cual no se deforman; en cambio en zonas inestables de la corteza la presión litostática noes igual en todas direcciones y la roca se deforma, en este proceso hay dos fases, el primero es el dominioelástico (aunque aumente la fuerza, la deformación es muy pequeña e inclusive se vuelve a su forma origi-nal), y la segunda fase es el dominio plástico (se llega a un nivel de empuje donde hay deformación y no serecupera la posición inicial). Las rocas dependiendo del tipo presentan diferentes escalas de dominios elásti-co y plásticos.

2.6.2. RESPUESTA O RESISTENCIA DE LAS ROCAS A LA EROSIÓN

Dependiendo de sus propiedades físicas las rocas ofrecen menor o mayor resistencia, estas propiedades son,la cohesión (propiedad que poseen algunas partículas sólidas para unirse y formar agregados), la homoge-neidad (si la roca es homogénea es más resistente que si es heterogénea), el grado de pasividad (la cantidadde roca por bloque uniforme influye en la erosión, y la permeabilidad (posibilidad de los fluidos de pasar através de las rocas). También existen propiedades químicas, y la más importante es la solubilidad (facilidadde las rocas para disolverse).


87

3. LAS UNIDADES ESPACIO-TEMPORALES DE LA GEOLOGÍA

Los conceptos de espacio y tiempo son de suma importancia, si hemos de intentar comprender cualquiersuceso geológico y geomorfológico terrestre. Junto a ellos, la energía que se manifiesta en los mismos, es eltercer aspecto que debemos considerar en todo fenómeno o proceso que tiene lugar en el globo terrestre.

3.1. LAS UNIDADES ESPACIALES: ÓRDENES

Las formas de relieve, estructurales y de modelado, precisan de varias escalas de observación para su estu-dio. La escala espacial implica las características de los procesos y las formas de resultado de los mismos.Según la escala se pueden determinar diferentes niveles de generalización.

3.2. LAS UNIDADES TEMPORALES: ERA Y PERIODOS

Para poder situar los acontecimientos se ha delimitado la historia de la Tierra en etapas sucesivas. La data-ción puede hacerse de dos modos, en una manera secuencial (datación relativa) y otras de manera absoluta(se usan métodos científicos para ganar exactitud).

Se han establecido cinco unidades geocronológicas y cronoestratigráficas:

La Cronozona la componen los estratos que se han depositado durante el periodo de vida de cada una de lassubdivisiones de la clasificación biológica. Piso es el conjunto de rocas estratigráficas originadas en un de-terminado intervalo de tiempo. La Serie se corresponde con las rocas estratigráficas sedimentadas a lo largode un periodo de tiempo mayor que en el caso del Piso. El Sistema es un conjunto formado bien por variosPisos o bien por varias Series. Por último, Eratema es la unidad formada por varios Sistemas.

Respecto a las unidades temporales, el intervalo de tiempo de mayor magnitud es la Era que está constituidapor grandes lapsos de tiempo. Su escala tiene como unidad el millón de años.

La Eras se caracterizan por el tipo de vida orgánica que existía en el planeta. Las Eras se dividen a su vez enPeríodos, que corresponden en general a importantes perturbaciones en la corteza terrestre. Éstos a su vezse subdividen en unidades menores.

Ha de tenerse en cuenta la lentitud de los procesos geológicos, porque de otra manera es muy difícil com-prender la formación de las montañas o de cualquier fenómeno geológico y la escasa importancia que tiene,en la escala temporal, la aparición de un ser vivo como el hombre en la Tierra. En comparación con la Histo-ria de la Tierra, la Historia de la Humanidad es insignificante en el tiempo.

4. LAS DEFORMACIONES TECTÓNICAS DE LA CORTEZA CONTINENTAL Y RELIEVES ASOCIADOS


88

La tecnogénesis es el conjunto de procesos que dan lugar a deformaciones tectónicas en la corteza terrestrey es la responsable mediante una serie de movimientos que afectan a las rocas de la aparición del relieve.

4.1. LAS ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN, LOS PLIEGUES

Un pliegue es una deformación tectónica producida por fuerzas tangenciales en compresión y que se traduceen una ondulación de los estratos rocosos. El pliegue puede ser anticlinal o sinclinal, ambos se suceden es-pacialmente, dando lugar a distintos estilos tectónicos de plegamiento.

Pliegue anticlinal es aquel cuya concavidad se orienta hacia el interior de la Tierra. Se caracteriza porque sunúcleo está constituido por las rocas más antiguas de la serie plegada, de manera que a partir de él se vandisponiendo las rocas más recientes.

Pliegue sinclinal es el que tiene su concavidad orientada hacia arriba, hacia el exterior, o bien, su concavidadhacia el interior terrestre. En él, el núcleo está formado por las rocas más recientes y, a partir de él, se vandisponiendo las rocas hacia las más antiguas de la serie plegada.

4.1.1. PARTES DE UN PLIEGUE

Los pliegues, tanto anticlinales como sinclinales, quedan definidos por una serie de elementos: charnela,flanco, plano axial y eje de plegamiento.

La charnela es la parte de máxima curvatura. En el pliegue anticlinal recto o vertical, la charnela co-

incide con la parte del mismo más elevada topográficamente, y en el sinclinal de iguales característi-

cas, con la parte más baja del surco.

El flanco es la superficie que une las charnelas anticlinal y sinclinal entre sí. Cada pliegue tiene dos

flancos.

Plano axial es la superficie ideal que, pasando por la charnela, sirve de plano bisectriz (divide en dos

partes iguales) al ángulo que forman los flancos.

Eje de plegamiento es el que viene dado por la intersección del plano axial con una superficie hori-

zontal.

4.1.2. CLASIFICACIÓN DE LOS PLIEGUES


89

Existen varios criterios de clasificación:

Por la inclinación del plano axial: vertical, inclinado, rodilla, tumbado, volcado y acostado.

Por la separación angular de los flancos: laxo, agudo, cofre, hongo

Por las variaciones de espesor que presentan los flancos: isópaco, anisópaco, estirado, laminado,

pliegue-falla, cabalgante.

Por la longitud del pliegue: largo, braquipliegue, domo anticlinal y cubeta sinclinal.

Por el paralelismo de los estratos en profundidad: armónico, disarmónico.

4.2. LAS ESTRUCTURAS DE DISLOCACIÓN, LAS FALLAS

Las fallas se producen a consecuencia de movimientos tectónicos relacionados con fuerzas horizontales entensión o en compresión, o con fuerzas de componente vertical; según esto se producen distintos tipos defalla.

Cuando la falla afecta a series sedimentarias estratificadas provoca contactos anómalos, o discordancias, porfalla.

4.2.1. PARTES DE UNA FALLA

En una falla encontramos distintos componentes: Labios de falla o dovelas, plano de falla, y salto de falla.

Labios de falla o dovelas: son los bloques desnivelados.

Plano de falla: superficie a través de la cual se realiza el desplazamiento de los bloques.


90

Salto de falla: es el valor de la desnivelación tectónica.

4.2.2. CLASIFICACIÓN DE LAS FALLAS

Se clasifican en función de diversos criterios:

Por la dirección del buzamiento del plano de falla: falla directa o normal; inversa y vertical.

Según la relación entre la dirección del buzamiento del plano de falla y la de los estratos: falla con-

forme y contraria.

Por la relación entre la orientación de la falla y la de las líneas de estratificación: falla direccional,

transversal y de desgarre, desenganche o de desplazamiento horizontal.

Las fallas también pueden aparecer asociadas como los pliegues; la asociación de varias fallas que vanelevándose hasta dejar un bloque más elevado entre ellas se denomina horst o pilar tectónico, y por el con-trario si se unen varias fallas dejando un bloque hundido entre ellas se llama fosa tectónica o graben.


91

UNED | TEMA 8. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES 92

TEMA 8. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES

1. LAS GRANDES UNIDADES ESTRUCTURALES DE LA CORTEZA TERRESTRE.

La Geomorfología tiene como objeto de estudio precisamente la superficie terrestre, lo que implica el estu-dio de la componente más externa que es su Corteza. Las aguas ocupan la mayor parte de la corteza terres-tre, es la llamada hidrosfera, por el contrario, la parte sólida la constituye la litosfera, que es la que configuralos continentes.

A escala de toda la Tierra, podemos hacer una clara distinción entre dos unidades estructurales bien diferen-ciadas: las cuencas oceánicas y los continentes.

1.1. LAS ÁREAS SUMERGIDAS: CUENCAS OCEÁNICAS.

Las áreas sumergidas son las que están cubiertas por las aguas de los océanos, de ahí su denominación decuencas oceánicas. Si la consideramos estructuralmente, las áreas sumergidas no se corresponden exacta-mente con los océanos, pues bajo ellos se encuentran además los bordes continentales sumergidos. En lascuencas oceánicas, se distinguen a su vez: llanuras abisales y dorsales oceánicas.

1.1.1. LOS BORDES CONTINENTALES.

Los bordes continentales son la prolongación hacia el océano de la plataforma continental. Su profundidades generalmente inferior a los 200 m., aunque hay lugares donde alcanzan los 500 m.; presentan una pen-diente muy suave. Económicamente son áreas de gran valor (pesca y yacimientos de hidrocarburos).

Estructuralmente se distinguen dos tipos:

a) Bordes de tipo atlántico: están compuestos de sólo dos zonas, la plataforma y el talud continental.

Se les denomina también bordes asísmicos, porque en ellos no se producen movimientos tectónicos.

La plataforma continental tiene una profundidad de alrededor de 200 m. y una pendiente suave.

Aquí el relieve se ha visto atenuado por la acumulación de los sedimentos depositados. El talud con-

tinental tiene pendientes más elevadas, éste es el borde real de los continentes y a su pie se deposi-

tan los sedimentos en capas de gran espesor que va disminuyendo hacia el océano.

b) Bordes de tipo pacífico: llamados también sísmicos, son zonas de gran actividad tectónica, y en ellos

pueden distinguirse:

Arcos insulares (cadenas de islas volcánicas) separados del continente por una cuenca mar-

ginal ocupada por un mar interior; tras los arcos, aparecen pequeñas crestas que no llegan a

la superficie.

Fosa o trinchera oceánica, que alcanza grandes profundidades marinas.

Aquí, no existe plataforma continental semejante a la de los bordes de tipo atlántico. Topográfica-

mente, presentan dos accidentes muy característicos: arrecifes de barrera y cañones submarinos.

1.1.2. LAS LLANURAS ABISALES.

Son zonas planas o con pendientes muy pequeñas, pues la cobertura sedimentaria recubre sus rasgos to-pográficos. A veces, estas llanuras se ven interrumpidas por colinas submarinas que emergen formando islaso atolones.


1.1.3. DORSALES OCEÁNICAS.

Son todos los accidentes topográficos submarinos lineales. Estructuralmente, se distinguen dorsales sísmicasy asísmicas. Las primeras forman una cadena continua de unos 60.000 km. de longitud, 1.000-4.000 km. deanchura y una altura media de 3.000 m. sobre las llanuras abisales. Topográficamente, son un gran númerode valles y crestas paralelos a la alineación general. Las dorsales están compuestas por acumulaciones dematerial volcánico, recubiertas de sedimentos con poco espesor y nulos en el valle central. En las dorsalesasísmicas, la capa de sedimento alcanza mayor espesor.

1.2. LAS ÁREAS EMERGIDAS: LOS CONTINENTES.

Las áreas emergidas son las que configuran los continentes y están formadas por grandes extensiones decorteza continental. Las unidades estructurales continentales están formadas, además de por las tierrasemergidas, por las áreas sumergidas: la plataforma y el talud continental.

La corteza continental puede dividirse, a su vez, en dos grandes unidades: los cratones o escudos y los oró-genos. Por último, ocupando un lugar intermedio entre las dos anteriores, están las plataformas estructura-les.

1.2.1. CRATONES O ESCUDOS.

El núcleo más antiguo, precámbricos, está formado por rocas cristalinas de origen metamórfico o ígneo, muyestable estructuralmente, y que forma el centro de los continentes, es a lo que denominamos cratón. No sevieron afectados por la orogenia1 durante un periodo largo de tiempo geológico.

Se pueden diferenciar en dos tipos:

a) Cratones arcaicos: en los que afloran sólo rocas plutónicas y metamórficas, se caracterizan morfoló-

gicamente por su plana topografía que se llamó penillanura en la terminología davisiana. Hettner las

prefirió denominar superficies residuales o superficies de erosión.

1Formación de las rocas.


b) Cratones post-arcaicos o premesozóicos: conservan una cobertura plegada de rocas sedimentarias

más o menos metamorfizadas. El relieve está configurado en función de las rocas metamórficas re-

sistentes, generalmente cuarcitas, que alternan con series blandas (pizarrosas), dando las primeras

crestas elevadas y las segundas valles.

1.2.2. LAS PLATAFORMAS.

Se definen morfológicamente por ser una llanura estructural. Se trata de partes de un cratón recubiertas derocas sedimentarias. Se depositaron en mares poco profundos, aunque también pueden existir sedimentoscontinentales. Topográficamente, se asemejan a una superficie de erosión, pero se diferencian de ella por-que en este caso existen capas horizontales de rocas. En el marco de las plataformas encontramos cuencassedimentarias continentales. Son grandes depresiones que reflejan una deformación negativa de la cortezaterrestre, y que se hallan rellenas de materiales sedimentarios. Las series sedimentarias horizontales, recu-biertas por un estrato superior resistente, originan mesas, páramos y cerros testigo. En las series de cobertu-ra ligeramente inclinadas, la alternancia de capas duras y blandas forman relieves asimétricos denominadoscuestas.

1.2.3. LOS ORÓGENOS.

Los cratones están bordeados y separados por fragmentos móviles de corteza, estas áreas son conocidascomo orógenos. Aquí se hace más evidente la acción constructiva de las fuerzas internas, pues estas estruc-turas se deben al choque de placas que las deforman por presiones de la corteza, vulcanismo y actividadsísmica. A toda esta serie de procesos se le conoce como orogénesis. Las rocas sedimentarias se han vistodeformadas o plegadas dando lugar a montañas, a menudo han sido metamorfizadas e inyectadas por rocasígneas.

1.2.4. LOS VOLCANES.

En la superficie terrestre aparecen relieves de características singulares, son los abombamientos debidos a laaparición de masas de rocas eruptivas extrusivas aisladas. Son los producidos por las erupciones volcánicas yel volcanismo, en los que las coladas basálticas, que se hallan en los puntos calientes de la Tierra, asciendenhacia la superficie, empujando a la corteza, produciendo volcanes y provocando terremotos.

2. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES DE CUENCAS SEDIMENTARIAS.

En las cuencas sedimentarias, se encuentran dos tipos diferentes de relieves estructurales: los aclinales(horizontales) y los monoclinales (cuestas).

2.1. FORMAS DE RELIEVE ACLINAL (ESTRUCTURAS HORIZONTALES).

Las formas de relieve aclinal se desarrollan en series sedimentarias cuyos estratos no se han visto afectadospor la tectónica. Son formas que se localizan en los centros de las cuencas sedimentarias.

La forma más sencilla del relieve aclinal es la superficie estructural, que es una superficie de topografía llanaformada por una capa resistente incluida en una serie sedimentaria subhorizontal. Pueden ser:

a) Superficie estructural primitiva: la última capa de una serie sedimentaria aparece en la parte supe-

rior del relieve. La erosión casi no ha actuado en ellas.


b) Superficie estructural derivada: la capa que aparece en superficie no es la última capa sedimentada.

La erosión ha actuado sobre las últimas capas depositadas.

Las formas topográficas debidas a la erosión de los relieves horizontales pueden ser:

Plataformas horizontales: mesas, muelas, páramos, superficies estructurales primitivas o derivadas

cortadas por valles, ríos o barrancos. Tienen rebordes abruptos y aspecto sinuoso.

Cerros testigo: la erosión ha seguido actuando sobre las plataformas horizontales. De forma cónica,

rematado por un trozo de estrato horizontal correspondiente a roca dura.

Antercerros: la erosión sigue actuando sobre el cerro testigo que desaparece. Es de forma cónica pe-

ro sin estrato de roca dura.

En las plataformas y en los cerros testigos la parte delimitadas por los escapes de erosión, cuya parte abrup-ta formada por rocas duras se llama cornisa y la parte de pendiente más suave de roca blanda se llama talud.

2.1.1 RELACIÓN DE LA RED FLUVIAL Y LA

ESTRUCTURA HORIZONTAL.

La red fluvial de una región de estructura hori-zontal no suele presentar una dirección prede-terminada, pero su influencia en la creación delrelieve es muy importante, puesto que es lacausante de la individualización de las formasque la caracterizan.

2.2. FORMAS DE RELIEVE MONOCLINAL O INCLINADO (ESTRUCTURAS INCLINADAS O CUESTAS).

En los bordes de las cuencas sedimentarias, o en áreas donde la tectónica ha inclinado en una sola direcciónlas series sedimentarias alternantes de rocas deleznables y resistentes a la erosión, se forman unos relievesmonoclinales muy característicos que se llaman cuestas.


