TEMA 1 LA TIERRA PLANETA. MOVIMIENTOS Y REPRESENTACIONES 1. LA TIERRA EN EL ESPACIO. FORMA Y DIMENSIONES

La Tierra es un planeta dentro del Sistema Solar, constituido por el Sol (estrella de la Vía Láctea) y sus planetas. El satélite terrestre es la Luna, aprox. 1/4 de la Tierra, con un 1/8 de masa, que gira a su alrededor, en una órbita elíptica, en sentido oeste-este, con su eje de rotación aproximadamente paralelo al terrestre.

1.1. FORMA Y DIMENSIONES:

A lo largo de la historia se le han atribuido varias formas:

Grecia de Homero. Se consideraba un disco plano rodeada por el río Océano.

Aristóteles y Eratóstenes. Mostraron evidencias de la esfericidad.

Colón y Elcano. Con sus viajes demostraron esfericidad.

Academia de Ciencias de Francia. Forma elipsoide, achatada por los polos.

Gauss y Herbert. Geoide o figura definida por el potencial gravitatorio. A efectos prácticos, la Tierra es un elipsoide (esfera achatada por los polos) cuyo radio ecuatorial mide 6.378, 16 Km., su radio polar mide 6.356,77 Km. y el radio medio es de 6.367,75 km.

1.2 CONSECUENCIAS DE LA ESFERICIDAD DE LA TIERRA:

INCIDENCIA ENERGÍA SOLAR. Condiciona la forma en que la superficie recibe la energía. Al aumentar la latitud los rayos son más oblicuos (por la inclinación del eje).

Es responsable de gran parte de las CARACTERÍSTICAS FÍSICAS DE LA TIERRA.

ORIENTACIÓN Y MEDICIÓN. la red de meridianos y paralelos hace posible situar cualquier punto sobre la superficie terrestre. Igualmente nos permite medir el tiempo, suceder los días con su variabilidad de energía y temperatura y los objetos en movimiento sufren el efecto CORIOLIS.

DIFICULTAD DE LA REPRESENTACIÓN de la superficie terrestre en dos dimensiones, >proyecciones geométricas desarrolladas, Cartografía. 2. MOVIMIENTOS DE LA TIERRA Y SUS CONSECUENCIAS GEOGRÁFICAS

2.1 LOS MOVIMIENTOS DE LA TIERRA:

2.1.1 Movimiento de rotación: gira sobre sí misma y tarda 23 horas, 56 minutos y 4,09 segundos; el giro es de oeste a este.

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 situarnos sobre la superficie, y medir el tiempo. >puntos cardinales según la posición del Sol (norte, sur, este y oeste).

Los puntos de referencia fijos son los polos y sirven de base para la red geográfica, meridianos y paralelos. Para la localización y mediación exactas se utilizan los valores de longitud (puede ser este y oeste y entre 0° y 180ª) y latitud (puede ser norte y sur y estar entre 0° y 90ª). Definiciones:

Meridianos: son arcos de círculo máximo que unen los polos y cada uno mide 180°. Miden la longitud > la distancia en grados que separa un punto del meridiano de referencia, Greenwich o meridiano 0, y que separa en dos hemisferios la tierra el hemisferio este u oriental y el hemisferio oeste u occidental.

Paralelos: son círculos completos obtenidos de la intersección de la perpendicular al eje terrestre y sólo uno configura el círculo máximo, el Ecuador. Miden la Latitud > la distancia en grados (arco) desde un punto al ecuador. Así el Ecuador divide la tierra en dos hemisferios, el norte, boreal o septentrional y el sur, austral o meridional, ambos con 90°.

Medición del tiempo: el tiempo que tarda la Tierra en realizar un giro sobre sí misma es el día (24h). Dado que la Tierra gira de oeste a este y nos situamos en el meridiano de Greenwich (GMT- Greenwich Mean Time) a las 12 horas del mediodía, 15° al E es +1 h y 15° al O es -1h. En todo el planeta se usa la misma división en husos horarios y son 24 franjas de norte a sur; también tenemos la importancia del meridiano 180° ya que fija la línea de cambio de fecha internacional.

Otras consecuencias del movimiento de rotación:

1. La sucesión de periodos de iluminación y calor (días y noches).

2. También genera una serie de fuerzas que afectan a todos los objetos; la fuerza centrífuga tiende a separar los objetos de la superficie, lo cual es contrarrestado por la fuerza de la gravedad que es la atracción que sufren los objetos entre sí con una masa.

3. Efecto de Coriolis, sobre todo en los líquidos, hace que en el hemisferio norte tengan un desplazamiento hacia la derecha y en el hemisferio sur hacia la izquierda de su trayectoria. Afecta a la circulación de los vientos, corrientes marinas…

4. La rotación también afecta en las mareas, por la influencia es la Luna, tb deformaciones provocadas por la atracción de cuerpos celestes.

2.1.2 Movimiento de traslación: la Tierra se mueve alrededor del Sol realizando un giro completo cada 365 días, 5 horas, 48 minutos y 45,6 segundos, un año. El año solar (calendarios) es el tiempo transcurrido entre dos equinoccios y el año astronómico es el considerado entre dos pasos sucesivos de la Tierra por el mismo punto. Cada cuatro años se establece un año bisiesto. El movimiento de traslación (930M de km; 29,5km/s)se efectúa de oeste a este y la distancia entre la Tierra y el Sol varía a lo largo del año, el momento de más proximidad (perihelio) es en enero y el de mayor alejamiento (aphelio) es en julio. En Astronomía se denomina oblicuidad de la eclíptica a la inclinación que presenta el eje de rotación de la Tierra con respecto al plano de la eclíptica.

Solsticios y equinoccios: (ver foto). A lo largo del año se producen cuatro momentos clave, de enormes repercusiones en la vida de la Tierra.

A) Solsticio de invierno. En torno al 22 de diciembre los rayos del Sol son perpendiculares al plano tangente en la superficie terrestre en el Trópico de Capricornio (23° S). La parte iluminada de la Tierra es tangente a los paralelos que marcan los Círculos Polares, Ártico y Antártico. En el Ecuador hay una igualdad en la duración del día y la noche. Fuera de esta latitud hay una clara desigualdad entre el día y la noche. A partir del Círculo Polar Ártico la noche dura 24 horas. En el hemisferio sur la situación es la opuesta. Este momento coincide con el perihelio (primeros días de enero) cuando la distancia entre Sol y Tierra es menor.