Una cuesta se caracteriza por su perfil disimétrico; consta de dos partes bien definidas: el frente y el dorso.El frente de cuesta tiene una gran pendiente y en él se distinguen, a su vez, la cornisa (roca dura con fuertependiente) y el talud (de menor pendiente).

En función del buzamiento de los estratos se pueden distinguir varios tipos de formas:

Cuestas: formas monoclinales con un buzamiento comprendido entre los 2o y los 20o.

Crestas monoclinales: en ellas el buzamiento está por encima de los 20o.

Barra monoclinal u hog-back: el buzamiento de las series sedimentarias se acerca a la vertical, está

próximo a los 90o.

La pendiente más suave la presenta el reverso de la cuesta, que es una superficie estructural primitiva oderivada en función de la ausencia o actuación de la erosión, cuya pendiente también está en relación con lainclinación que presentan los estratos.

Como en el caso de las superficies aclinales, las monoclinales presentan también formas testigos del retroce-so de la cuesta, como son los cerros testigos y los antecerros, debidos a la acción de la erosión diferencialque lleva a cabo la red fluvial que se instala sobre ellos.

2.2.1. RELACIÓN DE LA RED FLUVIAL Y LA ESTRUCTURA MONOCLINAL.


La red fluvial es un factor condicionante en la evolución del relieve monoclinal y su actuación varía en fun-ción de la mayor o menor resistencia de las series sedimentarias a la erosión, así como del grado de inclina-ción de los estratos. Los ríos principales siguen la dirección del buzamiento de los estratos de las series se-dimentarias (corrientes cataclinales o consecuentes) atravesando el conjunto de cuestas; sus afluentes circu-lan paralelos a los frentes de cuesta (corrientes ortoclinales o subsecuentes). A su vez, los subafluentes pue-den nacer y deslizarse por un frente de cuesta (corriente anaclinal u obsecuente) o por un dorso de cuesta(corriente peneconsecuente). Todo el conjunto configura una red de drenaje en enrejado muy característica.

3. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES DE LOS ORÓGENOS.

3.1. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES PLEGADOS.

En las coberturas sedimentarias la forma más elemental es la de plegamiento en una sucesión de ondulacio-nes, siempre que exista un nivel de despegue. Según sean las características de las series sedimentarias afec-tadas y la fuerza y dirección del empuje de la tectónica, pueden configurarse distintos tipos de pliegues.

En general, los plegamientos afectan a una amplia extensión de terreno que se presentan agrupados en con-juntos de pliegues de mayor radio, dando lugar a los denominados anticlinorios (si el conjunto adquiere unaforma convexa o anticlinal) y sinclinorios (si la forma que presenta es cóncava o de sinclinal).

La morfología del relieve plegado es la que presenta mayor variedad y complejidad debido a su desarrollo enseries sedimentarias deformadas. A la gran diversidad que presentan las estructuras plegadas hay que añadirla acción de la erosión sobre ellas, que aumentan la variedad de las mismas.

Se puede decir que las estructuras plegadas están en función de la tectónica, de la litología y de la erosióndiferencial, que a su vez está influida por el clima y por el período de tiempo durante el cual ha podido ac-tuar.

3.1.1. FORMAS ORIGINALES, DIRECTAS O PRIMITIVAS (CONFORMES)

Caracterizadas porque la topografía concuerda con la estructura, las elevaciones (mont) coinciden con losanticlinales y las depresiones (val) con los sinclinales. La erosión puede haber comenzado a actuar y puedenaparecer formas incipientes de un relieve variado (ruz), que son pequeños barrancos originados en flancosanticlinales o vertientes de los mont.


3.1.2. FORMAS DERIVADAS

La erosión ha actuado más, dando lugar a formas estructurales y erosivas de la misma altitud. La acción ero-siva en los barrancos da lugar a las ruz, que desmantelan las capas superiores y dejan restos llamados chev-rons. Un valle fluvial corta transversalmente el anticlinal que origina cluses (hoces); la erosión de la charnelaanticlinal da origen a un valle anticlinal llamado combe, normalmente limitado por dos crestas de roca dura.


3.1.3. FORMAS INVERTIDAS

En ellos las zonas topográficamente más elevadas se corresponden con las zonas deprimidas tectónicamentey a la inversa, las más bajas topográficamente son las que fueron más elevadas por la tectónica, por eso sunombre de relieve invertido. La forma más característica de este tipo de relieve es el sinclinal colgado, ele-vado sobre valles anticlinales constituidos por combes o valles erosivos. Aparecen cuando la erosión anticli-nal es tan fuerte que excava el valle anticlinal por debajo del sinclinal.

Estos tipos de relieves conformes, derivados e invertidos, presentan variaciones en función de los distintostipos de plegamiento. Los citados anteriormente son los formados a partir de un plegamiento de estilo Jurá-sico, es decir de pliegues simétricos. En el plegamiento de estilo Alpino, en el que los pliegues pueden apare-cer oblicuos, plegados o acostados, cabalgantes o son mantos de corrimiento, las formas erosivas se compli-can. En el caso de los tres primeros tipos de pliegues, aparecen los combes de flanco, pues en ellos la super-ficie topográfica más elevada es el flanco y no la charnela. En el caso de los mantos de corrimientos, el cuer-po del manto queda en algunas zonas totalmente desmantelado, permitiendo apreciar el sustrato sobre elque este plano se ha deslizado. Esas formas reciben el nombre de ventanas tectónicas. Entre las ventanastectónicas, quedan restos del manto de corrimiento denominados klippes. Además de estas formas, en laparte anterior del manto de corrimiento, la erosión produce un escape de frente de corrimiento, con fuertependiente cuando se trata de series de rocas calcáreas.


3.1.4. RELACIÓN ENTRE LA RED HIDROGRÁFICA Y LA ESTRUCTURA PLEGADA.

En una estructura plegada, la red hidrográfica puede ser:

Concordante simple: corre paralela longitudinalmente a los ejes del plegamiento por los valles sincli-

nales (tectónicos).

Concordante compleja: corre paralela longitudinalmente a los ejes de plegamiento por valles sincli-

nales y anticlinales (tectónicos y erosivos).

Discordantes: el drenaje es transversal a la dirección de los ejes de plegamiento. En este caso, existe

una total independencia entre la estructura de plegamiento y la red hidrográfica, y las formas que

originan los cursos fluviales son las ruces (aprovechan el buzamiento de las capas del anticlinal y flu-

yen transversalmente a los ejes del plegamiento) y las cluses (atraviesan el eje anticlinal). La discor-

dancia puede deberse a que el plegamiento no existía en el momento de su instalación (anteceden-

cia) o bien porque el plegamiento quedó oculto por la cobertura que fosilizaba la estructura (sobre-

impresión).

3.2. EL RELIEVE APALACHENSE.

Cuando una superficie de erosión se ve afectada por un nuevo levantamiento tectónico, puede tener lugaruna reactivación de la erosión sobre ella. Si esa superficie de erosión se formó sobre materiales anterior-mente plegados, en los que alternaban series resistentes y deleznables, la acción de la erosión puede origi-nar una nueva forma de relieve muy característica, denominada relieve apalachense.

Lo más característico del relieve apalachense es la presencia de una nueva alineación de barras o crestasparalelas de igual altura y no muy elevadas, originadas en los estratos plegados más resistentes, que estánconstituidos por areniscas o cuarcitas. Se originan en los flancos de los pliegues que quedan en resalte antelos estratos de rocas más deleznables, muchas veces pizarras, esquistos y margas, en los que se forman lar-gas y estrechas depresiones que se denominan surcos.

La red hidrográfica que se instala sobre este conjunto de crestas y surcos presenta características peculiares.Los cursos fluviales principales suelen recorrer de forma indiferente, tanto respecto a la estructura tectónica,como a las diferencias de resistencia litológica, pues atraviesan perpendicular u oblicuamente el conjunto dedepresiones de rocas deleznables y alineaciones de rocas resistentes en las que se abren profundos y estre-chos pasos, denominados wáter gaps. A veces, estos pasos aparecen sin estar recorridos por ningún río, en-tonces se habla de wind gaps. Este tipo de red hidrográfica parece indicar que se dan simultáneamente tra-zados anteriores y posteriores a la aparición de esta estructura de relieve.


3.3. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES FALLADOS.

Los escudos están constituidos por materiales muy rígidos que no pueden plegarse por el empuje de lasfuerzas internas de la tectónica y que responden a ellos o a las presiones rompiéndose, dando lugar a lasfracturas y fallas. Este efecto se produce también en rocas sedimentarias más recientes, cuando las fuerzasinternas superan su límite de plasticidad o bien, cuando el sustrato cristalino sobre el que se encuentranestas rocas, se fractura, arrastrando con ello también a dicha cobertura.

En las regiones muy afectadas por movimientos tectónicos, se originan con frecuencia auténticos campos defallas, denominados de estilo germánico. En general, las fosas tectónicas son aprovechadas por los ríos parainstalarse y formar amplios valles de fondo relativamente plano; por otro lado, los horst suelen formar me-setas o altiplanos alargados.

Los movimientos horizontales dan lugar a las denominadas fallas transcurrentes o de desgarre. Estas fallasdestacan menos topográficamente, aunque a veces, cuando se producen a escalas casi continentales, pue-den presentar un accidente largo y angosto, en forma de trinchera, con vertientes paralelas escarpadas,llamado rift valley o valle de fractura.

Las fallas y fracturas constituyen zonas de debilidad para los agentes de la erosión, dando lugar su acción avaguadas, vallonadas e incluso grandes valles, según las dimensiones de las fallas. En muchas ocasiones, lainstalación de la red hidrográfica aprovecha la red de fallas poniéndola de relieve.

Si las fracturas y fallas de los escudos y macizos antiguos son lo suficientemente profundas, pueden ir acom-pañadas de fenómenos volcánicos, originando extensas alineaciones de volcanes.


3.3.1. ESCARPE DE FALLA ORIGINAL O PRIMITIVO.

Este tipo de escarpes procede directamente de la dislocación producida por los movimientos tectónicos, porlo que se denomina también escarpe tectónico. Sus características esenciales son:

El valor de desnivelación topográfica y el salto de falla son idénticos.

La superficie topográfica de escarpe coincide con la parte del plano de falla situada encima de la

línea de falla (zona levantada).

Para que se conserve un escarpe de falla primitivo es necesario que:

El labio levantado esté constituido por materiales resistentes a la tectónica o materiales duros.

La falla sea reciente.

La erosión haya actuado muy poco todavía.

Si las tres condiciones coexisten posee una gran nitidez; si no se cumplen, el escarpe retrocede, situándosetras el plano de falla y con un trazado más o menos sinuoso. Además, el salto de falla se reduce, bien sea porerosión del labio levantado, o por acumulación en el labio hundido, o por ambas causas.

3.3.2. ESCARPE DE LÍNEA DE FALLA O DERIVADO.

Resulta de la actuación de la erosión diferencial sobre bloques fallados adyacentes que ofrecen desigualresistencia; el bloque que posee las rocas más resistentes queda en resalte, aunque tectónicamente no co-rrespondiera con el labio levantado; su altura puede ser mayor o menor que el salto de falla.

Para su formación se requiere que la falla se haya nivelado previamente y esto ha podido ser por dos razo-nes:

La erosión los ha nivelado:

Escarpe de línea de falla directo: las rocas menos resistentes están en el bloque hundido,

siendo su sentido el mismo que en el accidente tectónico.


Escarpe de línea de falla invertido: las rocas más resistentes están en el bloque hundido, el

escarpe está orientado hacia el bloque levantado.

La falla haya quedado fosilizada por una cobertura de sedimentos y posteriormente comience de

nuevo la actuación de la erosión:

Los sedimentos que recubren la falla son menos resistentes a la erosión, son desmantelados

y se define un escarpe de línea de falla de distinto tipo, según que la acumulación sea si-

multánea a los movimientos tectónicos o se produzca posteriormente.

Si los materiales que fosilizan la falla se depositan simultáneamente a la tectónica, al escar-

pe de línea de falla debido a su posterior erosión, se le denomina revelado o descubierto.

Si los depósitos son posteriores a la tectónica, al escarpe de línea de falla debido a la ero-

sión, se le denomina exhumado y corresponde al resurgimiento del salto primitivo.

3.3.3. ESCARPE DE LÍNEA DE FALLA COMPUESTO.

Un escarpe de falla compuesto es el resultado de la acción simultánea de la tectónica y de la erosión dife-rencial. Es una estructura mixta, que combina ambos tipos de escarpe, una parte de escarpe original y otrade escarpe derivado.

Hay dos tipos fundamentales:

Originados por rejuego de falla, que implica una segunda actuación de la tectónica. Cuando el mo-

vimiento tectónico tiene el mismo sentido que el primero, se dice que el rejuego de falla es directo

(levanta más el labio levantado y hunde más el hundido). Si por el contrario, se levanta el labio an-

tes hundido y se hunde el anterior levantado, se dice que el rejuego es inverso.

Originados por exageración del escarpe original debido a la acción de la erosión diferencial.

En todos los casos el escarpe final está formado por una parte del escarpe original y otra del escarpe deriva-do aunque de origen distinto en cada tipo.

Todos posen una fuerte pendiente, se hallan disecados en facetas de formas triangulares o trapezoidales,consecuencia de la acción de los barrancos que corren perpendicularmente a ellos y se dirigen hacia el labiohundido.


3.3.4. RELACIÓN DE LA RED HIDROGRÁFICA CON LAS ESTRUCTURAS FALLADAS.

La red hidrográfica puede instalarse sobre la superficie fallada de manera concordante o discordante con laestructura.

Red hidrográfica concordante: La mejor adaptada es aquélla en la que el curso del agua corre apro-

vechando las fallas o las fosas tectónicas, el río corre paralelo a los dos escarpes que delimitan este

valle y que conforman el horst.

Red hidrográfica discordante: La red se instala de manera indiferente respecto a las fracturas y fallas.

Esta instalación discordante pude ser debido a una situación de antecedencia o a la sobreimpresión.


3.4. LOS RELIEVES EN ESTRUCTURAS VOLCÁNICAS.

Las estructuras volcánicas son aquellas que han sido originadas por el volcanismo. Son estructuras constitui-das por rocas de origen interno, entre las que se pueden considerar a los volcanes, las coladas y las formasde excavación. Estas estructuras se encuentran sobre todo en los fondos marinos. La actividad volcánica quelos genera se caracteriza por su gran velocidad de actuación.

3.4.1. LOS VOLCANES.

Un volcán pude definirse como un edificio formado por la acumulación de productos sólidos alrededor deuna boca eruptiva o cráter. Su forma será diferente según sea el carácter de la erupción, el tipo de materia-les que se emitan y su posterior disposición en la superficie.

3.4.2. PARTES Y MATERIALES DE LOS VOLCANES.

Partes:

Cráter: orificio que conecta la superficie de la tierra con un depósito de magma en profundidad.

Chimenea volcánica: conducto que une el magma con el cráter.

Lava: rocas fundidas.

Las erupciones explosivas dan lugar a:

Conos de ceniza: fragmentos de lava solidificados arrojados por un cráter central. Estos fragmentos,

de mayor a menor son: bombas volcánicas, lapilli, cenizas y polvo volcánico.

Conos compuestos: estratos de lapilli y cenizas alternando con coladas de lava. También llamados

estratovolcanes.

Calderas: grandes depresiones centrales, formadas como consecuencia de la destrucción de la parte

central del edificio volcánico. Forma elipsoidal o circular.

Las erupciones tranquilas dan lugar a:

Domos de lava o escudos volcánicos: el magma sale a la superficie a través de grietas.

La sucesiva acumulación de coladas de lava llega a formar planicies y mesetas con suaves pendien-

tes.


3.4.3. TIPOS DE VOLCANES

Los volcanes se han clasificado también en función de su explosividad, aunque la evidencia ha demostradoque cada volcán constituye un fenómeno único y singular.

Hawaiano, es el resultado de efusiones abundantes y tranquilas de lavas basálticas fluidas, alrededor

de una boca situada en el fondo de un foso y a partir de unas fisuras radiales. Es un tipo de domo

volcánico o volcán escudo.

Stromboliano, resulta de la alternancia sistemática de lavas y lechos de proyecciones de cenizas y

escorias e incluso de las erupciones. Es un volcán de cono compuesto, el estratovolcán. En él suelen

aparecer las calderas.

Vulcaniano. Se forma por erupciones muy violentas con fuerte explosividad y su cono se compone

de cenizas y escoria fundamentalmente, separadas por pequeñas interestratificaciones de lavas. Es

prácticamente un cono de cenizas.

Peleano. Se forma por la extrusión de lavas poco fluidas, viscosas, acompañadas de nubes ardientes.

A veces, conserva la forma cilíndrica de la chimenea y forma una aguja que se fragmenta en prismas

al enfriarse; esta aguja aparece flanqueada por amplias grietas de hundimiento, por las que salen ga-

ses en forma de nubes ardientes. Cuando la lava se acumula en la boca eruptiva, crea un domo o

cúpula volcánica.

3.4.4. LAS COLADAS.

Las coladas de lava emitidas a partir de bocas o fisuras eruptivas dan lugar a formas estructurales primitivasoriginales.

La naturaleza del magma, su temperatura, la cantidad de gas a presión que contiene y la topografía sobre laque se extienden, hacen que presenten diferentes características:

Coladas cortas y espesas – lavas viscosas.

Largas coladas – lavas fluidas.

Trapps – amplias mesetas estructurales de escasa pendiente.

A veces aparecen colgadas con aspecto de franja de meseta o cerros tabulares.

3.4.5. LAS FORMAS DE EXCAVACIÓN.

Las formas de excavación son aquellas que aparecen al actuar la erosión diferencial sobre las rocas sedimen-tarias que cubrían formaciones intrusivas o efusivas volcánicas. Estas quedan al descubierto, dando lugar aformas estructurales exhumadas.

Entre las intrusiones, las sills son cornisas escalonadas a lo largo de las vertientes, producidas en las seriessedimentarias afectadas. Los lacolitos forman domos elípticos, de perfil convexo, rodeados de cuestas o fal-sas cuestas, modelados en su cobertura sedimentaria.

En las extrusiones, los espigones son columnas o escarpados pilones de lava compacta solidificada en losconductos. Los necks son el resultado de la exhumación de la lava solidificada en la antigua chimenea, suforma recuerda a los domos y agujas volcánicas. Los dykes (diques rectilíneos), son murallas del resultado dela exhumación de las coladas efusivas, si son circulares se les denomina ring-dykes.


Resumiendo se puede afirmar que los diferentes relieves volcánicos dependen de tres hechos fundamenta-les:

1. Del tipo de erupción que los ha originado.

2. De la edad más o menos antigua de las erupciones, que determina la mayor o menor duración de los

ataques erosivos al relieve primitivo.

3. Del relieve y de la naturaleza del basamento sobre el que se ha instalado el edificio y material volcá-

nico.

UNED | TEMA 9. MORFOLOGÍAS LITOLÓGICAS. 108

TEMA 9. MORFOLOGÍAS LITOLÓGICAS.

1. INTRODUCCIÓN. LAS MORFOLOGÍAS LITOLÓGICAS.

A gran escala, la configuración morfológica del relieve que se presenta ante la vista, está básicamente de-terminada por la tectónica. Sin embargo las características litológicas y las condiciones ambientales ejercensu influencia y dan lugar a respuestas diversas frente a la tectónica y la erosión.

En ocasiones el tipo de roquedo, adquiere un notable protagonismo en la configuración del relieve, de modoque podemos hablar de estructuras o morfologías litológicas.

Esto llega a ocurrir cuando la estructura geológica está constituida por:

Rocas homogéneas y masivas, que hacen poco probable la erosión diferencial.

Rocas que por sus características son susceptibles de una determinada forma de erosión dominante,

como la disolución.

Rocas que presentan unas características excepcionales, que hacen que su respuesta a la erosión y

las formas que se generen sean también excepcionales, como los materiales volcánicos.

Las características de algunas rocas (composición química, estructura cristalográfica y respuesta mecánica) ysu presencia masiva, pueden hacer que el relieve presente una relación con el roquedo tan grande, que noshaga considerar la existencia de unas determinadas estructuras litológicas. A las formas estructurales en lasque el protagonismo es el del tipo de roca dominante se las denomina también formas de modelado.

2. RELIEVE GRANÍTICO.

2.1. CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS GRANÍTICAS.

Los afloramientos de rocas ígneas, plutónicas y metamórficas, entre las que tiene especial protagonismo elgranito, son rígidas y resistentes mecánicamente, pero pueden descomponerse por la alteración química ymuestran una notable homogeneidad, que no favorece el desarrollo de la erosión diferencial, tan importan-te en la configuración de los relieves estructurales guiados por la tectónica y dan lugar a que se desarrollenformas de modelado, que resultan variadas en relación al ambiente bioclimático en que se generen.

La homogeneidad global no significa que estas rocas ígneas no tengan una heterogeneidad de detalle, dondese aprecian contrastes y cambios, capaz de condicionar la respuesta a la erosión y las formas resultantes.

En primer lugar, las rocas cristalinas están constituidas por varios componentes (podemos definir técnica-mente los granitos como rocas cristalinas, de origen magmático, intrusivas y compuestas de cuarzo, feldes-pato y mica, como minerales fundamentales y de piroxenos, anfíboles, circón, turmalina, etc. como minera-les accesorios) que le confieren caracteres muy diversos, según la proporción en que se presenten dichoscomponentes (pueden ser rocas más acidas o más básicas, con mayor o menor proporción de cuarzo, que esel mineral más resistente), así como según sean el tamaño del grano y la porosidad.

Cuando hay un afloramiento importante de un material cristalino con gran contenido de cuarzo, y por tantomás acido y resistente, aparece lo que llamamos un macizo granítico. En cambio, si hay una zona de materialmás blando, por menor contenido en cuarzo, se forma lo que se denomina una cubeta granítica, que es unadepresión relativa.


Por diferencia de textura, se da distinta resistencia a la erosión, de manera que, en un afloramiento graníti-co, es frecuente ver la aparición de resaltes aislados, con forma de cerros o alineaciones, que se destacan delentorno, sin que exista ninguna causa tectónica que los justifique, sino que son tan sólo la respuesta de unaszonas de textura diferentes y más resistentes. Más llamativo resultan los resaltes en forma de pitones o cres-tas, que son los restos de un dique o chimenea de cuarzo, que estaba intercalada entre la masa de rocaplutónica.

Otra característica esencial, en relación a la erosión, es que las rocas graníticas presentan una serie de fisu-ras y diaclasas, que son consecuencia de su proceso de formación, al igual que su composición y estructura.

La roca ígnea se forma a partir de un magma, roca fundida de materiales que se generan en la zona de con-tacto entre el manto y la corteza terrestre. Si el magma, mediante una erupción, llega a la superficie y seenfría, da lugar a la formación de rocas efusivas o volcánicas, pero si se solidifica en profundidad, da lugar alas rocas intrusivas.

La roca así formada en el interior, con las características que le confiere el proceso de enfriamiento y lacomposición inicial del magma, emerge a la superficie cuando son desmantelados los materiales que la re-cubrían, o entre los que estaba encajada, quedando expuestas al contacto con el exterior.

Toda diaclasa o fisura constituye un camino de acceso al ataque erosivo de primera magnitud, de modo que,como es lógico, una red densa de fisuras provocará una erosión más intensa que si la roca está poco fractu-rada.

La red de diaclasas guiará el proceso de modelado, que dependerá de los caracteres bioclimáticos a que estésometida la roca y a su composición, textura y estructura mineralógica.

2.2. LAS FORMAS GRANÍTICAS.

Sobre la roca, ya en superficie, actúa la erosión, generando variadas formas de modelado, de diversas di-mensiones.

2.2.1. FORMAS MAYORES.

Domos y agujas alpinas

Son formas que aparecen en zonas frías, o montañosas, de clima templado. Constituyen relieves destacadoscon paredes lisas y curvilíneas de forma convexa. A su pie suelen aparecer acumulaciones de bloques o lajas,apareciendo el granito sano en superficie.

La clave de su formación está en el diaclasado curvo y en la acción de la gelifracción, que se da cuando lascondiciones climáticas dan lugar a la alternancia de ciclos de hielo y deshielo en el agua, que al penetrar porlas fisuras de la roca, ejerce una labor de cuña que llega a desgajar los bloques rocosos que las limitan.

La gelifracción es también la principal causante de la formación de las agujas alpinas. En este caso, las diacla-sas rectas, predominantemente verticales, provocan la formación de relieves más o menos monolíticos, es-trechos y alargados, limitados por paredes verticales, que pueden alcanzar alturas considerables. Unas vecesse presentan aisladas y otras, como alineaciones que marcan la línea de cumbres. Progresivamente, estosrelieves se van estrechando y el relieve se hace, tanto más afilado y escarpado, cuanto más densa sea la redde diaclasas verticales y más rigurosos los procesos de congelación y deshielo. Al igual que en el caso de lasformas dómicas, el granito aparece sano en superficie y a su pie suelen acumularse bloques de roca desgaja-dos. Menos espectaculares son las crestas y aristas, igualmente propias de climas templados y fríos de mon-


taña, que configuran perfiles de sierra, más o menos agudas, con tendencia piramidal, guiadas por un diacla-sado vertical importante.

Panes de azúcar y medias naranjas

Se desarrollan en climas tropicales, sin frío y sin necesidad de que existan diaclasas curvas. Constituyen allírelieves en resalte sobre superficies llanas, de arrasamiento, a modo de grandes cerros, de planta aproxima-damente circular, con paredes curvilíneas, como grandes esferas o cúpulas. El granito está alterado en su-perficie y al pie no aparecen acumulaciones de bloques, como en los domos de las latitudes templadas yfrías, sino profundos y extensos mantos de roca granítica muy alterada.

Paisajes de bolas

Si la red de diaclasas tiene marcado carácter octogonal en presencia de un clima templado, si excesivos rigo-res, cobra especial importancia el paisaje que denominamos de bolas (en las zonas graníticas de España reci-ben el nombre de canchal y berrocal). Se caracteriza por un cierto aspecto caótico, de acumulación de for-mas de diversos tamaños, que pueden darse en zonas deprimidas y en laderas. En el caso de zonas relativa-mente deprimidas suelen aparecer sobre granito descompuesto en los que se llama alvéolos o pasillos de


arenización; cuando están en zonas más elevadas se habla de caos, donde suelen aparecer los bloques aisla-dos, redondeados, que se denominan bolos. Estas formas se deben a una alteración generalizada de la zona,de intensidad media, que ha seguido la red ortogonal de diaclasas, verticales y horizontales. Vinculadas a losberrocales, además de los citados bolos, hay que destacar que algunos de ellos aparecen en equilibrio preca-rio sobre otras rocas, constituyendo lo que se llama piedras caballeras y los denominados tor, agrupacionesde bloques formados a partir de la red ortogonal de diaclasas, que no han sufrido desplazamiento y se for-man a modo de castillos.

2.2.2. FORMAS DE DETALLE.

Sobre el relieve granítico abundan las microformas, que son muy características y abundantes.

Acanaladuras, Pilancones, taffoni y nerviaciones

Las acanaladuras son surcos que recorren la superficie de la roca de forma más o menos vertical. Aparecenen paredes con alguna inclinación, en las vertientes de domos o en las caras laterales de los bolos. Corres-ponden a la trayectoria de las aguas que circulan por la superficie.

Los pilancones son excavaciones relativamente grandes, que se forman fuera de los cauces fluviales, porhidrólisis. Son frecuentes en la parte superior de bolos, domos, lajas, etc. Se producen en zonas donde elagua puede quedar retenida y provoca una arenización local. En los cursos altos de los ríos, sobre el lechorocoso, pueden formarse mediante remolinos unas formas similares, llamadas marmitas de gigante.

Los taffoni son también cavidades que horadan la roca en superficie, en paredes laterales. Pueden evolucio-nar dando lugar a rocas con forma de seta. Se forman por escurrimiento y concentración del agua, provo-cando un vaciado progresivo de dentro fuera.

Las nerviaciones, son resaltes en la roca que son causados por filones de materiales más resistentes, como elcuarzo.

Dado que las rocas plutónicas, cristalinas, se caracterizan por su rigidez y que sólo se pliegan en condicionesde temperatura y presión, que no se dan nunca cuando están en superficie, o bajo una capa delgada de ma-teriales recubriéndolos, las zonas donde se dan estos materiales suelen aparecer fracturadas.

3. MODELADO KÁRSTICO.

Buena parte de las rocas sedimentarias, en particular las calcáreas, de génesis y características muy diferen-tes a las plutónicas, presentan una especial sensibilidad a los procesos de disolución.

Karst, relieve o paisaje kárstico y carso son los nombres que se asignan de modo general al conjunto de for-mas modeladas sobre rocas sedimentarias, e incluso metamórficas como consecuencia casi exclusiva de ladisolución de sus componentes minerales.

3.1. CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS CALCÁREAS Y SU DISOLUCIÓN

La caliza, como la dolomía, son rocas sedimentarias de origen químico, carbonatadas, compuestas por car-bonatos de calcio o de calcio y magnesio, junto con proporciones de impurezas. En conjunto son rocas duras,que están atravesadas por multitud de fisuras y diaclasas y son impermeables; pero en ellas destaca un as-pecto esencial, y es que la roca no es atacada significativamente por el agua pura, pero si por el agua acidu-lada (cargada de ácidos) que resulta muy agresiva.


La roca es atacada, en la superficie y en el interior de su masa, en virtud del entramado de fisuras que psoea,que le confieren una permeabilidad estructural, multiplicando la posibilidad de contacto entre el agua y laroca. De hecho podemos decir que el modelado del relieve kárstico se da más en profundidad que en super-ficie.

Hay una serie de factores o condiciones que deben darse para que se desarrollo el karst; primero que la rocase presente de forma relativamente masiva y que no esté excesivamente plegada, segundo que la roca debeestar surcada por una red de fisuras y diaclasas, y tercero y último deberá existir el suficiente volumen deprecipitaciones que aporte el agua y posibilite la presencia de vegetación, que producirá a su vez el anhídri-do carbónico.

3.2. LAS FORMAS KÁRSTICAS

3.2.1. LAS FORMAS EXTERIORES O EXOKÁRSTICAS

En superficie, en el relieve kárstico aparecen formas de detalle y depresiones cerradas de variadas dimen-siones.

Las depresiones cerradas y cañones

Dolinas y uvalas: la dolina (en español, torca) consiste en una depresión cerrada, cuya planta tiene

forma desde circular a ovalada, de contorno redondeado, más o menos circular y cuyo diámetro

puede tener gran oscilación. El perfil es predominante de cuba o cubeta y puede presentar una for-

ma cercana a un embudo o un pozo; también su profundidad tiene gran oscilación. Normalmente

tiene un borde en el que aflora la roca desnuda y el fondo suele estar cubierto de tierra, general-

mente arcilla de descalcificación (propicio para el cultivo). Se forma en lugares que favorecen la re-

tención y profundización del agua y se relaciona con fenómenos de hundimiento, provocados por un

déficit de masa caliza subsuperficial. En su génesis es fundamental la estructura de la red de fractu-

ras y diaclasas del roquedo. En profundidad el límite lo pone el nivel al que aparezca el manto freáti-

co.

Similar a una dolina pero de mayores dimensiones es una uvala, pero su perfil es sinuoso.

Poljés: también es una depresión cerrada de grandes dimensiones y cuya planta no es circular. Con-

figura una llanura enmarcada por paredes más o menos escarpadas; tienen forma sensiblemente

alargada y suelen estar relacionados con accidentes tectónicos importantes y siempre en zonas de

gran extensión donde las condiciones son más favorables para la disolución y el hundimiento. El fon-

do del poljé es marcadamente plano y a menudo está recubierto de arcilla de descalcificación y acci-

dentado por la presencia de algunos cerros residuales de roca calcárea, de forma piramidal denomi-

nados hum (colina). También es frecuente que en parte de su superficie se desarrolle una corriente

fluvial (izvort) que desaparece a partir de un punto por un sumidero (ponor). La génesis del poljé no

es de todo clara pero lo que sí juega un papel importante es la periódica inundación que suelen su-

frir estas depresiones.

Cañones: son valles caracterizados por tener flancos restos, verticales, y en sus pies se acumula un

talud de derrubios. Suelen estar recorridos por cursos de agua; en las paredes se observan aberturas

de cuevas y son frecuentes las surgencias, que aportan agua al cauce principal. También en ocasio-

nes terminan en auténticos fondos de saco, cerrados por escarpe de roca dura, donde aparece el río


en forma de fuente vauclusiana. En su modelado interviene la disolución, en superficie y en profun-

didad, y no se descartan fenómenos de hundimiento.

Las formas menores

Lapiaz y bogaz: se llama lapiaz a los afloramientos rocosos calcáreos que aparecen profundamente

afectados por formas de detalle producidas por disolución kárstica; y se caracterizan por una serie

de acanaladuras formadas por disolución a modo de surcos más o menos profundos y de distintas

anchuras que pueden aparecer en zonas planas o en vertientes y paredes verticales. Los lapiaces se

forman por disolución superficial de la caliza por el agua de escorrentería o por aguas retenidas.

Los lapiaces son muy diversos, dependiendo de los factores que condicionen su proceso de

formación; los de arroyada se forman por el agua corriente y suelen presentar canales estre-

chos, mientras que los de fractura tienen anchas grietas. Una clasificación los divide en linea-


les, de acanaladura, mesas de lapiaz, alveolares, mar de piedra, nido de abeja, pozos…Los

lapiaces suelen estar cubiertos, rellenos de tierra, o descubiertos donde su superficie es difí-

cil de transitar.

Una forma intermedia entre las grandes formas y las de detalle es el denominado bogaz, que

consiste en una serie de callejones de dimensiones mayores que las del lapiaz, que se han

formado por disolución y por los que nunca ha corrido un río.

Tormos y arcos: son grandes bloques de caliza de acusado aspecto fungiforme y de varios metros de

altura (Ciudad Encantada)

Pináculos: la masa caliza se dispone en gruesas columnas puntiagudas y macizas, de varios metros

de altura. Son frecuentes en regiones de clima tropical.