B) Solsticio de verano. En torno al 22 de junio se da una situación invertida. Los rayos del Sol son perpendiculares al plano tangente al Trópico de Cáncer (23°N.) El solsticio de verano coincide con el

momento de mayor alejamiento entre Sol y Tierra (aphelio). Los trópicos de Cáncer y Capricornio marcan la latitud máxima a la que los rayos del Sol alcanzan la verticalidad en algún momento del año (90°). En el momento del solsticio parece que el Sol se para y empieza a retroceder desde la verticalidad. De aquí el término solsticio (de sol + stare =pararse). C) Equinoccio de primavera. Alrededor del 22 de marzo los rayos de Sol son perpendiculares al plano tangente a la superficie terrestre en el Ecuador. La línea que separa la mitad iluminada de la Tierra, de la que permanece en la oscuridad pasa por los polos. Todos los paralelos terrestres quedan divididos en dos semicírculos iguales, en todas las latitudes, el día y la noche tienen la misma duración (12 h). El término equinoccio significa igual noche (del latín aequus nox). D) Equinoccio de otoño. El 22 de septiembre se produce una situación idéntica pero invertida. A partir de los equinoccios, para los polos comienza un día o una noche de seis meses, alcanzando paulatinamente hasta los círculos polares.

Consecuencias del movimiento de traslación. Sucesión de estaciones y zonas terrestres:

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 los seres vivos y al medio físico en conjunto (precipitaciones, caudal de los ríos, erosión, etc.). Su comienzo se establece en los momentos clave de los solsticios y equinoccios.

En función de la traslación y la inclinación se establecen una serie de paralelos que marcan unos límites precisos a la verticalidad con que se reciben los rayos solares y a la existencia de períodos largos de oscuridad:

Zona intertropical. Los rayos solares alcanzan la máxima verticalidad, leve oscilación entre noche y día, siendo superior el calentamiento diurno al enfriamiento nocturno. Es la zona cálida. Dentro de la zona intertropical destaca el cinturón ecuatorial, en torno al Ecuador hasta aproximadamente 5° de latitud norte y sur, donde son más acusadas. Entre esa franja y el límite de los Trópicos se consideran las zonas tropicales, desigualdad entre día y noche es más marcada y la insolación es menor. Zonas caracterizadas por la poca diferencia entre las estaciones térmicas, pero sí una diferencia estacional determinada por las precipitaciones.

Dos zonas templadas hasta los círculos polares: los rayos solares llegan más oblicuos según la latitud, > una gradación de la energía calorífica recibida (también por el mayor espesor de atmósfera). La duración del día y la noche varía notablemente > oscilaciones de temperatura relativamente moderadas. Matices: hay una zona subtropical, transición entre el tropical y el propiamente templado; y una zona subpolar, de transición a la zona por encima de los círculos polares. Quedando entre ambas una zona media, más puramente templada.

Por encima de los polos las zonas frías o polares, la Ártica (N) y Antártica (S). Mayor diferencia entre el día y la noche. Son las zonas más frías, donde la oblicuidad de los rayos llega al máximo y la energía calorífica es menor. 3. LA REPRESENTACIÓN DE LA SUPERFICIE TERRESTRE. LA CARTOGRAFÍA

La Cartografía, ciencia que se ocupa de la confección de mapas. Los mapas (Robinson) son la representación gráfica de relaciones espaciales, permitiéndonos conocer las características de la superficie terrestre con el detalle necesario, y también plasmar los resultados de análisis, investigaciones y relaciones diversas.

La Geodesia es la ciencia que se ocupa del llevar a cabo el levantamiento y la representación de la forma y superficie de la Tierra. Los principales problemas: el tamaño, que se resuelve con la escala; y el pasar de la esfera al plano la información, que se resuelve mediante las proyecciones.

3.1 LAS PROYECCIONES:

La proyección consiste en trasladar al plano la red de meridianos y paralelos dibujada sobre la Tierra desde un centro de proyección, bien sobre un cilindro, un cono o sobre un plano. Las deformaciones son inevitables y según la figura escogida afectará más a la superficie o a las distancias.

Si respetan los ángulos de las líneas de la esfera se denominan conformes.

Si conservan las distancias a lo largo de direcciones especiales se llaman equidistantes.

Si respetan las áreas y son fieles a la superficie de la figura representada se llaman equivalentes. Las proyecciones se suelen clasificar en cuatro grupos:

1. Cenitales o acimutales. Proyectan la superficie del globo sobre un plano desde un centro determinado de perspectiva, cuyo punto de mira se sitúa en el centro del globo, en los antípodas, o externo. Pueden ser polares, ecuatoriales y oblicuas, según que el plano 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, estereográficas y gnomónicas.

2. Cónicas. Simples, que son tangentes a un único paralelo, que conserva la escala. Una modificación consiste en hacer que el cono sea tangente a dos paralelos. Las policónicas utilizan varios paralelos de base por medio de varios conos.

3. Cilíndricas. Los meridianos y paralelos aparecen como rectas que se cortan en ángulo recto, con una separación constante los meridianos, mientras que los paralelos se van espaciando según se asciende en latitud. Muy utilizada en mapas mundi > gran deformación en las altas latitudes. Destaca la proyección conforme de Mercator. Una variante es la llamada UTM (Universal Transversa de Mercator, o conforme de Gauss, que consiste en utilizar un cilindro tangente a un doble meridiano.>MTN a 1:50.000.

4. Complejas. Combinan varias figuras y son muy utilizadas para mapas mundi. Destacan: la homolográfica o de Mollweide, (equivalente) en la que sólo son rectas los paralelos y el meridiano cero, los restantes meridianos son arcos de elipse; la sinusoidal, similar, pero con los meridianos, salvo el cero, como curvas sinusoidales; homolosena, que combina las dos anteriores. Es de destacar la proyección de Peters, crítica con la imagen del mundo transmitida por las proyecciones clásicas, especialmente la de Mercator y por el dominio ejercido por Europa. Él propone una nueva proyección que busca tener fidelidad de superficie, de eje y de posición. 3.2 LA ESCALA:

La escala es la relación matemática entre las dimensiones reales y las de su representación en un mapa. Se expresa como una fracción en la que el numerador es la unidad y el denominador el número de veces que cualquier medida en el mapa es mayor en la realidad.

Se considera gran escala a la que tiene pequeño denominador y pequeña escala a la que lo tiene grande. Los mapas de mayor escala, de 1:10.000 para abajo son los planos. Se puede expresar en forma numérica (1:25.000; 1:100.000, etc.) y también en forma gráfica, como un segmento en el que se incorporan las equivalencias, que permite medir directamente sobre el mapa con ese segmento, sin necesidad de hacer la conversión.