3.2.2. LAS FORMAS ENDOKÁRSTICAS

Una última forma que aparece en superficie, la sima, nos conduce a lo que constituyen las formas endokárs-ticas (desarrolladas en el interior). Las simas son aberturas, generalmente estrechas, pero ensanchándose enprofundidad que comunica las cavidades subterráneas con el exterior. Las formas interiores constituyen loselementos más características de estos modelados.

La circulación subterránea de las aguas

La clave de la formación de este karst profundo está en la circulación subterránea de las aguas, que no si-guen las reglas de las aguas de superficie.

Aunque hay ríos subterráneos que pueden seguirse durante largo trecho por galerías navegables, la mayoríasólo tiene tramos de circulación separados por túneles inundados o por sifones. La red subterránea se adap-ta al cañamazo que le impone la red formada por los planos de estratificación, las diaclasas, fisuras y fractu-ras ensanchadas por disolución.

La circulación subterránea provoca una red de galerías; inicialmente el agua penetra en el macizo calcáreo ysigue la dirección natural del desagüe, hasta encontrar la salida. En su recorrido lleva a cabo una labor disol-vente, que dará lugar a la formación de las galerías y también transportará el material disuelto.

El agua va penetrando cada vez más profundamente en el macizo calcáreo, quedando la zona superficial sinagua, con un límite superior variable; la profundización continúa hasta que el nivel freático alcanza la zonaimpermeable, en ese punto el agua sale al exterior por las surgencias, que pueden ser de dos tipos, exsur-gencias y resurgencias. Las surgencias constituyen verdaderas fuentes vauclusianas en las que el agua brotade forma intermitente.

En raras ocasiones en estas surgencias puede darse la formación de terrazas de travertino, por precipitaciónde los minerales disueltos al salir al exterior, el agua desciende a zonas cada vez más profundas, abandonan-do las galerías superiores que quedan convertidas en cuevas, con lo que la masa caliza queda hueca. Así po-demos diferenciar tres zonas en el karst, una zonas superior (domina el trayecto vertical descendente delagua tras la lluvia), una zona media (es la red de galerías y conductos) y la zona inferior (siempre inundada).

Las principales formas subterráneas

Las galerías interiores son más o menos horizontales y suelen estar dispuestas en pisos, que pueden estarconectados entre sí por sifones. Hay tramos de galerías estrechos, formando túneles y pasillos ramificados


donde muchos de ellos acaban en fondo de saco en grandes salas o cámaras; estas formas sólo son visiblescuando quedan fuera de la acción del agua.

En las galerías continúa produciéndose el modelado kárstico, siendo más importantes los procesos de preci-pitación que los de disolución. Por infiltración sigue habiendo una aportación de agua desde la superficie,que llega hasta el techo de las galerías, donde se produce un goteo que provoca la precipitación de la calizaque lleva disuelta, este proceso es el causante de que se formen las concreciones de calcita que confuguranlas llamadas estalactitas, que cuelgan de los techos, con variadas formas, que van desde las más finitas lla-madas macarroni a las de mayores dimensiones, redondeadas, llamadas tubos de órgano, o a las que ad-quieren formas de “bandera”. Bajo las estalactitas se acumulan, en el suelo las llamadas estalagmitas. Siambas formas se unen dan lugar a columnas y cortinas.

La existencia de estas galerías subterráneas ha supuesto grandes impactos ajenos a su interés geomorfológi-co; por sus características fueron refugio y primer hábitat de nuestros antecesores (yacimientos) y actual-mente son fuente de explotación turística.

Las formaciones kársticas según las condiciones bioclimáticas

Hay muchos tipos de karst dependiendo de las condiciones estructurales de la zona y de sus condicionesbioclimáticas. En este sentido se utilizan términos expresivos, se habla de holokarst cuando se desarrolla unkarst completo; el término merokarst se asocia a la caliza impura; el karst cerrado es cuando la masa calizaestá rodeada de terrenos impermeables y el karst cubierto cuando las formas superficiales están enterradas.

Algunos autores han diferenciado cuatro tipos de karst asociados a cuatro grupos climáticos (clima tropicalhúmedo, clima frío y de alta montaña, clima templado y clima desértico).

UNED | TEMA 10. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS I. LOSPROCESOS ELEMENTALES METEORIZACIÓN Y DINÁMICA DE VERTIENTES.

116

TEMA 10. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS I. LOS PROCESOS

ELEMENTALES METEORIZACIÓN Y DINÁMICA DE VERTIENTES.

1. INTRODUCCIÓN.

Las fuerzas interna de la Tierra actúan configurando las rocas, provocando su afloramiento, su deformación,dislocación y desplazamiento. En la superficie, entra en juego la acción de las llamadas fuerzas externas, queproceden de fuentes de energía exteriores al globo, y van dando lugar a la transformación del relieve.

Se considera que la gravedad y la energía térmica procedente del Sol son las dos principales fuerzas capacesde realizar la dinámica geomorfológica externa, que tiene lugar en la superficie de la litosfera. No obstante,hemos de tener presente que hay una interacción entre las fuerzas internas y externas, ya que actúan si-multáneamente, en un proceso que se desarrolla de forma ininterrumpida y constante.

2. LAS FUERZAS EXTERNAS.

2.1. LA GRAVEDAD.

En la evolución de la superficie terrestre, la gravedad está siempre presente, jugando un importante papelen todas las acciones de modelado. Su actuación es directa e indirecta. De forma directa, provoca el despla-zamiento de partículas sueltas, que por su propio peso tienden a caer, a moverse. De forma indirecta, afectamuy especialmente a masas que tienden a fluir, desplazándose y ejerciendo una acción sobre la superficiepor la que se movilizan.

La acción de la gravedad se produce de forma permanente, pero los resultados de dicha acción son diferen-tes, desde el punto de vista del modelado, dependiendo de las condiciones en que se produzca.

La existencia de desniveles en la superficie terrestre es esencial para que actúe la gravedad. Los desnivelesse originan por varias causas, entre las que la más importante es la tectónica. La acción de la gravedad, tien-de, teóricamente, a buscar el equilibrio y suavizar los desniveles, en un proceso que nunca termina, porquela actuación de las fuerzas internas, principales generadoras de los desniveles, lo renueva constantemente.

2.2. LA ENERGÍA PROCEDENTE DE LA RADIACIÓN SOLAR.

La energía procedente del Sol es la causa última que pone en marcha una serie de procesos, que constituyenparte esencial de la acción de las fuerzas externas.

Como consecuencia del desigual balance de la radiación solar sobre la superficie terrestre se producen unosdesequilibrios térmicos, que originan flujos convectivos de aire y agua que entran en contacto con la superfi-cie terrestre y, si tienen la suficiente energía, pueden movilizar partículas, produciendo efectos de modela-do.

Por tanto, las acciones geomorfológicas externas se producen por la energía que generan la fuerza de lagravedad y la radiación solar, que, por su desigual distribución sobre la superficie terrestre, pone en marchaunos movimientos de convección térmica. Además, para que sean efectivas aquellas acciones, tiene quehaber una cierta pendiente, con la inclinación y rugosidad adecuadas y que existan partículas sueltas, capa-ces de ser movilizadas y elementos fluidos, que pueden transformarse en flujos.


117

2.3. INCIDENCIA DE LAS CARACTERÍSTICAS DE LOS MATERIALES DE LA SUPERFICIE Y LAS CON-

DICIONES EXTERNAS.

Otros factores que juegan un papel importante en los procesos de modelado, son la presencia o no de mate-riales “sueltos” y el tamaño de los mismos.

La litosfera está formada por rocas, que, en unos casos, están constituidas por partículas fuertemente solda-das y cohesionadas y, en otros, son rocas blandas o deleznables. Inicialmente, la mayor parte de las rocasson coherentes, por lo que para ser afectadas por los procesos de modelado de las fuerzas externas, requie-ren una preparación previa, que se lleva a cabo por acciones físicas, o químicas, en la superficie, o muy cercade ella, en contacto con la atmósfera y sus fenómenos meteorológicos. Por ello, reciben el nombre de proce-sos de meteorización.

Si el tamaño, o calibre de las partículas, influye en el proceso de modelado, siendo más fácil cuanto mayorsea el tamaño, hay que considerar también la facilidad con la que las partículas pueden ser puestas en mo-vimiento, que no sólo se relaciona con el calibre. La movilización del material, además de la acción de la gra-vedad, depende de la inclinación de la superficie por la que se desplace.

Por último, para que se den los procesos de modelado tiene que haber unas determinadas condiciones decarácter medioambiental, climáticas y biogeográficas, que los hagan posibles, desde la preparación inicial, alproceso final.

3. LA METEORIZACIÓN.

La meteorización es la alteración de la roca por la acción de agentes atmosféricos y biológicos. La roca sufrela acción de estos agentes, que tienden a descomponerla y desintegrarla, dejando los materiales dispuestospara ser movilizados por los agentes de la erosión. La acción geológica de la erosión por meteorización selleva a cabo de forma física (por ruptura de la roca) y química (transformación de sus propiedades), actuandoen conjunto. La meteorización actúa constantemente en todas partes. Es de decisiva importancia, pues pre-para la formación del suelo y deja las rocas a disposición de la erosión. Sin ella no existirían ni la vegetaciónni los continentes.

3.1. PROCESOS MECÁNICOS DE METEORIZACIÓN. FRAGMENTACIÓN.

Las acciones físicas o mecánicas producen rupturas en las rocas sin alterar la naturaleza química de las mis-mas.

3.1.1. FRAGMENTACIONES O CLASTIAS DE ORIGEN TÉRMICO.

El intenso calor diurno y el enfriamiento nocturno hacen que las rocas se encuentren sometidas a grandescambios de temperatura, mayores en la superficie que en el interior. Como resultado de estos cambios pue-de producirse:

Exfoliación: separación de capas enteras de la roca.

Desmenuzamiento: disgregación de los distintos componentes.


118

3.1.2. FRAGMENTACIONES DE ORIGEN HÍDRICO.

El agua, al penetrar por los poros y fisuras de la roca, la somete a tensiones. Al helarse, aumenta de volu-men, incrementando la presión y fragmentando la roca en un proceso llamado gelifracción o crioclastia, pro-pio de regiones templadas con estación fría acusada, en zonas de montaña y en climas fríos. En las montañases habitual encontrar taludes o mantos de derrubio con los materiales resultantes de la meteorización.

3.2. PROCESOS QUÍMICOS.

Provoca transformaciones químicas en la roca y actúa conjuntamente con la meteorización física, de formaque cuanto mayor sea la fragmentación física, mayor será la eficacia de la química, y viceversa. El agua juegaun papel esencial en la meteorización química, formando parte activa en las reacciones o por medio de losproductos que lleva en disolución.

3.2.1. LA DISOLUCIÓN.

Se trata de un proceso en que se combinan acciones físicas y químicas, en el cual las moléculas de un cuerpose disocian en iones por acción de un disolvente, en este caso, el agua atmosférica.

En el proceso de la disolución es muy importante la constitución mineralógica, pero también la porosidad yfisuración de la roca, que permita la penetración del agua, así como que ésta contenga determinados com-puestos químicos, capaces de aumentar el poder disolvente.

Como resultado de la disolución pueden quedar residuos insolubles, como la terra rossa mediterránea. Tam-bién se produce el fenómeno a la inversa y puede haber precipitación, que da lugar a nuevas formaciones,como las estalactitas y estalagmitas calcáreas, y diversas costras y caparazones calizos, yesosos, slilicios oferruginosos.


119

La importancia y dimensiones que puede alcanzar este proceso se relacionan, además con la característicasdel roquedo, con las climatológicas, de temperatura y precipitación, e incluso con la abundancia de vegeta-ción, capaza de conservar el CO2.

3.2.2. ALTERACIONES QUÍMICAS.

Diversas acciones químicas, favorecidas por la disolución, provocan la alteración del roquedo, transformandouna parte de los componentes minerales de la roca. Como resultado, se produce una descomposición super-ficial, que penetra incluso bastantes metros en profundidad, dando lugar a lo que se denomina mantos dealteración o alteritas.

La oxidación es el proceso más común. Es provocada por el oxígeno del aire, al atacar a algunos de los com-ponentes de las rocas transformándolas en óxidos. Produce cambios en el color, así como en algunas de suspropiedades. También es frecuente que se forme una pátina superficial, que las dote de mayor dureza.

La hidrólisis es la reacción más importante. Consiste en el desdoblamiento de las moléculas en presencia delagua, cuyos H+ y OH- se combinan con los minerales de la roca, produciendo su alteración, como en el grani-to y basalto. La eliminación de la sílice que provoca y la formación de hidróxidos de aluminio y hierro da lu-gar a la aparición de costras lateríticas de notable dureza.

La hidratación consiste en la fijación de agua sobre un cuerpo que se convierte en hidrato, aumentando devolumen y desintegrándose (en especial rocas ígneas de grano grueso).

3.3. ACCIONES BIOLÓGICAS.

No se debe menospreciar la acción de los organismos vivos en el ataque de las rocas. Los animales actúan devarias formas, sobre todo de forma mecánica sobre materiales deleznables, e incluso excavando galerías. Lasplantas, sobre todo por la penetración de sus raíces, facilitan la fragmentación. También se llevan a caboacciones químicas, por la secreción de ácidos activos de bacterias y raíces. Los líquenes se alimentan de losminerales de la roca y pueden generar un barniz que recubre la superficie. La descomposición microbiana delos desechos vegetales, que se depositan sobre la roca, provoca la formación del humus y desempeñan unimportante papel en la génesis y evolución de los suelos, que se forman sobre el regolito, capa que recubrela roca, resultante de la meteorización.

3.4. FACTORES CONDICIONANTES DE LA METEORIZACIÓN.

Los principales son los siguientes:

Características de la roca: tanto físicas (color, porosidad, fisuración y tamaño de los componentes)como mineralógicas.

Clima.

Intensidad y duración de los procesos.

4. LA DINÁMICA DE VERTIENTES. PROCESOS ELEMENTALES DE EROSIÓN.

Los materiales resultantes de la meteorización son sensibles a la gravedad, con tendencia a desplazarse alugares más bajos. Este proceso, junto con la meteorización, constituyen los procesos elementales de la ero-sión. En la parte baja de los valles, los ríos ejercen la erosión lineal, que tiende a profundizar el cauce porincisión vertical. En los interfluvios también se produce la erosión areolar, ejercida en la superficie a través


120

de la actividad pluvial, la arroyada difusa y otros procesos. En las vertientes hay pequeños movimientos des-cendentes, pero también otros de gran magnitud. En ellos juegan un importante papel las características delas vertientes, desde las cubiertas por vegetación espesa que fija los materiales hasta las que no tienen ape-nas vegetación y en las que la erosión es importante, con grandes mantos de derrubios.

4.1. DESPLAZAMIENTO POR ELEMENTOS.

4.1.1. CAÍDA LIBRE Y DESPRENDIMIENTO.

El desplazamiento por elementos se produce por caída libre y desprendimientos. Es el movimiento más rápi-do. Resulta de la rotura de la pared rocosa en fragmentos de varios tamaños que descienden por la pendien-te hasta quedar estabilizados en un punto. La trayectoria depende de la inclinación y la rugosidad de la ver-tiente y del tamaño y forma de los fragmentos. Por acumulación se forman conos o taludes de derrubios,que se mantienen estables hasta una pendiente máxima próxima a los 35°, y hay selección de tamaños, conlos más gruesos en la base. Los taludes y conos de derrubios son inestables, por cualquier perturbación pro-duce nuevos deslizamientos de roca.

Si la caída afecta a una cantidad importante de materiales se produce un desprendimiento o derrubamiento,que puede revestir carácter catastrófico.

4.1.2. REPTACIÓN.

Consiste en un desplazamiento y redistribución de partículas por acción de la gravedad. El movimiento serealiza de forma individual, pero la suma de todos esos movimientos imperceptibles se traduce en un lentodescenso de todo el conjunto. Resulta apreciable a simple vista por la inclinación de los troncos de los árbo-les, postes y estacas, e incluso por la presencia de estratos curvados hacia la vertiente. La razón de la repta-ción está en la gravedad, pero los agentes desencadenantes son variados: pisadas, raíces, calentamiento yenfriamiento de la superficie, etc. Un fenómeno que participa en la reptación es el realizado por el agua quese hiela en la capa superficial del terreno que empapa, y que forma unas columnillas que levantan un granode arena. Cuando se deshiela, el grano cae y se produce un descenso respecto a la posición inicial (pipkrake).La eficacia de la reptación varía según el medio. Los más favorables son aquellos donde existe un manto de


121

derrubios pequeños o donde son importantes los fenómenos de gelifracción en la roca, como en laderas demontañas expuestas a la acción hielo/deshielo.

4.2. DESPLAZAMIENTOS EN MASA.

Nos referimos a movimientos que afectan a un volumen considerable de materiales. Las dos formas másimportantes de producirse son la solifluxión y el deslizamiento.

4.2.1. SOLIFLUXIÓN.

En este proceso el agua juega un papel esencial. Consiste el desplazamiento de una masa fangosa, sobre unbasamento estable, que resulta de un terreno capaz de embeberse en agua, que se comporta como plástico.El movimiento resulta relativamente rápido, variando la velocidad según la viscosidad del fango.

Puede presentar varias formas:

Laminar: descenso lento de una fina capa de barro.

Abombamiento de la cobertera vegetal: dificulta el descenso del barro.

En terracillas: como peldaños en laderas empinadas, en los que colaboran las pisadas del ganado,por lo que se conoce como terracillas de vaca.

Nichos de solifluxión: pequeña masa desprendida que deja un talud profundo de forma semicircular,del que parte una lengua de material viscoso.

La solifluxión, al precisar de gran cantidad de agua, es destacable en reas de montaña húmeda, así como enaltas latitudes con escasa vegetación y un importante papel del proceso hielo/deshielo. En regímenes glacia-res se da frecuentemente, siendo raro en regiones áridas.

Muy vinculadas a la solifluxión se deben considerar las coladas de tierra. Consisten en un flujo de materialessaturados de agua, que se desliza por laderas, cañones y valles de montaña, que facilitan su evacuación. Lasmás móviles son las coladas de barro. Están condicionadas por la naturaleza de los materiales y la cantidadde agua, dándose con mayor frecuencia en terrenos arcillosos.


122

4.2.2. DESLIZAMIENTO.

Consiste en un desplazamiento rápido y masivo, de materiales por una vertiente, que puede presentarse deforma catastrófica. Es preciso que exista una superficie de deslizamiento adecuada, a menudo procedentede la propia estructura del terreno (fallas, planos de estratificación). A este tipo pertenece el deslizamientoen capas, en el que toda una masa rocosa se desliza sin sufrir grandes deformaciones. Los desencadenantesde los deslizamientos pueden ser diversos, desde unas precipitaciones copiosas, que llegan a saturar el te-rreno, a un movimiento sísmico o una perforación artificial. La presencia de laderas fuertemente inclinadaslo favorece. Suelen ser movimientos esporádicos sin alto valor geológico, aunque su trascendencia puede sergrande (destrucción de Erratzu, Baztán, en 1913). Sobre rocas de tipo arcilloso o arenoso se produce a vecesun deslizamiento con perfil cóncavo o curvo muy peculiar. Se habla en este caso de hundimiento, y la masadeslizada suele fragmentarse en bloques, que pueden quedar buzando en sentido contrario a la pendiente.

El movimiento en masa es fenómeno universal, que se da en todas las regiones climáticas y en todas las ver-tientes a partir de un valor mínimo de inclinación. Además del clima, las características del roquedo, compo-sición y estructura, y la vegetación son factores esenciales para que se produzca el movimiento.

Todos los procesos de desplazamiento son clave en el desgaste de los interfluivios. Gracias a ellos, el mate-rial meteorizado es movilizado al fondo de los valles, desde donde las corrientes fluviales los pueden trans-portar. En este proceso resulta igualmente clave la actuación de la arroyada.

4.3. LA ARROYADA

Se refiere a la labor que realiza el agua que corre sin estar canalizada de forma estable y permanente. Es unfenómeno temporal y se da, no solo en pendientes de cierta inclinación, sino, incluso, en áreas interfluvialesmuy poco inclinadas. Está a medio camino entre la meteorización y los procesos iniciales de desplazamientopor las vertientes y la erosión, que implica transporte y sedimentación.

La arroyada se produce cuando el agua de lluvia o de fusión de nieve y hielo, que no es absorbida por el sue-

lo y circula libremente por la superficie de las vertientes. Dependiendo de las condiciones adquiere varias

formas:


123

Concentrada. cuando resbala en regueros que se marcan profundamente, formando cárcavas (o badlands).

Difusa. cuando resbala en forma de hilillos sinuosos y cambiantes a los que cualquier obstáculo pue-de desviar, arrastrando los coloides del suelo.

Laminar. cuando resbala formando un manto continuo, a modo de película delgada, con una grancapacidad de arrastre (sheet flood).

Factores condicionantes. Los principales son:

Naturaleza, volumen y ritmo de las precipitaciones.

La cubierta vegetal.

Verticalidad y longitud de la pendiente.

Las características del roquedo.

La capacidad de infiltración del suelo.

La acción humana, que acelera la erosión.

UNED | TEMA 11. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS II. LAEROSIÓN

124

TEMA 11. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS II. LA EROSIÓN

1. INTRODUCCIÓN. LA EROSIÓN DEFINICIÓN Y ENFOQUES DE ESTUDIO

Con el tiempo los materiales que resultan de la alteración de las rocas, que van siendo movilizados por lasvertientes, son transportados hacia zonas de sedimentación marina o continental. El transporte es llevado acabo por varios agentes que ponen en funcionamiento numerosos procesos de erosión. La erosión consta detres fases, la inicial es el desgaste de materiales, la segunda fase consiste en el desplazamiento de los mate-riales desgastados, y finalmente se produce la acumulación. En la erosión se produce, por tanto, destruccióny construcción de relieve.

1.1. LOS CONCEPTOS DE CICLO DE EROSIÓN Y EROSIÓN NORMAL DE DAVIS

Wiliam Morris Davis fue un geógrafo norteamericano que vivió hasta 1934 y se le considera el fundador de lageomorfología. Con Davis la ciencia de las formas de relieve toma distancia de la geología y se plantea unobjeto, un vocabulario y unos métodos propios; elaboró una doctrina que organizó en torno a dos ideasesenciales, el ciclo de erosión y la erosión normal.

El concepto de ciclo de erosión concibe el relieve terrestre como resultado de una evolución, consistente enque en una región caracterizada por un relieve pronunciado, a partir de la labor realizada por los ríos y ladinámica de vertientes, se iría produciendo un desgaste continuo, que dejaría la zona reducida, a través demuy largos períodos de tiempo, a un relieve insignificante. En la evolución, Davis distinguía tres etapas, queserían de juventud, madurez y vejez; el resultado de esta sucesión de fases sería la formación de una super-ficie de erosión, un relieve aplanado, al que denominamos penillanura, en el que tan solo afloran algunosrelieves residuales. La penillanura de Davis en realidad no sería la última fase, ya que no se puede concebirun cese absoluto de la erosión, sino que, antes de llegarse a una situación equivalente a la inicial, un nuevolevantamiento provocaría el rejuvenecimiento del relieve y la génesis de un nuevo ciclo.

El siguiente concepto es el de la erosión normal. El papel fundamental en la evolución lo consideraba ejerci-do por los cursos de agua, especialmente por los ríos. La erosión normal, es decir, la habitual y más generali-zada sería la fluvial, la cual consideraba como responsable de los aspectos fundamentales del modelado delrelieve terrestre.

1.2. LOS SISTEMAS MORFOGENÉTICOS

Con los años se flexibilizó la idea de evolución cíclica y se fue enriqueciendo el concepto de erosión. La apari-ción de la geomorfología climática supuso el comienzo de una nueva forma de explicar el modelado terres-tre. En la nueva concepción se considera que los grandes arrasamientos no son el resultado de sucesivosciclos de erosión normal, sino que se forman por la actuación sucesiva de varios sistemas morfogenéticosrelacionados con variaciones bioclimáticas.

La erosión se produce como un sistema de procesos elementales, dependiendo de la frecuencia y la eficaciade su actuación, unos procesos son dominantes y otros auxiliares; hay por tanto entre ellos una jerarquía,que es la que permite diferenciar los sistemas morfogenéticos.

Un sistema morfogenético no es la simple suma de procesos elementales, sino un sistema de relaciones en-tre procesos, unos dominantes y otros subordinados, que actúan condicionados por una serie de factores.


125

1.3. LOS GRANDES AGENTES DE EROSIÓN

El agua, los glaciares, las aguas marinas en la costa y el viento son los grandes agentes, sin olvidar a los pro-pios seres humanos.

1.4. ACCIÓN EROSIVA EJERCIDA POR LAS ACTIVIDADES HUMANAS

La actividad de los hombres ha constituido una forma de erosión, que no ha parado de incrementar sus efec-tos. Se habla en este caso de erosión antrópica. Las acciones humanas desencadenan, o potencian, procesosque son llevados a cabo por los agentes naturales (como deforestaciones…).

El papel del hombre como agente de erosión no consiste solamente en su capacidad de intensificar los pro-cesos naturales, sino que también es capaz de introducir modificaciones en las combinaciones de procesosque tienen lugar en la naturaleza. Aunque el hombre lleva relativamente poco en la Tierra, las crisis morfo-genéticas que provoca son de gran transcendencia.

La explotación agraria es la causa principal de erosión antrópica, y los avances históricos no han hecho sinoincrementar los efectos. No obstante, la erosión antrópica, que tiene grandes consecuencias para la vidahumana, no llega a tener incidencia destacable en la modificación del aspecto del relieve.

2. DINÁMICA Y MORFOGÉNESIS FLUVIAL

Las aguas corrientes completan el ciclo hidrológico de la superficie; todas las áreas continentales que recibenaportes de agua líquida en cantidad tienen corrientes de agua permanentes.

La labor erosiva de las aguas corrientes se lleva a cabo por la arroyada elemental, por los torrentes, los uadisy los ríos.

2.1. TORRENTES Y UADIS

Un torrente es un curso de agua corto, que circula por un cauce fijo, de acusada pendiente y de forma tem-poral, su principal característica es ser episódico, pudiendo quedar seco gran parte del año. Consta de trespartes, la cuenca de recepción (es la parte alta y con forma de embudo, se forma en las laderas y cada apor-te de lluvia la hace ensanchar y profundizar; la labor de erosión predominante es la de excavación), el canalde desagüe (es la zona media y está inscrito en una garganta; se da la excavación y la erosión lateral, peropredomina el transporte), y el cono de deyección (la pendiente se suaviza porque llega al valle y el torrentepierde velocidad; se depositan los materiales transportados y sobre ella el agua se va repartiendo en canalesdivergentes).

Los uadis son cursos de agua intermitentes, propios de regiones áridas, que se concentran en lechos biendefinidos y por cuyo fondo circulan canales anastomosados (bifurcaciones) que están rodeados de bancos dearena o piedra y donde se puede desarrollar vegetación esteparia; hacia la parte más baja las orillas se aten-úan y terminan por desaparecer, generalmente por infiltración o al mar.

2.2. LOS RÍOS

Son corrientes de agua permanentes, que circulan por un lecho y se organizan en redes, realizando las labo-res de erosión, transporte y acumulación.


126

La actividad del río y sus características están condicionadas por factores físicos y biogeográficos.

El río recibe las precipitaciones de su cuenca; de ellas una parte se evapora y otra se infiltra en el terreno,desde donde puede llegar al río a través de las fuentes. El caudal del río resulta, por tanto, de la suma delagua de las precipitaciones más la aportada por las fuentes (menos la infiltración y la evaporación).

Otros factores físicos fundamentales están relacionados con el relieve y las características del roquedo (laaltitud, la pendiente, la exposición a los vientos y la naturaleza del roquedo).

La vegetación es el principal factor biogeográfico que incide en el río porque además de interceptar parte dela precipitación puede actuar regulando los aportes y frenando las crecidas.

Tampoco podemos olvidar la acción del hombre, que de forma voluntaria o involuntaria interviene en losríos (tala de bosques, roturación y puesta en cultivo de tierras, construcción de embalses, canales…)

2.2.1. REDES Y REGÍMENES FLUVIALES

Los cursos fluviales se organizan en redes jerarquizadas y estructuradas, que aseguran el drenaje de unacuenca. La cuenca hidrográfica es la superficie de terreno cuyas aguas afluyen a un mismo río. Los límites dela cuenca están en las divisorias de aguas, que son las líneas que marcan el límite entre las aguas que van aun río y a las del adyacente.

El río se forma con la concentración de las aguas de escorrentía de toda su cuenca, que le llegan de formadirecta (a través de la superficie) y de forma indirecta (escorrentía subterránea).

Las redes de drenaje están formadas por un colector principal y una serie de afluentes; las formas de lasredes de drenaje son muy variadas y las hay de tipo paralelo, radiales, rectangulares, dendríticas…

Los ríos presentan lo que denominamos un régimen fluvial, y depende de cómo sea su alimentación princi-pal; hay tres regímenes principales, el glaciar (de zonas altas de montaña donde hay nieves perpetuas y gla-ciares; tiene aguas bajas en invierno y altas tras la fusión de las nieves), el nival (donde destacamos el nivalde montaña donde el máximo cauce es en torno a junio porque la nieve acumulada por debajo del nivel delas nieves perpetuas se funde antes. En zonas de llanura de climas fríos continentales también hay una fu-sión en primavera de las nieves caídas en el invierno lo que puede provocar grandes crecidas) y el pluvial(este tipo tiene en las precipitaciones líquidas su alimentación principal y según el clima puede variar enpluvial oceánico y pluvial tropical; además en las zonas de clima mediterráneo hay un régimen pluvial).

En general los largos y grandes ríos pueden presentar regímenes complejos ya que atraviesan diferentescaracterísticas climáticas en sus largos recorridos.

2.2.2. LA LABOR EROSIVA DE LOS RÍOS

El río tiene una potencia neta, que puede ser positiva, negativa o nula, que controla el sentido de su capaci-dad modeladora, erosiva. Se concibe el río como una corriente que fluye, no sólo sobre el cauce o talweg,que conforma una línea dibujada sobre la superficie continental, sino sobre franjas mayores, llamadas le-chos, y dando gran importancia a su forma y al carácter turbulento de la corriente. Se considera que la co-rriente de agua y el lecho que la acoge constituyen un sistema, en el que interactúan ambos elementos, pro-duciendo un trabajo geomorfológico controlado por el grado de turbulencia que posea la corriente.

La acción del río consiste en los tres procesos de erosión, transporte y acumulación de materiales.


127

Transporte de materiales por las aguas corrientes

Es la actividad fundamental del río. Esos materiales constituyen la carga o caudal sólido y que se caracterizapor su masa y calibre. La cantidad o masa de carga que el río puede transportar por unidad de tiempo definela capacidad del río y la masa de elementos más gruesos define su competencia. Cada río tiene una cargalímite que puede transportar, que depende de la velocidad, del caudal y del tamaño de las partículas.Además la turbulencia juega un papel esencial, pues cuanto mayor sea, más grande será la capacidad del ríode movilizar materiales, y de mayor tamaño.

Hay diversas formas en que el río transporta su carga, como es por disolución, suspensión, deslizamiento yrodamiento, saltación.

A lo largo del curso fluvial hay diferencias ya que en la zona más alta y de más pendiente se movilizan blo-ques más grandes mientras que en las zonas más bajas y de menor pendiente disminuye el tamaño.

Acción erosiva del río

La acción erosiva propiamente dicha, se lleva a cabo por:

corrosión (acción disolvente y química del agua),

acción hidráulica (pérdida de cohesión y arranque de los materiales),

abrasión (desgaste del fondo y las paredes efectuadas por el choque de los materiales) y

desgaste o rozamiento (los propios materiales se redondean, pulimentan o desmenuzan).En todo caso la casi totalidad del trabajo erosivo de las aguas corrientes se debe a la turbulencia.

Cuando la capacidad del río es superada para transportar materiales se produce la fase en la que los mate-riales se depositan, acumulan, dando lugar a las construcciones aluviales.

Formas de modelado resultante de la acción erosiva fluvial

Los ríos circulan concentrados en un lecho, que es la parte más excavada de los valles o depresiones drena-das. Las dimensiones del lecho se relacionan con el caudal que ha de drenar; se distinguen tres partes:

el lecho mayor (lecho máximo que puede ser ocupado, dentro de él y en periodos de aguas altas sepuede ocupar el denominado lecho mayor periódico),

lecho menor (es la parte donde se concentran las aguas de estiaje y suele estar accidentado por alu-viones y depósitos de cantos), y

el canal de estiaje (es el sector que siempre está sumergido y tiene un trazado sinuoso que en cadacurva tiene un sector más profundo llamado surco).

El fondo del lecho está constituido por la roca in situ, que generalmente está cubierta con los materialestransportados.

Desde el nacimiento hasta la desembocadura el río va modelando un perfil, y ese perfil longitudinal dibujauna línea cóncava hacia el cielo; a lo largo de su recorrido el río va disminuyendo su pendiente y aumentan-do su caudal, al tiempo también aumenta de profundidad y anchura del lecho y disminuye la carga transpor-tada. En su evolución el río tiende hacia un objetivo inalcanzable, el perfil de equilibrio (equilibrio perfectoentre la capacidad de transportar la carga y la de acumulación).

En punto más bajo de cada sector en un río es el nivel de base (desembocadura).

Meandros y saltos de agua


128

Los meandros, que alguien definió como sinuosidades de trazado de los cursos de agua, que se aparta de sudirección de escorrentía sin motivo aparente, para volver a ella después de describir una pronunciada curva,no son un fenómeno propio de corrientes tranquilas como a veces se cree. Se producen en tramos fluvialesdonde la actividad erosiva es similar o superior a la de acumulación.