3.3 BASES MATEMÁTICAS Y GEOGRAFÍA. TIPOS DE MAPAS:

Triangulación, proyección y escala forman parte de la base matemática de la confección de un mapa. La posterior representación de la altimetría, esto es el relieve y la planimetría, o conjunto de accidentes del terreno, obra de la naturaleza o de la intervención humana, llena el mapa de información y contenido.

La representación del relieve —que tras etapas de tipo pictórico, que representaban las elevaciones del terreno como perfiles abatidos o pequeños trazos para dar sensación de relieve, o simples cotas de altitud—, se realiza por medio de las curvas de nivel, que consisten en unir, por medio de una línea, los puntos del terreno de igual altitud (también isohipsas de iso = igual e hipsos = altura). La altitud se toma con una base de referencia, siendo con frecuencia el nivel de mar. En cada mapa se mantiene constante la separación de las curvas de nivel, a la que se da una determinada equidistancia, que suele ser en múltiplos de 10. Para facilitar la lectura muchos mapas aparecen sombreados. Las curvas de nivel, además de ayudar a visualizar el relieve, son de absoluta precisión y permiten medir directamente sobre el mapa, calcular pendientes, alturas y levantar perfiles topográficos y alzados del terreno. La planimetría y la rotulación añaden muchísima información, que enriquece el documento. En función de sus características se pueden dividir en dos grandes conjuntos:

• Mapas topográficos, que representan la superficie tal como se presenta con su aspecto físico y los resultados de la actividad humana • Mapas temáticos, que tienen por objeto la representación de un tema, fenómeno o aspecto concreto, quedando la parte topográfica en un segundo plano. Los hay de carácter cualitativo, que muestran la localización o distribución del fenómeno, y los de tipo cuantitativo, que añaden una precisión numérica, estadística o de otras categorías. 3.4 OTRAS FORMAS DE REPRESENTACIÓN: Interesantes son las posibilidades de la fotografía aérea y la teledetección. Otros permiten obtener información riquísima, en distintos momentos y hasta en tiempo real, imágenes que puede capturarse con diversos procedimientos fotográficos (color, falso color, infrarrojos, etc.) y traducirse a formato digital. Por otro lado, los llamados Sistemas de Información Geográfica, SIG o GIS, que permiten gestionar y analizar la información espacial. Entre las muchas definiciones que se han realizado podemos citar la que lo considera «Un sistema de información diseñado para trabajar con datos georreferenciados, mediante coordenadas espaciales o geográficas», o «una base de datos computerizada que contiene información espacial» o «Un sistema para la captura, almacenamiento, corrección, manipulación, análisis y presentación de datos que están espacialmente representados sobre la Tierra».

TEMA 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS I. LA TEMPERATURA Climatología: estudio de las características de la atmósfera (propiedades del aire: su temperatura y humedad —vapor de agua, condensación, precipitación...— y su dinámica —presión y movimiento) en contacto con la superficie terrestre y su repartición espacial.

Tiempo meteorológico: conjunto de las variables meteorológicas (temperatura, presión, viento, humedad, precipitaciones,...) que caracterizan el estado de la atmósfera en contacto con un lugar determinado y en un instante preciso.

1. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA.

COMPOSICIÓN QUÍMICA Y DISTRIBUCIÓN EN VOLUMEN.

Aire: mezcla de gases que componen fundamentalmente la atmósfera acompañado de Aerosoles, pequeñas partículas líquidas y sólidas, dispersas.

PROPIEDADES DE LOS PRINCIPALES GASES. IMPORTANCIA DESDE EL PUNTO DE VISTA CLIMÁTICO.

Gases COSTANTES Y NO INFLUYENTES:

Nitrógeno (N). Principal componente gaseoso de la atmósfera y de gran importancia en la nutrición de los seres vivos. Apenas influye en las variaciones climáticas. Oxígeno (O). Imprescindible en la respiración de los seres vivos. Apenas influye en las variaciones climáticas. Gases nobles (argón, helio, xenón y kriptón, hidrógeno o metano. Con otros gases INFLUYENTES Y VARIABLES (según zonas): Vapor de agua. Tiene una presencia muy variable. El agua penetra en la atmósfera por la evaporación 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. humedad del aire>cantidad de agua contenida en la masa atmosférica terrestre. El vapor de agua tiene la propiedad de absorber los rayos infrarrojos de mayor longitud de onda del Sol evitando el enfriamiento, propiedad que se refuerza por el dióxido de carbono. Dióxido de carbono - anhídrido carbónico (CO2) Procede de las emanaciones volcánicas, de las combustiones y de la respiración de los seres vivos. Éste es compensado por la acción clorofílica de las plantas. Su total desaparición provocaría un descenso medio de la Tierra de 21°C. Ozono (O3). Se forma por la absorción de rayos ultravioletas procedentes del Sol descomponiendo el O2 en O3. Impide el paso de la radiación ultravioleta de longitud de onda entre 0,20µ y 0,29µ que haría imposible la vida, la de longitud de onda comprendida entre 0,29µ y 0,40µ traspasa y es beneficiosa. Otros gases presentes y contaminantes: 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 (SO4H2), 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. Se contienen en la atmósfera y tienen una procedencia y naturaleza variable.

2. LA ESTRUCTURA ATMOSFÉRICA. En función de la diferente composición gaseosa de cada capa. 2.1. LA TROPOSFERA. Es la capa inferior de la atmósfera.

Composición. En ella se encuentran las ¾ partes de masa gaseosa que envuelve la Tierra y casi la totalidad del vapor de agua. En ella se forman las nubes, precipitaciones y demás fenómenos meteorológicos. Subcapas de la troposfera: Capa geográfica o capa sucia: hasta unos 3000 metros. Impurezas y mayor turbulencia del aire> Dinámica atmosférica. Peplopausa: límite de la capa geográfica o capa sucia. Capa libre: la atmósfera está más libre y homogénea. Comportamiento térmico. La temperatura desciende con la altura, unos 0,65°C × 100 metros aprox. Esta tendencia, que manifiesta un gradiente térmico negativo, se interrumpe en la tropopausa . La distancia en la que se encuentra la tropopausa es variable y depende de la latitud y de la estación del año. 2.2. LA ESTRATOSFERA.

Va de la tropopausa hasta la estratopausa (a unos 50 km aproximadamente y es donde acaba el ozono O3>tb llamada ozonosfera). Composición. Hay ausencia casi completa de vapor de agua y progresiva rarificación de la presencia de gases. Dinámica atmosférica. Se dan movimientos horizontales de vientos. El O3 absorbe las radiaciones ultravioletas> elevación de la temperatura hasta los 100 Comportamiento térmico. La temperatura es constante hasta los 18-20 km, aumentando después 3

oC cada 1 km. Hay

presencia de ozono que absorbe las radiaciones ultravioletas del Sol, con lo que esta capa puede alcanzar los 100oC. 2.3. LA ALTA ATMÓSFERA.