Los meandros se presentan en series de diverso número, pero no aislados. Se forman por la combinaciónsistemática y alternante a lo largo del lecho de una acción de zapa en un margen (la cóncava del meandro) yla acumulación en la opuesta (margen convexa).

Dependiendo de la actividad de los meandros puede producirse un equilibrio, quedando como elementoestable del río, o reactivarse incrementando su actividad erosiva, hasta exagerar tanto la curvatura que dosmeandros sucesivos llegan a unirse.

Los meandros sólo se desarrollan en terrenos suficientemente deleznables; la mayor parte de los lechos demeandros se forman sobre las zonas resultantes de la sedimentación de los ríos, es decir, sobre las llanurasaluviales.

En el curso alto y medio del lecho del río se dan unos accidentes llamativos cuando se tiene que salvar undesnivel muy brusco, son los saltos de agua; si son de grandes dimensiones y se desarrollan en una serie depeldaños se denominan cascadas y si son de gran desnivel y de mucho más caudal son cataratas. Se formancomo consecuencia de la tectónica (fallas), por cambios de nivel o por diferencias de dureza en los materia-les.

Las formas producidas por acumulación

Como resultado de la actividad fluvial, al superarse la carga límite que puede transportar el río, se formanvarias construcciones aluviales.

Se denomina aluviones a los depósitos fluviales constituidos por partículas desgastadas, de calibres medios ygruesos, depositados por los ríos en áreas continentales.

La forma más sencilla de acumulación son los conos de deyección, que se forman al final del canal de desa-güe. Los conos aluviales tienen forma sensiblemente triangular, y los hay de pequeñas dimensiones hasta devarios kilómetros; se forman por la acción de corrientes intermitentes, especialmente notables en regionesáridas y semiáridas.

Las llanuras aluviales son amplias franjas de topografía llana y dimensiones que pueden ser de varios km.,que se desarrollan sobre los aluviones depositados por cursos fluviales; en estas llanuras el río corre por uncanal y sólo las inunda esporádicamente, depositando al retirarse el agua una nueva película de aluviones(en castellano lo denominamos vegas).

Las llanuras aluviales pueden aparecer interrumpidas por escalones lineales que dejan una especie de pelda-ños colgados mediante un talud, se denominan terrazas aluviales y la existencia de varios niveles de terrazasdemuestra una sucesión de cambios en la actividad fluvial.

Las terrazas aparecen en muchos ríos de diversos tamaños y su explicación más generalizada es que las te-rrazas se fundan en factores climáticos que han podido provocar grandes variaciones de caudal y de carga(glaciaciones del Cuaternario). Las terrazas presentan diversas formas, como las encajadas, escalonadas,simétricas, asimétricas…


129

Desde un punto de vista geográfico las terrazas son zonas especialmente valoradas, ya que son aptas para elcultivo, emplazamientos de ciudades, carreteras, aeropuertos…

3. MORFOGÉNESIS LITORAL

La zona costera constituye un medio con características propias, en el que interactúan litosfera, atmósfera ehidrosfera. Es un medio que participa de todas las zonas climáticas, por lo que podríamos decir que es azo-nal. El principal agente modelador es el agua, que actúa de forma horizontal y con gran capacidad morfo-genética.

El litoral es un medio bastante extenso y su perfil no se ciñe a la línea que dibuja la costa, sino que abarcauna franja por encima y por debajo del nivel medio de las aguas; el término litoral se refiere a esa franja,mientras que el de costa se aplica más bien a la zona que desde el nivel de la bajamar se extiende tierraadentro, con una anchura indeterminada.

3.1. ACCIÓN EROSIVA DEL MAR

En el litoral se combinan procesos morfogenéticos de carácter mecánico, químico y biológico.

3.1.1. ACCIÓN MECÁNICA, QUÍMICA Y BIOLÓGICA

Por medio de las olas, corrientes y mareas se llevan a cabo acciones mecánicas importantes.

Las olas al romper producen un violento movimiento de avance del agua, seguido de un retroceso, en él hayuna brusca liberación de energía que hace que la ola actúe contra la costa como un agente morfológico. Si laola rompe contra un acantilado el efecto se ve ampliado, ya que el agua se introduce violentamente entrelos huecos y provoca pequeñas explosiones, además en el retroceso ejerce succión; también las pequeñaspartículas y rocas sueltas que el agua moviliza hacen una labor de ametrallamiento y abrasión.

La principal función de las corrientes consiste en arrancar partículas en suspensión, y aún mayor resulta elefecto de las mareas que someten a la costa a un constante movimiento de ascenso y descenso del agua.

El agua marina contiene sales en disolución que la dotan de una particular actividad química; producen diso-lución que puede dar lugar a fenómenos kársticos y también hidrólisis que da lugar a oquedades.

La presencia de seres vivos también juega un papel importante y su acción es especialmente notable en zo-nas cálidas, los animalillos y plantas que viven sobre la roca ejercen acciones mecánicas y químicas.

3.1.2. ALTERNANCIA DE SUMERSIÓN Y EMERSIÓN

Este hecho afecta al litoral e implica la intensificación de algunos procesos erosivos; en rocas heladizas queson capaces de absorber el agua supone un constante cambio de volumen, también somete a las rocas acambios de temperatura ya que al retirarse el agua la evaporación hace que las sales se cristalicen en loshuecos y haga un efecto cuña.

3.1.3. INFLUENCIA DEL MEDIO

El medio bioclimático en que se encuentre el litoral condiciona sus características y afecta a su evolución.


130

La circulación atmosférica influye directamente en la génesis de olas y corrientes y resulta evidente que enlatitudes medias con mares más agitados, se den unas condiciones óptimas para una intensa abrasión; mien-tras que en litorales de zonas cálidas hay una mejor condición para las formaciones de origen animal (cora-les).

Las diferentes características de las aguas, respecto a temperatura y salinidad y relacionadas con la latitud yel clima también dan lugar a diferencias.

Además según sean las características climáticas de la zona la actuación de los sistemas morfogenéticos im-perantes, combinados con los materiales rocosos, ofrecerán materiales en diverso estado para su reacciónfrente a la erosión costera.

Las condiciones climáticas no son ajenas a la erosión costera, influye el grado de humedad (condiciona lasprecipitaciones), la temperatura, ritmos estacionales…incluso la vegetación asociada al clima ejerce una in-fluencia.

Dependiendo de las condiciones climáticas, también varían los aportes de materiales que llegan a la costa,procedentes de la erosión continental, transportados por los ríos.

Otro factor físico determinante de las características y evolución del litoral está en la estructura, tanto litoló-gica, como tectónica del roquedo.

3.2. PRINCIPALES FORMAS LITORALES DE EROSIÓN

Como en todos los procesos erosivos hay que diferenciar las formas de desgaste y las de acumulación demateriales.

3.2.1. FORMAS DE ABLACIÓN

Hay dos formas principales, los acantilados y las plataformas de abrasión.

El acantilado es un escarpe litoral modelado por la acción marina y la notable variedad depende del tipo deroca, de su estructura geológica y la forma del modelado. Tienen siempre una considerable pendiente y laaltura tiene una gran variación, en la base muestran una clara línea de ruptura que da paso a la plataformarocosa.

Se puede distinguir entre acantilados vivos (son batidos por el agua y están es retroceso) y muertos (estánalgo separados por sus propios materiales erosionados que no han sido arrastrados por el mar). Los falsosacantilados son los que tienen un origen ajeno al efecto del mar (levantamiento de falla).

Las plataformas de abrasión se desarrollan al pie de los acantilados, en una zona comprendida entre lapleamar y la bajamar, donde actúan las olas. Tienen forma de rampa y no suelen ser completamente lisas,sino accidentadas y con frecuencia terminan en una terraza de acumulación sobre la que puede haber unaplaya.

3.2.2. FORMAS DE ACUMULACIÓN

Son originadas por la sedimentación marina.


131

La playa es la forma más común y se forma por acumulación de materiales detríticos, aparece en todos losmares y en todas las latitudes; presenta un perfil transversal ligeramente cóncavo y una pendiente suave.Una parte está siempre cubierta por el agua y afectada por el oleaje y la otra sólo se cubre con la marea alta.Por la parte de tierra suele terminar en una pequeña elevación (cresta de playa) donde se acumulan los ma-teriales más gruesos.

Hay varios tipos de playas, desde las adosadas a la costa, algunas en forma de arco a las de ensenadas abier-tas; también las hay rectilíneas al pie de acantilados y entre islotes o escollos.

También se dan acumulaciones de arena separadas de la línea de la costa, en costas bajas de zonas llanas yse forman por el arrastre de materiales que provienen de las playas adosadas, y aunque están sumergidas sihay un gran aporte de materiales llegan a aparecer en la superficie constituyendo las barras costeras o inclu-so más grandes como los cordones litorales.

En la costa se sedimentan también limos que dan lugar a zonas pantanosas y marismas; las zonas pantanosasforman una llanura baja en los fondos de bahía y en zonas más o menos resguardadas. La parte más exteriores pantanosa y puede cubrirse con la marea; en regiones tropicales se forman en estas zonas los manglares.

La marisma es una llanura de acumulación litoral, que es susceptible de ser explotada agrícolamente y secaracteriza por ser más elevada en la zona próxima al mar con lo que se dificulta la evacuación de las aguascontinentales, que al estancarse forman turberas.

La desembocadura de los ríos es donde se encuentran las aguas dulces continentales con las aguas marinas.

Los deltas son formaciones originadas por acumulación de materiales en la desembocadura de ríos caudalo-sos, sólo modeladas por acción marina en su borde externo.

Los estuarios son desembocaduras en las que el río forma un gran canal flanqueado por acumulación sedi-mentaria, se forma sólo en mares de grandes mareas y pueden alcanzar extensiones kilométricas.

Los arrecifes coralinos constituyen la última forma de acumulación pero en este caso proceden de restos deseres vivos; son acumulaciones de esqueletos de animales que viven en colonias. El armazón está formadopor políperos y en las partes vivas coexisten numerosas asociaciones de animales y plantas que contribuyena la formación del arrecife, es una compleja biocenosis que necesita de unas exigencias estrictas para existiry sólo son posibles en mares tropicales.

3.3. TIPOS DE COSTAS

Hay diversas clasificaciones y diversos autores. Uno de los criterios nos da dos tipos básicos, de hundimientoy de emersión, además de otro neutro; otro criterio da primacía a la acción del mar en el modelado costero,y se distingue entre costa primitiva y evolucionada.

4. DINÁMICA Y MORFOGÉNESIS GLACIAR

El hielo es uno de los agentes erosivos de gran importancia; las masas de hielo están localizadas en las áreasmás frías del planeta, en las altas latitudes y en las grandes altitudes. En épocas anteriores la extensión delos glaciares era mucho mayor que en la actualidad, y tras el retroceso han dejado importantes huellas de supresencia.


132

4.1. LAS GLACIACIONES

La Tierra ha conocido etapas de enfriamiento sostenido que constituyen períodos glaciares (grandes superfi-cies cubiertas de hielo), se han datado cuatro glaciaciones en el Cuaternario (Günz, Mindel, Riss y Würm);desde el final de la última glaciación el clima de la Tierra, es más templado con sólo oscilaciones, donde losglaciares existentes indican un período glaciar no extinguido totalmente.

No hay una teoría definitiva sobre las causas de las glaciaciones, las posibilidades son desde cambios en losmovimientos de la Tierra, en la composición de la atmósfera, en la radiación solar, en los desplazamientos delas placas tectónicas…

Durante las glaciaciones hubo un descenso de las aguas oceánicas debido a la acumulación de hielo en loscontinentes, los cuales a causa del peso sufrieron un hundimiento; al producirse la fusión de los hielos elproceso se invierte y hay una elevación del nivel del mar y los bloques continentales ascienden al liberarsedel peso. De estos procesos de movimiento quedan las huellas en el paisaje actual, sobre todo costero.

4.2. FORMACIÓN DE LOS GLACIARES

El hielo glaciar se forma a partir de la acumulación de nieve (cristales microscópicos de agua sólida), su pro-pio peso en la acumulación hace que se apelmace y mediante procesos de fusión y recristalización se originala nevé o neviza, y posteriormente el hielo. Para que se produzca la formación del hielo que da lugar al gla-ciar deben existir precipitaciones suficientes y que se supere la evaporación en la época más cálida.

4.3. TIPOS DE GLACIARES

Los glaciares son masas de hielo, que acumulado en grandes espesores, se comporta como un materialplástico y por influencia de la gravedad se va desplazando. Hay numerosas clasificaciones de los glaciares,pero tradicionalmente se dividen en dos grandes tipos, glaciares regionales y locales.

4.3.1. GLACIARES REGIONALES

Los glaciares regionales, también llamados inslandsis, son enormes extensiones de hielo con un perfil lige-ramente convexo en forma de casquete e independientemente de la superficie que recubren. En ocasionesquedan visibles las cumbres más altas no cubiertas por el glaciar (nunataks). Estos glaciares se mueven des-de la zona en la que el hielo es más espeso y pueden llegar hasta el mar, desde donde se desprenden gran-des bloques (iceberg).

Los grandes inlandsis están uno sobre la Antártida y otro sobre Groenlandia.

Los casquetes glaciares tienen temperaturas muy bajas (-25 y -40oC), lo que supone que hay pocos fenóme-nos de fusión y recongelación; la nieve, que cae en pequeñas cantidades, se transforma lentamente en hielo,por lo que están recubiertos de una espesa neviza.

4.3.2. GLACIARES LOCALES

Los glaciares locales son numerosos pero mucho más pequeños, menos espesos y más variados en su forma.Están en áreas de montaña y se adaptan a la forma del relieve que cubren. Los llamados de casquete, deplataforma, de fiell o escandinavos cubren superficies de cumbres por encima de las nieves perpetuas ypueden emitir lenguas de hielo que se canalizan por los valles.


133

Los denominados glaciares alpinos o de valle se forman en zonas de montaña con importantes precipitacio-nes de nieve; constan de una zona de recepción y acumulación de neviza (circo) que suele ser un área de-primida entre paredes rocosas, situada por encima de las nieves perpetuas, desde el que sale aprovechandoun valle fluvial una lengua de hielo que se encaja en el valle. En el caso de algunos glaciares alpinos la lenguallega hasta la zona llana, saliendo del valle y expandiéndose (lóbulo o glaciar de piedemonte).

En zonas montañosas que sobrepasan poco el nivel de las nieves perpetuas se forman los llamados glaciarespirenaicos o de circo, que son de pequeño tamaño y en caso de tenerla, la lengua será muy corta.

4.4. FLUJO GLACIAR

La masa de hielo de los glaciares se mueve; el movimiento se evidencia por algunos signos externos como laformación de grietas, por los avances y retrocesos del frente y por el desplazamiento apreciado en objetosen la superficie. Pero esta masa de hielo se desplaza muy lentamente y sin turbulencias, por lo que no resul-ta perceptible a simple vista.

El movimiento comienza cuando el hielo tiene un espesor suficiente, 15 m, y la pendiente debe ser de alre-dedor de 10o; la velocidad de desplazamiento es muy variable y es mayor en el centro y disminuye en losbordes, debido al roce con las paredes, y en el extremo de la lengua es donde se produce la ablación (fusióny evaporación de la nieve y el hielo).

Las diferencias también afectan a las características dinámicas del glaciar, que en algunos casos es activo(bien alimentado y rápido evacuando), en otros casos es pasivo (lento y de poco caudal) y los residuales(están prácticamente estancados).

4.5. LABOR EROSIVA DEL GLACIAR

Es difícil observar la labor erosiva del glaciar mientras se produce, ya que el propio hielo lo dificulta, pero apartir de las huellas dejadas es posible reconstruir la forma. Los glaciares son agentes erosivos de una graneficacia que dependen de su dinamismo y son capaces de llevar a cabo todas las fases de la erosión.

Por si solo el hielo no tiene poder para erosionar rocas compactas, pero en su movimiento al pasar sobre lasdiaclasas es capaz de arrancar y fragmentar las rocas; esta carga que se va acumulando actúa como una limagigante que actúa por abrasión y produce estrías y acanaladuras en el fondo y las paredes. Sobre las rocascristalinas y calizas compactas la acción abrasiva produce un efecto de pulido en la roca; y en las propiasfisuras y grietas de la roca se produce gelifracción que también contribuye a desgajar los bloques que sonarrastrados y contribuyen a la capacidad erosiva.

Además del efecto de abrasión, en el fondo, puede producirse una sobreexcavación (acción de movilizacióny desalojo de fragmentos de diversos tamaños que da lugar a una profundización del lecho).

La labor abrasiva del glaciar en más intensa en los desniveles del lecho y en los efectos de la erosión entranen juego varios factores condicionantes como la pendiente, la velocidad, la resistencia de la roca, el espesordel hielo, volumen de los fragmentos…

Respecto a la labor erosiva no todos los expertos son unánimes, ya que algunos son ultraglaciaristas, otrosson antiglaciaristas y otros transaccionistas.