Mesosfera o alta estratosfera: a partir de los 50 km la temperatura se invierte y desciende hasta la mesopausa (a unos 80 km de altura). Termosfera: por encima de los 80 km hay casi una total ausencia de aire. A los 150 km la presión del aire es casi un vacío neumático, pero hay suficiente densidad gaseosa para provocar calentamiento por rozamiento (estrellas fugaces...). Absorción de radiaciones solares de menor longitud de onda > aumenta la temperatura a 200-300oC. Se da una ionización: por la radiación y su absorción por el aire, los átomos gaseosos modifican su neutralidad eléctrica y se transforman en iones. Esta transformación convierte a la atmósfera en conductora de electricidad. Por esto la atmósfera recibe el nombre de ionosfera. Sin la ionización no se podrían realizar las emisiones por radio. A partir de los 400 km aproximadamente comienza la EXOSFERA hasta los 10.000 km, que es espacio exterior.

3. LAS PROPIEDADES DEL AIRE.

Aire: mezcla de gases Gases: cuerpos sin forma ni volumen propios y con tendencia a dispersarse uniformemente por el espacio y de gran movilidad.

La movilidad. Debido a la baja atracción entre sus moléculas, le permite moverse libremente por el espacio. Fundamental para la dinámica atmosférica (movimientos de los vientos, fundamental en climatología). La ley atmosférica de Newton obliga a sólidos y algo menos a líquidos a tener sus moléculas más fijas.

La presión. El aire pesa > es capaz de ejercer una presión (o fuerza por unidad de superficie) en cualquier punto de la atmósfera terrestre. En altura se reduce. A los 5 km queda un 50% de la atmósfera, a 10 km un 25 % y bajando Las diferencias de la presión terrestre son la causa del movimiento del aire, no solo en altura sino también en la misma altitud. En meteorología, se suele emplear el milibar, una milésima de bar. El bar es la unidad de la presión atmosférica equivalente a cien mil pascales (unidad de presión equivalente a una fuerza de 1 Newton distribuida uniformemente por una superficie de 1 m2). En la proximidad de la superficie terrestre, la presión atmosférica vale aproximadamente un bar. La falta de uniformidad en la presión en superficie se debe a causas de origen térmico y dinámico. La temperatura. Calor: forma de energía. Temperatura: consecuencia del calor, cuando átomos y moléculas se calientan vibran y comienzan a moverse intensamente, por fricción aumenta la temperatura. Concepto de calor específico es la cantidad de calor necesaria para elevar un gramo del mismo, un grado de temperatura. El calor específico del aire y del

agua son diferentes. La acumulación de calor de un cuerpo depende de la masa del mismo que se caliente. Comportamiento térmico diferencial entre la tierra y el mar. El suelo seco posee un calor específico similar al del aire (5 veces inferior al agua), teniendo en cuenta que el agua permite que el calor penetre a mayor profundidad, calentando más masa. Este es el motivo por el cual en zonas con mar cerca las temperaturas son más suaves. Al producto de la masa por el calor específico se le conoce con el nombre de capacidad calorífica. La unidad de medida de la temperatura depende de la escala de medida. a. La escala centígrada, Celsius, en 1742, sobre un termómetro, utilizando la propiedad de la dilatación se fijaron los valores de 0°C y 100°C, correspondiendo con las temperaturas en las que el agua en condiciones normales de presión hiela o rompe a hervir. Dividiendo el espacio de variación en cien grados centígrado (

oC).

b. Farenheit, otros puntos de referencia en la medición; dio un valor 0oF a la temperatura de la nieve y de la sal de amoniaco en fusión y a la temperatura normal del cuerpo humano 100oF. >la temperatura de fusión del hielo era de 32oF y la de ebullición de 212oF >C/100= (F-32)/180. c. Kelvin o absoluta. prolongación de la escala centígrada, con el cero absoluto en el -273oC, temperatura en que la materia quedaría sin movimiento interno, la temperatura más baja que se puede alcanzar. La correspondencia sería: T= C+ 2730 La densidad. Es la masa de un cuerpo por la unidad de volumen. El resultado es el mismo al peso específico o peso unitario. El aire más denso se estabiliza y el menos denso tiende a elevarse. La unidad de medida de la densidad es el gr/cm3 y el gr/litro. La densidad puede variar según la temperatura y el porcentaje de humedad. Temperatura: determina la densidad. Una masa de aire caliente dilata el cuerpo y ocupa mayor volumen que si estuviera fría. También tiende a elevarse como el húmedo. Humedad. Una masa de aire que contenga mayor cantidad de vapor de agua (menos pesado que otros componentes del aire) es un aire más denso y con cierta tendencia a elevarse y perder su estabilidad. La humedad: hace referencia a la cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera. La capacidad higrométrica depende de la temperatura. Humedad Absoluta. Es el peso en gr. en relación a una unidad de volumen de aire en m³. Lo normal es gr/cm3. Humedad Relativa. Cuanta humedad tiene el aire respecto a la saturación. H relativa= (H Abs/H Sat) x 100 = X %

Saturación. El aire alcanza un nivel límite de vapor de agua y este pasa a ser líquido. Condensación: es el paso de vapor a líquido. 4. LA ENERGÍA SOLAR Y LA TEMPERATURA TERRESTRE.

El Sol es la principal fuente de energía del planeta. La energía recibida del Sol en forma de ondas electromagnéticas de pequeña longitud de onda: rayos X, gamma, ultravioleta (9%), todo el espectro visible (41%) y parte de rayos infrarrojos (50%). La energía irradiada por el Sol es más caliente (5700° C) que la de la Tierra que emite en ondas en la franja de los infrarrojos. Un 45% de la radicación, en forma de onda corta, emitida por el Sol alcanza de forma directa la Tierra, el resto es interceptada por masas de aire atmosférico; el 55% de energía restante se distribuye de la siguiente manera:

1. ABSORCIÓN Y FILTRADO. La estructura vertical de la atmósfera absorbe los rayos X y una parte de los ultravioletas (en la ionosfera), el ozono de la estratosfera también absorbe los ultravioletas más perjudiciales y el vapor de agua y el anhídrido carbónico filtran infrarrojos. Un 20%. 2. REFLEXIÓN; la parte superior de las nubes se comporta como una superficie reflectante muy activa que puede devolver por reflexión directa el 25% de la energía recibida. En zonas nubosas incluso un 60%. 3. DISPERSIÓN. las moléculas de los gases y las partículas de polvo dispersan la luz en todas direcciones, reflexión difusa. La gama de los azules es la que llega. Se pierde un 10% llegando a la superficie un 20% (denominado dispersión decreciente). En resumen, del 100% de la energía recibida del Sol, sólo el 45% alcanza el suelo (insolación) y se pierde el 55% en el filtrado atmosférico y el escape al exterior.La superficie terrestre no se beneficia totalmente de ese 45% de insolación, porque una parte, según el albedo del suelo receptor (porcentaje de energía reflejada) se pierde hacia el exterior. Según como se incline y sobre que refleje pierde más o menos. El albedo del agua para radiaciones verticales es bajo (2%), pero no la nieve o el hielo (45-48%). La última fase del balance energético se refiere a la radiación emitida por el suelo, que es variable con su temperatura y se realiza por radiaciones de onda larga. La atmósfera, sobre todo con nubes, se comporta como una pantalla térmica que devuelve calor a la superficie terrestre e impidiendo que durante la noche la temperatura descienda excesivamente por la falta de radiación solar; este efecto se denomina EFECTO INVERNADERO. La superficie irradia 120 calorías, 15

escapan y 105 absorbidas por la atmosfera, que a su vez también irradia: de 155, 105 vuelven a la superficie y 50 al exterior. La superficie terrestre utiliza otros dos mecanismos de transformación del calor:

1. EVAPORACIÓN. sirve para facilitar (en océanos y mares) la evaporación del agua y su paso a la atmósfera, ese calor latente de vaporización es devuelto posteriormente por la condensación. 20 calorías.

2. MOVIMIENTO ASCENSIONAL CONVECTIVO. consiste en comunicar calor a las capas bajas de la atmósfera. 10 calorías. Como resumen, del 45% de la energía recibida por el Sol (onda corta), la Tierra devuelve un 15% al exterior en forma de onda larga y el 30% restante es empleado en los mecanismos atmosféricos de la condensación y el movimiento del aire.

5. EL DESIGUAL REPARTO DE LA INSOLACIÓN TERRESTRE.

Los contrastes térmicos de carácter zonal y su variación en el tiempo son el resultado del desigual reparto de la radiación solar, motivado por factores de orden cósmico y geográfico. La Tierra se calienta de manera desigual y este desequilibrio térmico interior genera unos mecanismos compensatorios de transferencia de calor desde 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 trasvase energético. También se utiliza para el trasvase de calor el ciclo del agua.

5.1. FACTORES EXPLICATIVOS DEL DESIGUAL REPARTO DE LA INSOLACIÓN Y COMPORTAMIENTO CALORÍFICO TERRESTRE (factores intrínsecos).

1. La distancia entre la Tierra y el Sol. La Traslación Elíptica alrededor del Sol, es la causa de que la distancia de ambos astros no siempre sea la misma. La excentricidad de la órbita (0,0005-0,058, baja y alta respectivamente, actualmente 0,017)ligeramente elíptica explica que la energía recibida en el perihelio de Enero sea superior en un 7% a la correspondiente al aphelio de Julio. En la práctica la circulación de calor en la atmósfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia global. 2. La altura del Sol. La altura del Sol está medida por la inclinación de los rayos solares respecto a la horizontal terrestre; desde la salida del Sol/orto al ocaso la altura está condicionada por la latitud del lugar (más allá de los trópicos nunca irradia verticalmente) y la estacionalidad (solo en los equinoccios es perpendicular al plano del Ecuador). 3. La duración de la luz solar. Además de la perpendicularidad de los rayos, la latitud condiciona la duración del día solar y, en consecuencia la cantidad de insolación. más período de iluminación > mayor radiación diaria recibida. Desigualdades entre días y noches en los solsticios de verano e invierno y Hemisferios. 4. La atmósfera. El desigual recorrido de los rayos solares a través del espesor atmosférico sería una consecuencia de la latitud. El principal factor atmosférico causante de la diferente llegada de radiación solar al suelo es la presencia de la nubosidad. 5. Distribución de las tierras y los mares y su diferente comportamiento térmico. En los océanos, debido a la superior evaporación del agua, el efecto de filtrado atmosférico es superior > continentes insolación superior. El agua tiene mayor capacidad de almacenamiento de la energía; la tierra, rápidamente la devuelve a la atmósfera; el albedo del suelo es más elevado que el de la superficie marina. También es mayor la facilidad con que las ondas electromagnéticas procedentes del Sol pueden penetrar en el agua. Y también la conductividad del calor hacia el interior es más alta. Las diferencias de comportamiento térmico entre los océanos y los continentes se manifiestan en que la superficie continental se calienta y se enfría más rápidamente que la oceánica. Zonas con agua cerca la amplitud térmica es menor. 6. La elevación y la topografía. La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican la cantidad de radiación solar que alcanza la superficie; la cantidad de energía recibida es superior en las altas cumbres, también lo es la facilidad con que se pierde. El efecto pantalla hace que allí donde la atmósfera es más densa se mantiene más calor,

por otra parte allí donde no lo es los rayos inciden más. La influencia de la exposición a los rayos solares es muy elevada, sobre todo en las latitudes medias. En el hemisferio norte, la solana o área de la montaña situada en el sur recibe mayor cantidad de insolación por unidad de superficie, como consecuencia de la mayor perpendicularidad de los rayos del sol; la situación inversa se presenta en la umbría o área norte, y este fenómeno se manifiesta a la inversa en el hemisferio sur. 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 decrece hacia las latitudes más altas. Pero 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, no en el Ecuador, sino a lo largo de los trópicos, principalmente a lo largo del Trópico de Cáncer, en los bloques continentales africano y asiático, desierto del Sahara y noroeste de la India y en menor medida en la costa oeste del continente americano. En el hemisferio Sur, destaca la presencia de otra banda de altos valores de radiación sobre los continentes africano y australiano.

6. LA DIFERENCIACIÓN TÉRMICA DE LA TROPOSFERA.

Causas de los desfases existentes entre los fenómenos ra-diactivos y la temperatura del aire.

1. El calor absorbido por el suelo no se cede de forma inmediata a la atmósfera, existe un desfase —deben calentarse y almacenar calor antes de elevar su temperatura y poder emitir hacia el exterior—,fenómeno de inercia térmica. 2. Por otro lado parte de la energía disponible por el suelo es empleada para la evaporación, disminuyendo el calor que puede ser cedido para calentar el aire, de aquí que la temperatura de los océanos descienda en mayor proporción que la de los continentes. 3. Factores intrínsecos que modifican la insolación y el comportamiento térmico diferencial de la superficie terrestre (punto 5.1 de este tema), habría que añadir otros extrínsecos que condicionaba las características climáticas de un lugar determinado de la Tierra, como son el movimientos de las masas de aire y de las mareas, las cuales llevan frío/calor o humedad/sequedad a otras partes de la superficie terrestre. En las zonas templadas es menos determinante la irradiación debido a las constantes turbulencias atmosféricas que se dan. El resultado final del calentamiento del aire es la obtención de una determinada temperatura, la distribución de temperaturas no es uniforme ni espacialmente (distinguiremos la de superficie y la vertical) ni a lo largo del tiempo (dada la estacionalidad).