Al observar alguno de los glaciares actuales podemos ver que hay una serie de líneas oscuras en la superficie,son las morrenas (constituidas por materiales rocosos que el glaciar arrastra), hay morrenas en diversas po-


134

siciones, como las de superficie (alimentadas por desprendimientos y avalanchas), otras morrenas másabundantes son en los bordes, y se denominan laterales, también las hay de fondo (unas en contacto con ellecho y otras internas en la masa de hielo), en el frente de avances también se forma una morrena terminalo frontal, y cuando confluyen dos lenguas de morrenas laterales y se juntan se crea una en posición central.

4.5.1. FORMAS DE RELIEVE RESULTANTE DE LA ACCIÓN GLACIAR

La acción erosiva del glaciar genera unas formas de desgaste y otras de acumulación.

Formas de acumulación

Cuando los hielos desaparecen o retroceden se produce un depósito de los materiales que acarreaba, estospueden llegar hasta los 100 metros de espesor y se denominan till o tillitas.

De la acción de los inlandsis que recubrieron gran extensión de las zonas hoy templadas son muy caracterís-ticos los llamados barros glaciares (de materiales heterogéneos, irregulares, de diversos tamaños y empas-tados en arcilla, arena o roca pulverizada).

Las morrenas se convierten en depósitos al desaparecer el hielo. Se dan en todo tipo de glaciares; la situadaal frente del glaciar que marca el alcance máximo del mismo es la morrena terminal, y tras ella pueden apa-recer varias sucesivas, son las morrenas de retroceso (indican las etapas de retirada del glaciar); en los gla-ciares de valle estas están atravesadas, cerrando el valle y se prolongan en las laderas, en la morrena lateral.

En las llanuras glaciares, detrás de las morrenas, se observan formaciones como de pequeñas colinas, son losdrumlim; también aparecen otros depósitos en cuya formación tienen parte activa las corrientes de agua,por delante de la morrena terminal se forman llanuras fluvioglaciares (de suave pendiente, en ellas aparecenhondonadas que resultan de la acción de las corrientes de agua y desembocan en un pequeño delta en laparte exterior del hielo).

Los lagos se asocian en gran medida a los glaciares, y se dan tanto en montañas donde hubo pequeños gla-ciares, como en las grandes llanuras cubiertas por los inlandsis cuaternarios; en los lagos se depositan mate-riales procedentes de los glaciares llamados varvas (alternancia de arena y arcilla) que se usan para las data-ciones.

Las formas mayores de modelado

La mayor parte de los sistemas montañosos elevados han sufrido la acción erosiva de los glaciares, que hanrealizado una transformación en su aspecto y características.

Las formas resultantes son varias:

El circo glaciar es una depresión de forma más o menos semicircular, rodeada de paredes abruptas;suelen estar agrupados y con frecuencia entre dos muy próximos sólo hay un farallón de roca deno-minado arista, y que si desaparece da lugar a la forma reina de las montañas, el horn.

El valle glaciar es el antiguo valle fluvial transformado por la ocupación de la lengua glaciar; el hieloproduce un desgaste, ensanchamiento y profundización que transforma el perfil en V de los valles enforma de U. Estos valles tienen unos rasgos característicos como que su perfil longitudinal es muyirregular, que el perfil transversal con su forma de U también tiene irregularidades que se denomi-nan hombreras, también que el fondo del valle tiene un micromodelado formado por estrías y aca-naladuras e inclusivo rocas pulidas, y terminando también a menudo hay valles afluentes al valle


135

principal que quedan colgados a notable altura y que una vez desaparecidos los hielos los ríos seprecipitan por ellos en cascadas.

En el caso de los casquetes glaciares la erosión a afectado a zonas muy extensas; el hielo fluye en loscasquetes de forma radial y con movimiento muy lento lo que produce vastas llanuras y plataformasde topografía suave, donde aparecen formas similares a la de los fondos de valle de montañas (estr-ías, acanaladuras, drumlins, lagos…). Otra forma interesante son los kame y esker, que son depósitosfluviales producidos en la fase de retroceso de los casquetes polares. En los márgenes de éstos hayotras dos formas características, los fiordos (arteria glaciar ocupada por el mar) y el strandflat (plata-forma litoral entre el mar y la montaña que sumergida en parte aparece como un archipiélago).

5. EL VIENTO COMO AGENTE EROSIVO

El viento es un importante agente erosivo que tiene una actividad morfogenética moderada y que actúa entodas las zonas terrestres.

5.1. MOVIMIENTOS DEL AIRE

El viento, como el agua, se mueve de forma laminar, como hilos paralelos a la superficie cuando circula amuy poca velocidad y de forma turbulenta cuando aumenta la velocidad.

5.2. ACCIÓN EROSIVA

Es posible en cualquier zona del globo, pero para que tenga una relevancia es necesario que se den unosfactores favorables como una topografía suave, la presencia de materiales sueltos, escasa cobertera vegetaly poca humedad.

5.2.1. DEFLACCIÓN

El viento realiza por donde pasa una labor de barrido, ya que actúa como medio de transporte de los mate-riales sueltos. Las partículas más pequeñas son transportadas por suspensión y las de mayor diámetro porsaltación y rodamiento.

Para valorar la importancia del transporte eólico se estima el llamado caudal sólido del viento, que corres-ponde al volumen de arena que atraviesa una sección vertical de un metro de anchura y altura ilimitada du-rante un año.

5.2.2. ABRASIÓN O CORRASIÓN

El viento, a través de los materiales que transporta, ejerce una labor erosiva directa, mecánica, por el cho-que contra el roquedo de los fragmentos.

La abrasión o corrasión se da especialmente en las partes bajas más próximas al suelo; la acción es selectivay va cincelando los materiales según su dureza. En rocas compactas de grano fino sólo hace acciones de de-talle, destacando el limado y el pulido; donde una forma interesante son los cantos facetados (de formapiramidal). Si hay diferencias en la dureza de la roca atacada se forman alvéolos y resaltes, configurandorocas de aspecto fungiforme (rocas seta). E igualmente que en las corrientes de agua el material transporta-do también va siendo erosionado.


136

5.2.3. FORMAS DE RELIEVE PRODUCIDAS POR LA ACCIÓN DEL VIENTO

En las regiones áridas, azotadas por el viento, aparecen distintas formas de detalle.

Las depresiones de deflacción son suaves hondonadas de gran variedad de tamaño que se forman en zonasllanas y pueden estar ocasionalmente ocupadas por lagunas, e inclusive si hay agua subterránea puedencontener oasis.

Los regs son zonas llanas donde la deflacción ha actuado intensamente, arrastrando los materiales sueltoshasta dejar una superficie de cantos gruesos.

Especialmente llamativas son las formas de acumulación del viento cuando cesa o pierde velocidad y es in-capaz de transportar las partículas, que se van depositando.

Las dunas son las más características, y son acumulaciones de arena debido a la acción eólica. La duna seforma cuando un obstáculo fuerza al depósito de los materiales en movimiento, generándose un montículoinicial que va creciendo. Las hay de varias formas y tamaños, como las barcanas (con forma de media luna),las dunas transversales (alineadas como olas) y las dunas longitudinales (paralelas al viento dominante for-mando colinas de hasta cientos de metros en altura y km. de longitud).

Reciben el nombre de erg los campos de dunas que pueden estar constituidos por cualquiera de los tipos dedunas. Fuera de los medios desérticos hay formaciones de dunas, donde el habitual viento mar-tierra es elcausante.

Otros depósitos relacionados con la acción del viento son los loess, que cubren grandes extensiones en lati-tudes medias de zonas no desérticas y están formados por un polvo muy fino que ha sido transportado porel viento desde hace miles de años y que recubre el relieve preexistente; son suelos muy fértiles.

UNED | TEMA 12. GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA 137

TEMA 12. GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA

1. BREVE HISTORIA DE LA GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA

En 1913 el autor De Martone introdujo el término Geomorfología Climática; y en 1926 hubo una reuniónsobre el análisis de las formas de relieve que supuso el intento más importante acerca del estudio de la pro-blemática de la Geomorfología Climática.

Hacia 1950 aparecen los primeros trabajos de Bedel que culminan en 1977 con la publicación del libro Geo-morfología climática y más tarde en 1980 escribe sobre las zonas morfoclimáticas.

En 1960 otro autor, Birot, escribe sobre las zonas tropicales húmedas y áridas; y en 1965 varios autores yadistinguieron hasta trece zonas morfoclimáticas; más tarde otros autores se unieron con sus estudios al de-sarrollo de la Geomorfología Climática.

2. CLIMA Y MORFOGÉNESIS

2.1. LA INFLUENCIA DEL CLIMA EN LAS FORMAS DE RELIEVE

Investigaciones recientes han puesto de manifiesto que el clima interviene como factor limitante en la apari-ción, en la amplitud con la que se dan y en el ritmo e intensidad de los procesos morfogenéticos, y lo hace deforma directa e indirecta, según sea el contacto de la superficie terrestre con la atmósfera. Si el contacto seestablece entre los agentes meteorológicos y la superficie desnuda de vegetación su acción es inmediata y laincidencia del clima en el modelado del relieve es directa; este contacto directo se da principalmente enclimas fríos y áridos. Pero si el contacto se da a través de una cobertera vegetal y edáfica la incidencia mor-fodinámica del clima sobre la superficie es indirecta. Como la superficie terrestre está en su mayoría cubiertade una capa biótica, el clima ejerce, por lo general una acción indirecta.

Cuando existe esa cobertera vegetal, las condiciones de meteorización varían y con ellas las de la morfogé-nesis; la vegetación protege a las rocas del efecto de las temperaturas y de la humedad o precipitaciones,también absorbe parte del calor del Sol y protege de la rápida pérdida de calor en los momentos de enfria-miento, así mismo se interpone en la caída de las precipitaciones con lo que evita los procesos que se produ-cirían en la roca desnuda, y a la vez favorece el mantenimiento de un cierto grado de humedad.

Junto a esta cierta labor protectora, la cobertera vegetal también puede favorecer alguna acción desintegra-dora de las rocas (efecto de las raíces).

Como hemos comprobado las características climáticas condicionan el predominio de un concreto sistemamorfogenético; y así en climas fríos y áridos se caracterizan por abundar los procesos mecánicos, en los cli-mas húmedos, templados y cálidos los procesos más numerosos son los físico-químicos y bioquímicos.

Entre los aspectos en los que se manifiesta la relación clima y morfogénesis podemos destacar algunos comoque las rocas se comportan ante la erosión como duras o resistentes y como blandas o deleznables, peroeste comportamiento depende de las propiedades físicas de la roca que puede variar en función del sistemamorfogenético en el que se encuentren. También destacaremos que la alternancia de rocas de distinta resis-tencia a la erosión provoca la actuación de la erosión diferencial, dejando en resalte las rocas duras yhaciendo desaparecer las blandas; pero esta erosión diferencial es distinta según sea el clima en el que seencuentren.


En los relieves estructurales también se puede observar una diferente evolución sobre el clima en el que sehallen; y por último se puede decir que no hay muchas formas de relieve específicas de un determinado tipode clima, aunque en algunos sean predominantes unas concretas (valles glaciares en climas fríos, dunas enzonas de desiertos…)

De todo lo expuesto se deduce que la acción del clima resulta fundamental en cada región y que actúa con-dicionando la respuesta de cada estructura geológica.

3. PALEOCLIMAS Y HERENCIAS MORFOCLIMÁTICAS

3.1. LOS CLIMAS DEL CUATERNARIO

Es en el Cuaternario cuando se han podido detectar mejor los continuos cambios ambientales. A lo largo delas eras geológicas se han sucedido una serie de climas diferentes unos y similares otros, son los denomina-dos paleoclimas.

Los climas del Cuaternario se han podido estudiar gracias al análisis de las huellas que han dejado en distin-tos medios (limos marinos, varvas de los glaciares, suelos fósiles, restos prehistóricos…); de todos estos es-tudios se ha extraído como conclusión la existencia de una serie de sucesivas glaciaciones.

Una de las áreas donde se han realizado dichos estudios son los Alpes, donde se han obtenido cuatro glacia-ciones, Günz, Mindel, Riss, Würm; esta última glaciación terminó en un periodo de intenso frío y desde en-tonces se han sucedido períodos de frío y calor de mayor o menor duración.

Entre las glaciaciones (en las que el hielo cubría gran parte del continente europeo) se intercalaron periodosinterglaciares, en los que el clima era más cálido. Al sur de las áreas cubiertas de hielo se establece la exis-tencia de periodos pluviales e interpluviales.

En cada dominio morfoclimático se puede observar la existencia de formas que se están originando en laactualidad, llamadas formas vivas, y la de otras cuya formación fue en épocas pasadas y denominadas for-mas heredadas o relictas.

A la vez que el clima hay otros actores, dependientes de él, que han influido en la configuración de las cita-das formas relictas; uno de ellos es la vegetación. Los paleoclimas llevaban asociado un característico tipo devegetación que no tiene por qué coincidir con el actual; ese tipo de clima propiciaba o desfavorecía la actua-ción de los distintos tipos de erosión, por lo que daba lugar a diferentes formas de relieve.

Otro aspecto a destacar es la acción erosiva del hombre, aunque en aquella época resultaba mínima compa-rada con la actual.

Trasladar en el tiempo cómo ha sido la actuación de la erosión en el pasado es una tarea complicada; deter-minadas formas son fáciles de reconocer, pero hay otras ocasiones en que es muy difícil determinar si lasformas que vemos son de épocas pasadas o no.

Como norma general se puede afirmar que cuando una determinada forma de relieve no ha podido produ-cirse en las condiciones bioclimáticas de la región en la que se encuentra, es evidente que es una forma delpasado, es decir, una forma relicta.

El sistema bioclimático actual es el que permite la conservación o no de las formas que se originaron en elpasado. Unos dominios morfoclimáticos se consideran activos o muy dinámicos (la erosión hace desaparecer


las formas del pasado, como los periglaciares, tropicales húmedos y los de alta montaña) y otros dominiosson poco activos, y estos son los que conservan las formas heredadas (como los dominios desérticos). Entreestos dos extremos existen áreas en las que se produce una situación intermedia (sabanas y estepas semi-áridas).

Cuando conviven formas actuales y formas heredadas se pueden dar dos situaciones, una es que tanto lasformas actuales como las heredadas que se hayan formado bajo un mismo dominio morfoclimático seránhomogéneas, y otro caso será que las formas actuales y las heredadas sean diferentes por haberse originadobajo condiciones morfoclimáticas muy distintas y el resultado será heterogéneo.

4. LAS GRANDES ÁREAS MORFOCLIMÁTICAS

4.1. DIVISIONES MORFOCLIMÁTICAS

En 1950, Peltier relacionó dos parámetros climáticos, temperatura media mensual y precipitación totalanual, con cinco procesos geomorfológicos; así mismo distinguió dos elementos morfogenéticos, los proce-sos de meteorización y los agentes de transporte. Como resultado de ese análisis propuso nueve regionesmorfogenéticas diferenciadas por un conjunto de procesos geomorfológicos característicos. Otros geomorfó-logos han tratado de hacer nuevas regiones sin llegar a un acuerdo. De estos numerosos intentos de dividirla Tierra en áreas o dominios morfoclimáticos se deducen serias dificultades. Basándose en criterios climáti-cos y biogeográficos, Tricart realizó la división morfoclimática de la Tierra en cuatro zonas, con subzonas.

4.2. LA ZONA MORFOCLIMÁTICA FRÍA


Se localiza en las altas latitudes de ambos hemisferios, más allá del paralelo 60o; su criterio diferenciador esel frío y las precipitaciones en forma de nieve. Dentro de esta zona se establece una subdivisión en dominios,el glaciar y el periglaciar.

4.2.1. DOMINIO GLACIAR

Su característica fundamental es la presencia permanente de hielo, por lo que su límite coincide con el de lasnieves perpetuas (o con el clima EF de Köppen).

Los procesos: el hielo es un agente erosivo que ejerce una labor de ablación y transporte a la que se suma lade las aguas de fusión que aparecen en los márgenes de los casquetes glaciares y por debajo de cierta alturaen los glaciares. Junto a la labor erosiva del hielo y el agua, actúa otro agente, el viento.

En el dominio morfogenético glaciar predominan los procesos mecánicos, pero se ven limitados porque loscambios de temperatura son muy escasos y casi siempre por debajo de los 0o C. En este dominio el agentemorfogenético dominante es el glaciar, que posee una gran capacidad de acción (abrasión, sobreexcavación,transporte, acumulación y evacuación).

Las formas resultantes: son de abrasión, ablación y acumulación. Estas formas que resultan tras la acción deglaciares y casquetes se pueden estudiar en zonas antes cubiertas por los hielos pero en las que hoy handesaparecido y se encuentran fuera del dominio glaciar.

4.2.2. DOMINIO PERIGLACIAR

Se encuentra en todas las áreas de clima frío cuyas temperaturas pasan varias veces por el umbral de 0o C (tªde congelación del agua y fusión del hielo), y cuyo régimen de precipitaciones asegura la cantidad necesariade agua para darse dichos cambios de estado.

En el dominio periglaciar (a diferencia del glaciar) existen suelos y vegetación (de forma escasa, poco des-arrollada y discontinua) aunque insuficientes para cambiar el carácter abiótico del medio en el que se desa-rrolla el relieve.