6.1. LAS TEMPERATURAS DE LA SUPERFICIE Hace referencia a la temperatura de aire que está en contacto con la superficie terrestre (no el suelo), a una altura constante del suelo (de 1,5 a 2 m.) 1. La oscilación térmica diaria. Las variaciones rítmicas de temperatura por el paso del día a la noche, ciclo diario. La variación de la verticalidad de los rayos solares por el día es la causa del desigual reparto de la insolación durante las horas de luz, a la que hay que sumar la ausencia de radiación solar por la noche. Si se representa la verticalidad de los rayos de sol, sería una parabólica en forma de U invertida, siendo el mediodía la hora de más verticalidad. Por la noche se desprende calor de la superficie. La inercia térmica terrestre provoca el desfase de temperatura, de 12-18h y sobre las 6 de la mañana. La amplitud térmica es la diferencia entre la temperatura máxima y mínima en un periodo (como amplitud térmica baja aquella inferior a 10°C, media entre 10 a 18 °C, alta superior a los 18 °C, e insignificante la menor de 5°C). También son de estudio la temperatura media (si no hay datos, se toma las 9h.). Los factores geográficos y estacionales son decisivos en el perfil de la oscilación térmica diaria. Así, la latitud y la estación del año desempeñan un papel fundamental. En las latitudes templadas, sobre todo en verano con ausencia de nubosidad, las diferencias térmicas entre los días y las noches son muy marcadas. Algo semejante ocurre en las altas montañas o en las regiones subtropicales desérticas, donde la debilidad de la protección atmosférica incrementa los valores de la amplitud. También la continentalidad juega a favor de hacer mayores las diferencias diarias de temperatura. Por contra, la presencia de los océanos o la existencia de capas nubosas de los países tropicales explican las débiles oscilaciones de temperatura a lo largo del día y la noche.

2. Las variaciones estacionales. La representación gráfica de las temperatura medias mensuales a lo largo del año da una curva de temperatura oscilatoria con valores máx. y mín. estacionales. Temperatura media mensual es el valor

promedio de las temperatura medias de cada uno de los días del mes. Se denomina régimen térmico a la sucesión de los valores de las temperaturas medias mensuales, correspondientes a los doce meses del año, y está estrechamente relacionado con las variaciones de la radiación solar recibida a lo largo del año. También existe un desfase térmico entre el mes más irradiado y el mes con la temperatura máxima/mínima mensual. La latitud es el factor predominante de la fluctuación térmica anual. En las latitudes medias y altas, la curva de las temperaturas

medias mensuales presenta una variación más marcada y es donde la amplitud térmica anual (diferencia entre las temperaturas del mes más cálido y del mes más frío) es superior; su excepción es régimen térmico oceánico, donde el mar amortigua la oscilación. 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. Las isotermas son líneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Estos valores representan sobre la superficie del globo observaciones hechas para toda una zona en un mismo instante o valores medios para un período de muchos años, correspondientes a un cierto día o a cierto mes según al fin al que se destine el mapa. Principales factores que influyen en la desigual distribución de temperatura de la superficie terrestre una vez que éstas han sido reducidas al nivel del mar.

Factores intrínsecos que determinan la diferencia de insolación, altura solar, comportamiento tierra-mar, la nubosidad, etc., y factores extrínsecos que modifican las condiciones térmicas de cada punto de nuestro planeta, que son la influencia del movimiento de masas de aire y las corrientes oceánicas.

Las condiciones climáticas no se forman exclusivamente en el lugar donde se manifiestan los efectos térmicos. Destaca la corriente de aire dirección W-E en la franja de latitudes medias (30° a 60° latitud). Masas de aire creadas en el mar penetran en los continentes con diferentes propiedades según las zonas (costas oeste más templados; zonas este más continentalizadas/ diferencias entre las cordilleras americanas y las europeas). Las corrientes oceánicas superficiales originadas por la dirección de los vientos dominantes y la rotación terrestre trasfieren enormes cantidades de agua cálida hacia los Polos y frías hacia el Ecuador, intentando eliminar el desequilibrio térmico terrestre.

LA ESTRUCTURA TÉRMICA EN ALTURA. En la troposfera la disminución o gradiente térmico negativo se denomina

gradiente vertical normal de la temperatura y suele moverse entre los valores de 0,5° y 0,7° cada 100 m de elevación.

Los valores más fuertes se presentan cuando el suelo está más recalentado (primavera y otoño) y los más débiles

cuando el suelo está frío (invierno). Por la noche se produce lo que se denomina la inversión térmica, el aire pegado al

suelo es más frío, debido a la radiación diaria inexistente en la noche, el calor ha ascendido a una zona más alta.

DISTRIBUCIÓN TÉRMICA SUPERFICIAL A ESCALA PLANETARIA. En los mapas, se representan los mapas de isotermas de las temperaturas reducidas al nivel del mar, correspondientes a los meses de enero y julio. Las isotermas presentan un cierto paralelismo zonal y una gradación progresiva en sentido descendente, desde el Ecuador hacia los Polos, fiel reflejo del carácter zonal del fenómeno de la radiación absorbida por la superficie terrestre consecuencia de la insolación. El desplazamiento relativo hacia el Norte (mes de enero) o hacia el Sur (mes de julio) de las isotermas manifiesta la influencia estacional. La mayor superficie de los continentes en el hemisferio septentrional introduce profundas modificaciones, por el contraste tierra-mar y el papel regulador térmico de los océanos.

Así, las isotermas del mes de enero aparecen desviadas hacia el Sur sobre el continente y hacia el Norte sobre el océano, o dicho de otra manera, sobre un mismo paralelo, las temperaturas son más elevadas en el mar y más bajas en los continentes. En el mes de julio, sucede lo contrario y la isoterma se desplaza hacia el Norte en el continente. El peso de la continentalidad se refleja en la existencia de áreas delimitadas por isotermas que se cierran, manifestando o muy bajas temperaturas en invierno (sobre la zona de Siberia) o muy altas temperaturas en verano (Sahara y Asia Central). La línea de mayor temperatura o ecuador térmico no coincide con el ecuador geográfico. La masividad continental del hemisferio Norte desplaza el ecuador térmico en latitud durante el mes de julio en mucha mayor proporción que la que se produce en el mes de enero en el hemisferio Sur. La penetración de aire marítimo hacia el interior de los continentes en las latitudes medias, fundamentalmente en el hemisferio Norte, introduce un nuevo elemento diferencial en la distribución de las isotermas. En Europa, las isotermas están más separadas, lo que pone en evidencia la dulcificación y suavización térmica en latitud por la acción del aire, más cálido, procedente del mar. Por último, conviene remarcar las diferencias existentes para un mismo océano, o continente, entre las fachadas orientales y las occidentales. Este hecho se aprecia, fácilmente, comparando los valores de las temperaturas correspondientes a dos estaciones meteorológicas situadas en la misma latitud. En las latitudes altas, las costas occidentales de los continentes (u orientales de los océanos) mantienen una temperatura más elevada que las costas orientales continentales (u occidentales de los océanos). En las regiones tropicales, la disimetría térmica se invierte. Este fenómeno es la consecuencia de la acción térmica de las corrientes marinas sobre las costas que bañan.

TEMA 3. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS II. LA PRESIÓN Y LA HUMEDAD ATMOSFÉRICAS 1. LAS VARIACIONES DE PRESIÓN EN EL SENO DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE. La diferente presión existente es la causa del mecanismo que pone en movimiento el aire atmosférico, tanto en superficie como en la vertical. 1.1. EL CAMPO DE PRESIÓN EN SUPERFICIE. Es imprescindible eliminar dos elementos perturbadores:

La influencia de la altitud (introduciendo una corrección teniendo en cuenta la variación con la altura). Lo llevaremos todo a nivel del mar.

Las oscilaciones diarias de presión debido a las fluctuaciones de temperatura diarias. Así, las presiones se obtienen a una hora determinada del día, incrementando 11 mbar cada 100 m. (por ejemplo presión de 980 mbar a 200 metros serían 980 + (11x2) = 1002 mbar.) El mapa de isobaras es la representación de los individuos isobáricos. Las isobaras son líneas que unen puntos de igual presión (a nivel del mar). Los principales individuos isobáricos son: • Anticiclones (A, H, +): isobaras cerradas de altas presiones. • Borrascas, ciclones o depresiones (B, D, L, -): isobaras cerradas de bajas presiones. • Vaguada: mitad de una borrasca, la isobara interior de inferior valor de presión que la exterior.

• Dorsal o cresta (cuña anticiclónica): mitad de un anticiclón, con la línea interior de mayor valor de presión que la exterior. • Pantano isobárico: cuando el espacio de presión es confuso y poco diferenciado. Los centros de acción atmosférica (A o B). Las regiones de altas y bajas presiones (también llamadas centro de acción) varían su posición en el tiempo e influyen en el clima, siendo más dado tiempo estable en las primeras (asociadas a tiempo seco y caluroso) que las segundas (tiempo variable, nuboso y con precipitaciones). Para diferenciar ambas zonas se toma como referencia la línea de 760 mm (1.015 mbar) con presión normal a nivel del mar. 1.2. EL CAMPO DE PRESIÓN EN ALTURA. Depende en gran medida de la presión del aire en altura. Se representarán con isohipsas, que son líneas que unen superficies que tienen la misma presión atmosférica a igual altitud. Se toman diferentes niveles de referenciar 700, 500 y 300 mbar. No siempre existe correspondencia entre los campos de presión en superficie y en altura. La inversión del centro de acción se produce cuando un centro de baja presión en superficie se transforma en altas presiones en altura y viceversa. Las altas presiones de origen térmico provocadas por aire frío del invierno o las bajas presiones debidas al calentamiento del verano desaparecen en altura. Los centros de acción de origen dinámico son más estables. 1.3. LAS CAUSAS DE LAS DIFERENCIAS DE PRESIÓN ATMOSFÉRICA. Causas de la distribución desigual en la masa atmosférica: Térmicas: se origina una circulación térmica en áreas restringidas que tienen distintas temperaturas, como mar-costa,

montaña-valle, etc. > vientos locales que cambian de dirección del día a la noche. Dinámicas (más definitivas que las anteriores): en el caso de la circulación del aire en el globo terrestre a unos 12 km

de altura (corriente de chorro o Jet Stream), el motor causante de los principales centros de acción de presión en superficie, su origen vendrá tanto del desequilibrio térmico como de la rotación de la Tierra.

2. LOS VIENTOS Y LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA. Viento es todo movimiento del aire ocasionado por diferencias de presión. Tiene carácter vectorial (tiene dirección —de dónde procede— e intensidad). La rosa de los vientos es una representación gráfica y mediante sus 8 direcciones indican dirección de donde procede (va al punto opuesto) e intensidad de los vientos en períodos de tiempo, con longitudes proporcionales al % en que sopló en cada dirección. Se mide en km/h o millas/hora (nudos). Escala de Beaufort, con 13 niveles de 0, o viento en calma, a 12 o huracán. 2.1. ANÁLISIS DINÁMICO DEL MOVIMIENTO DEL AIRE. Tanto su trayectoria como su magnitud dependen de las diferencias de presión y del movimiento de rotación terrestre. 2. 1. 1. El movimiento del aire debido a las diferencias de presión. El movimiento horizontal del aire irá desde los centros de altas presiones (A) a los de bajas presiones (B) con dirección perpendicular a las isobaras. La intensidad depende de dos: *Gradiente de presión o diferencia de presión por unidad de longitud (si las isobaras están muy juntas la velocidad será más alta que separadas). Mbar x o de meridiano (111km). *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 movimiento de rotación de la Tierra desvía la trayectoria aparente del viento, que deja de ser perpendicular a la línea de máximo gradiente, debido a la fuerza de Coriolis. Desviación aparente del viento. En el Hemisferio N, el movimiento resultante del viento iría de las altas a las bajas presiones, pero según una trayectoria inclinada respecto a las isobaras. La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el Hemisferio N, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejaría a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio S). 2. 1. 3. Los movimientos de convergencia y divergencia. El aporte o pérdida del aire en superficie debe ser compensado con movimientos atmosféricos descendentes o ascendentes:

Convergencia en superficie: acumulación de aire en un área limitada (B, L,-).