Los procesos: el sistema morfogenético de este dominio se caracteriza por la abundancia de procesos mecá-nicos de meteorización (gelifracción, gelivación o crioclastia), siendo también importantes los procesos dedisolución.

Lo esencial del proceso erosivo es la acción de la alternancia hielo-deshielo, y su acción varía en función deltipo de roca; si la roca es porosa el agua penetra por sus poros y al helarse la va triturando hasta formar are-nas y gravas (microgelifracción), y si la roca está fisurada el agua penetra por dichas fisuras y al helarse lafragmenta en bloques y cantos angulosos (macrogelifracción).

En cuanto a la dinámica de vertientes es muy importante la acción de la gravedad, los desplazamientos enmasa, la arroyada de las aguas fundidas y algunas de las acciones de movilización de partículas (crioturba-ción, pipkrake); todos estos procesos dan lugar a la aparición de abundantes materiales que deben ser eva-cuados por los cursos de agua (también la nieve y el viento pueden evacuar dichos materiales).

En la formación de este modelado periglaciar, además de los procesos vistos también intervienen una seriede factores condicionantes como las características de la roca, el volumen de agua disponible, duración eintensidad de la helada, frecuencia…


Los procesos analizados son predominantes en regiones frías y en la zona en la que el subsuelo permanecesiempre helado o se deshiela brevemente en la estación más cálida; este hecho sirve para establecer la pri-mera diferencia dentro de este dominio, y hacer la división entre regiones con pergelisol o permafrost (suelopermanentemente helado en profundidad) o suelo sin hielo.

Las formas resultantes: en el modelado de las vertientes se forman conos de derrubios al pie de un talud demayor o menor pendiente, constituido por materiales acumulados; se dan también vertientes de goletz, deaspecto escalonado y horizontal que está separado por abruptos taludes; otra forma son las vertientes degelifluxión, donde los materiales suelen sufrir desplazamientos en masa; y por último podemos encontrarnichos de nivación, que tienen a su pie un cono de acumulación por crioclastia.

En las llanuras periglaciares, que se formaron por el desbordamiento de ríos, aparecen unas curiosas formasllamadas pingo e hidrolacolitos (montículos producidos por la acumulación de hielo en el subsuelo que alfundirse pueden dar lugar a pequeñas balsas; pueden ser de diversos tamaños). En el enlace entre llanura ymontaña destacan importantes glacis de acumulación debido a la acción de aguas de arroyada.

Otra formación muy característica son los suelos poligonales, que se trata de formaciones de figuras geomé-tricas dibujadas por las piedras removidas por el hielo-deshielo; junto a estas formas aparecen otras deno-minadas césped almohadillado, que consiste en pequeños montículos de tierra recubiertos de vegetación.Otro fenómeno observable con gran facilidad es el pipkrake, y es la aparición de pequeñas columnas de hieloque llevan en su cima pequeñas partículas de tierra y que al derretirse son transportadas a escasa distancia;parece ser que este fenómeno es la causa fundamental del suelo poligonal y de otra formación como el en-losado nival.

Por último, unas formas periglaciares debidas a otro agente erosivo, el viento, son los campos de piedras, laformación de dunas y la acumulación de loess.

Tipología de dominios periglaciares: el autor Tricart diferencia tres; uno es el desierto de gelivación (se da enaltas latitudes y no tiene vegetación; sus procesos dominantes son la crioturbación y la crioclastia), el si-guiente es la tundra (se da en climas más suaves y húmedos) y finalmente la zona de transición (aparece elbosque pero con permafrost).

Las regiones periglaciares actuales estuvieron en su día cubiertas de hielo, por eso podemos encontrar for-mas periglaciares relictas en las actuales zonas templadas.

4.3. LA ZONA MORFOCLIMÁTICA DE LATITUDES MEDIAS

Se localiza entre la tundra y los desiertos subtropicales y predominan en ella zonas que se caracterizan portener una vegetación natural de bosque.

El dominio templado-húmedo se denomina también dominio forestal de latitud media (climas Cf, Cs, Df y Dcde Köppen) y sus temperaturas son moderadas, la pluviosidad es media-alta distribuida regularmente y elrégimen hídrico es estacional. Todas estas características favorecen la formación de suelos bastante biendesarrollado y la existencia de formaciones vegetales; la vegetación se interpone entre los agentes meteo-rológicos y el roquedo, lo que hace que las acciones de modelado sean indirectas y que la erosión se veaatenuada por ellos.

Consecuentemente, los procesos mecánicos son poco relevantes, predominando los procesos químicos,aunque sin excesiva intensidad debido a las moderadas temperaturas.


En la zona templada forestal el aspecto fundamental es la existencia de una importante capa de vegetación,lo que hace que la influencia del clima sea indirecta; por una parte, la presencia de bosques frena las accio-nes mecánicas y por otra las moderadas temperaturas hacen que los procesos químicos no sean intensos.

Estas condiciones bioclimáticas favorecen la conservación de paleoformas cuaternarias, por lo que el relieveque podemos observar hoy serán formas heredadas del pasado.

Pero esta zona no es homogénea y se pueden distinguir distintos dominios.

4.3.1. DOMINIO MARÍTIMO

Tiene un régimen de precipitaciones regular a lo largo del año y unas temperaturas suaves con reducidaamplitud térmica. La acción del hielo es reducida y los ríos tienen un régimen muy regular (clima Cf deKöppen); estas características provocan procesos mecánicos escasos y predominio de los químicos, aunquepoco activos por las débiles temperaturas.

4.3.2. DOMINIO CONTINENTAL SECO

El clima es contrastado, con inviernos fríos; la temperatura se caracteriza por su gran amplitud y las precipi-taciones son menos abundantes. Su distribución sigue un régimen muy contrastado, alternando el hielo y laaridez (climas Da y Db de Köppen). Los suelos son extensos pero poco desarrollados y la cobertera vegetal esde matorral, lo que reduce la acción protectora, lo que supone que los procesos mecánicos sean más impor-tantes.

4.3.3. DOMINIO TEMPLADO MEDITERRÁNEO (TIBIO)

En el dominio tibio, el clima mediterráneo ocupa la mayor extensión, por lo que también se denomina domi-nio templado mediterráneo o subdominio mediterráneo (Csa de Köppen). Las alternancias de estacionessecas y húmedas juegan un papel fundamental en la morfogénesis, ya que por un lado, provocan dilatacio-nes y retracciones hidroclásticas (cambios de volumen en las arcillas) y superficies de discontinuidad hídricaque facilitan los desplazamientos.

Así mismo los ríos tienen un régimen contrastado, con épocas de crecida (erosión y transporte) y otras conépocas de estiaje (sedimentación). Las precipitaciones favorecen las arroyadas.

Es evidente con estos datos que la acción de procesos mecánicos es significativa, pero sin predominar sobrelas químicas y bioquímicas.

4.4. LA ZONA MORFOCLIMÁTICA ÁRIDA O XÉRICA

La sequía es la característica fundamental; sus condiciones climáticas se corresponden con la clasificación BSy BW de Köppen. Sus formaciones edáficas son esqueléticas y de vegetación escasa y xerófila. Se desarrollaen latitudes tropicales y templadas.

Los procesos: las acciones mecánicas son los procesos dominantes. Las grandes oscilaciones térmicas llegana provocar fragmentación en las rocas, y la esporádica presencia de agua y su rápida evaporación producecambios de volumen en las rocas, lo que se une a la fragmentación. Los procesos químicos son lentos perodestacables los de disolución-precipitación; se produce disolución ya que el agua que penetra y se halla en elsuelo sufre ascensiones provocadas por la evaporación arrastrando en ese ascenso sustancias disueltas que


precipitan en la superficie, así se producen las pátinas o barnices, y si las partículas que ascienden son demayor tamaño se originan costras.

A pesar de la aridez son las aguas corrientes las que juegan un papel esencial en los procesos morfogenéti-cos, y suelen ser además de carácter torrencial ya que el terreno sin vegetación no la frena y el suelo es pocoapto para la infiltración, todo esto hace que la arroyada tenga un papel importante.

Otro agente fundamental es el viento, cuya acción se ve favorecida por la ausencia de vegetación y por lasequía del ambiente.

Las formas resultantes: los glacis se extienden al pie de algunos relieves estructurales montañosos, se enraí-zan en la vertiente montañosa para enlazar con un valle o depresión, y se forman unas veces por ablación(erosión) y otras por acumulación, pero siempre como resultado de la erosión areolar o lateral del agua co-rriente. Los uadis son cauces o valles secos de las áreas desérticas por lo que sólo corre agua de forma oca-sional. Las ramblas son cauces típicos de los países áridos por lo que las aguas sólo corren cuando las lluviasson los suficientemente abundantes. Las hamadas son grandes llanuras planas o muy poco accidentadas enlas que no existe dirección fluvial.

Los glacis, uadis y hamadas a menudo convergen en depresiones cerradas que suelen encontrarse a menoraltura que el nivel del mar.

En esta zona son también muy características las formas debidas a la acción del viento, que las origina porablación o erosión (yardang, rocas facetadas o rocas seta) y por acumulación (dunas).

Tipología de dominios áridos: la escasez de agua no es uniforme en toda la zona xérica, y según su déficit deagua se establece una tipología de dominios áridos.

Dominio semiárido o de estepa: se localiza alrededor de los grandes desiertos y en las zonas áridastempladas; coincide con los climas Bs de Köppen. La vegetación y el agua son escasos por lo que lacobertera vegetal no puede proteger de la erosión. Además la erosión antrópica (el hombre) que ro-tura tierras, usa la poca cobertera de alimento para ganado…da lugar a un intenso abarrancamientoy erosión.

Dominio árido: extensiones con una escasez de agua importante, lo que provoca vegetación xerófilay discontinua. Las precipitaciones son escasas y coincide con los climas BW de Köppen. No existe unared hidrográfica organizada y el agua circula en forma de arroyada difusa. Los procesos fundamenta-les son debidos a la meteorización mecánica, a la erosión del viento y a las aguas de arroyada. Sedesarrollan glacis.

Dominio hiperárido: es el caso más extremo de aridez con ausencia total de precipitaciones inclusodurante años. Los procesos de meteorización son exclusivamente térmicos (termoclastia); pero sonmuy importantes los generados por el viento, aunque su evolución es muy lenta. En este dominiohay que hacer mención especial a los desiertos costeros que son consecuencia de las corrientes fríasdonde la existencia de frecuentes nieblas producen en la roca importantes procesos de meteoriza-ción química (hidratación).

4.5. LA ZONA MORFOCLIMÁTICA TROPICAL

Se caracteriza por su elevada y constante temperatura (18o C), el volumen de precipitaciones es abundante ycoincide con los climas A de Köppen. La diferencia fundamental entre los climas tropicales húmedos es laexistencia de estación seca.


La presencia del calor y las elevadas precipitaciones favorecen los procesos químicos, y las rocas se ven muyalteradas por estas condiciones; los procesos mecánicos apenas se dan debido a la ausencia de hielo y laescasa variación térmica.

Los caudalosos ríos que recorren esta zona evacuan en suspensión materiales muy finos, resultado de losprocesos químicos, y como consecuencia de esto la acción de abrasión de los ríos es muy pequeña.

La diferencia de precipitaciones entre los que tienen estación seca o no, nos hace diferenciar dos dominios,el de selva y el de sabana.

4.5.1. DOMINIO TROPICAL DE SELVA

Se extiende en torno al Ecuador y sus temperaturas son permanentemente cálidas (+18o C), las precipitacio-nes son abundantes y sin casi diferencias estacionales. Coincide con los climas Am y Af de Köppen.

Las abundantes y constantes precipitaciones junto con las altas temperaturas favorecen la aparición de unbosque denso o selva donde los procesos químicos son los más abundantes.

Las rocas se descomponen constantemente por disolución, hidratación e hidrólisis; estos procesos generangran cantidad de rocas meteorizadas. En este dominio morfoclimático tiene lugar de forma generalizada elproceso de laterización (el suelo se vuelve de color rojizo debido al óxido de hierro) por lo que el suelo sevuelve estéril. Las rocas se ven alteradas lentamente y de forma superficial, lo que provoca su descamación,exfoliación y disgregación granular.

La acción de la arroyada y la reptación también está presente en este dominio a pesar de la abundante cu-bierta vegetal; la deforestación masiva puede provocar la aparición de grandes movimientos en masa.

Los modelados de este dominio son las medias naranjas (pequeñas colinas de forma semiesférica), los panesde azúcar (formaciones que sobresalen bruscamente en una superficie plana), los pitones, los domos graníti-cos, los mogotes y los pitones kársticos (a modo de torres emergen sobre una superficie llana).

4.5.2. DOMINIO TROPICAL DE SABANA

El aspecto morfoclimático fundamental es la existencia de una estación seca. Se corresponde con los climasAw de Köppen. Aquí los procesos más generalizados son de origen químico, aunque no se debe menospre-ciar los mecánicos.

La sucesión de estación húmeda y seca va a favorecer la aparición de procesos de distinta naturaleza; mien-tras que cuando llegan las lluvias, después de la estación seca, encuentran una tierra seca y endurecida en laque la arroyada tiene un papel fundamental; en la época lluviosa se observan procesos producidos por lainfiltración del agua, dando lugar a procesos de solifluxión, deslizamientos…

En el dominio de sabana existe escasa infiltración y lixiviación (los materiales solubles de los horizontes su-periores de un suelo son arrastrados por la acción continuada de las aguas descendentes por gravitación),sin embargo es muy importante la ascensión del agua contenida en el suelo, y debido a la intensa evapora-ción por la cual aparecen concreciones que pueden llegar a crear corazas de gran dureza. Cuando el horizon-te A del suelo es destruido, estas corazas afloran a la superficie y originan plataformas acoradas.

Los ríos tienen un régimen irregular y transportan los materiales más gruesos, arenas y gravas que aumentanel papel erosivo. Además debemos mencionar la erosión antrópica ya que el hombre al roturar el bosque haprovocado la aparición de sabana en áreas antes ocupadas por la vegetación de selva.


4.6. LA MORFOGÉNESIS EN ÁREAS DE MONTAÑA

En todos los tipos de climas existen áreas de montaña que presentan características diferentes de las de lazona climática en la que están insertos. Las montañas muestran un escalonamiento altitudinal en pisos queno se encuentran a la misma altura en todas las montañas debido a distintos factores (exposición al sol ylatitud).

La altitud marca claros contrastes en el clima de las montañas, ya que recordemos que la temperatura delaire disminuye con la altura, que las precipitaciones son más abundantes en las laderas expuestas a vientoshúmedos, que los rayos solares atraviesan menor espesor de troposfera, que la amplitud térmica en lasmontañas es mayor y por último que en ellas se forman vientos locales entre el valle y la montaña. En lameteorización física las bajas temperaturas y la abundante humedad favorecen los procesos de gelifracción yla abundante precipitación favorece la escorrentía que actúa con gran fuerza por las pendientes montaño-sas. Debido a las bajas temperaturas y a las precipitaciones en forma de nieve, se forman hielos y nevé, dan-do lugar a la aparición de glaciares.

Además de la altitud, las pendientes también favorecen la aparición de formas debidas a los fenómenos deladera.

En una misma zona montañosa, las características del clima y por lo tanto de la vegetación, varían con laexposición a los rayos solares. La solana, al recibir más luz que la umbría, se ilumina y calienta más, por loque los árboles alcanzan mayor nivel; en cuanto a la vertiente de barlovento, al recibir mayores precipitacio-nes, también favorece al tamaño de los árboles. Todo esto origina que existan pisos morfoclimáticos y queestos estén a diferentes alturas.

4.6.1. LOS PISOS MORFOCLIMÁTICOS

De forma general, se puede considerar la existencia de tres pisos morfoclimáticos fundamentales: forestal,periglaciar y glaciar.

Piso forestal: es la parte inferior de la montaña; aquí la vegetación actúa como filtro de algunos agentes me-teóricos, facilita la infiltración de agua de lluvia gracias a las raíces, pero sin embargo también interceptaparte de la precipitación no dejándola caer directamente y atenuando la erosión del suelo. En este piso sedan grandes alteraciones de las rocas y los movimientos en masa por las vertientes son muy importantes.

Piso periglaciar: está inmediatamente por encima del forestal, y aquí el agente modelador fundamental es laacción hielo-deshielo. En este piso periglaciar de montaña no suele existir un subsuelo permanentementehelado, pero sí puede darse que una capa de nieve lo recubra gran parte del año, lo que evita la acción delhielo, pero favorece la aparición de otros fenómenos como las avalanchas y las aguas de fusión.

Los procesos más importantes aquí son la gelifracción, la gelifluxión y la solifluxión; la acción erosiva princi-pal es la mecánica.

Piso glaciar: inmediatamente por encima del periglaciar y a partir del nivel de las nieves perpetuas. Se carac-teriza por estar cubierto de hielo, y su agente fundamental también es el hielo, que arranca, transporta ydeposita los materiales.


UNED | <Bibliografía 147

BIBLIOGRAFÍA

Mª José Aguilera Arilla, M. P. (2009). Geografía General I. Geografía Física. Madrid: UNED.

Documents

Geografía Física I UNED