Divergencia: pérdida del aire en una zona limitada (A, H, +). Los ciclones actúan como centros de convergencia: el aire se eleva y desciende en un anticiclón. 2.2. LA CIRCULACIÓN GENERAL ATMOSFÉRICA. La circulación atmosférica no está dominada por los movimientos en superficie, sino por los que se producen 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 son: 1. Una tendencia a la zonalidad. Se aprecia una zona de bajas presiones en el Ecuador, altas presiones en latitudes subtropicales, bajas presiones en las latitudes medias o subpolares y altas presiones en ambos polos. 2. Las diversas franjas de presión varían su posición estacionalmente. En enero se encuentran más desplazadas hacia el Sur. 3. Este modelo zonal queda alterado por la distribución de los océanos y continentes. En verano, los continentes se calientan más rápidamente que los océanos y son ocupados por bajas presiones térmicas, mientras que, durante el invierno, la presencia de aire pesado y frío es la causa de la existencia de altas presiones continentales. 4. En el hemisferio Sur, los contrastes de presión entre tierras y mares son menos marcados, debido al inferior porcentaje de tierras emergidas. Esta distribución de presiones es la causa del movimiento del aire y origina la creación de vientos dominantes (influirá también relieve y contracte océano-continente). Áreas de calma ecuatoriales o doldrums. Cinturón

ecuatorial de vientos variables y calmas. Entre 5o

latitud N y S. Área de bajas presiones, con muy poca fuerza del aire y bajo gradiente de presión.

Cinturón de alisios en área intertropical. Desde las calmas ecuatoriales hasta los 30° de latitud. Consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones ecuatoriales. En el Hemisferio N la dirección es NE-SO, y en el S es SE-NO. Vientos regulares en intensidad (20 km/h) y dirección (del E). Se les llamaba “trade winds”. Menos definidos en el Índico. La línea donde se unen los alisios de ambos hemisferios se llama línea de convergencia intertropical (CIT).

Vientos del Oeste en latitudes medias. Entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones subpolares. Distorsionados por los continentes. Fuerza considerable.

Vientos del Este en altas latitudes. En las regiones de superior latitud, comprendidas entre las bajas presiones subpolares y las altas presiones polares, los vientos vuelven a cambiar su dirección dominante, al Este.

2. 2. 2. La circulación atmosférica en altura. Desaparecen los factores geográficos a partir de 1000 metros, así como la acción de ciclones y anticiclones de origen térmico a nivel de 700 mbar. Las altas presiones subtropicales (de origen dinámico) aparecen con los mapas de altura. Circulación dominante del Oeste. Un cinturón de altas presiones subtropicales enmarca las corrientes de dirección O hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos manifiestan la existencia de un flujo zonal de dirección O. El cambio estacional decelera las corrientes del O, más lentas en verano, desplazándolas a altas latitudes. La corriente del Chorro o del JetStream: ciclo estacional. El Jet-Stream o Corriente del Chorro es un flujo de viento de mayor velocidad (entre 200 y 400 km/h en invierno) que se halla concentrado en una estrecha franja situada hacia los

30° de latitud oscilante con las estaciones y a una altura entre 9.000 y 15.000 m. Se ha comprobado su existencia en el Hemisferio S, 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, el 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, incrementando la rapidez y bajando la latitud en invierno y debilitándose y ascendiendo de latitud en verano. Por medio de la Jet-Stream el aire caliente del Trópico se traslada hacia el N y el aire Polar hacia el S, con lo que se consigue la nivelación del desequilibrio térmico entre Polos y Ecuador. Las fases del ciclo de corrientes del Jet son: 1. Corriente rápida (150 km/h), casi zonal y relativamente 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 hace más lenta (70 km/h) y la corriente del Jet describe una trayectoria cada vez más sinuosa que puede dar lugar al fenómeno de la gota fría, que consiste en el aislamiento de una masa de aire frío en altura, que si desciende a la superficie terrestre y se encuentra con una masa de aire cálido y húmedo, puede provocar un ascenso brusco de la misma, originando muy fuertes aguaceros. 2.3. LOS VIENTOS LOCALES. Por la influencia de irregularidades en el terreno. Las brisas marinas-terrestres. Durante el día, la tierra está más caliente que el mar, hay diferencias de presión que originan las brisas marinas más frías y húmedas que la refrescan y que se ve compensada en altura por el movimiento del aire en sentido contrario. Las brisas terrestres son durante la noche. El descenso de temperatura, consecuente al rápido enfriamiento del suelo, es la causa de que el gradiente de presión sea ahora de la tierra al mar. Se da siempre que haya mucha superficie de agua. Vientos de montaña y de valle. En función del calentamiento de las laderas de las montañas. Fenómeno alterno día (valle-montaña) / noche (montaña-valle) Vientos catabáticos o de drenaje. Desplazamiento de aire frío por acción de la gravedad, desde regiones topográficamente más altas a otras de menor altitud. Vientos foehn,föhn o chinook. Efecto producido por las barreras montañosas. El aire cálido y húmedo es forzado a elevarse, desecándose. El aire a sotavento es, por tanto, un aire cálido y seco. 3. LA HUMEDAD ATMOSFÉRICA. LAS PRECIPITACIONES. 3.1. EL CICLO DEL AGUA EN LA NATURALEZA. LA ATMÓSFERA Y LOS ESTADOS FÍSICOS DEL AGUA. El agua en la naturaleza está en continuo estado de transformación. Las fases más importantes son la evaporación, la condensación y la precipitación, el denominado el ciclo hidrológico del agua. El balance es desigual en ambos, pues en los continentes la precipitación supera a la evaporación, pero se mantiene constante por las aportaciones de los continentes. 3.2. LA EVAPORACIÓN. La velocidad de evaporación depende de un conjunto de factores. El cambio de estado de líquido a vapor necesita calor. El calor latente de evaporación necesario para evaporar un gramo de agua varía con la temperatura. El proceso inverso de condensación devuelve el calor comunicado durante la evaporación. La humedad del aire atenúa la oscilación térmica diaria al absorber calor durante las horas de presencia solar y devolverlo en las de ausencia. Factores que favorecen y dificultan la evaporación:

Temperatura (+): Es el principal factor que afecta a la evaporación: una fuerte insolación, aumenta el calor, la energía cinética aumenta, y permite a las moléculas escapar de la atracción de la masa líquida. La temperatura facilita la amplitud del movimiento molecular en el líquido y las posibilidades de escape hacia la atmósfera, y permite que el aire pueda contener un mayor porcentaje de humedad, alejándose del punto de saturación, con lo que un mayor volumen de agua puede integrarse en la atmósfera.

Aire (+): Las corrientes de aire favorecen la evaporación, limpian la capa de humedad de la proximidad del líquido reemplazándola por aire seco, se frena la condensación y se evapora continuadamente.

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.

Masa suficiente de agua (+): Cuanta más agua más evaporación. Continentes hay más precipitaciones y menos evaporación, en los océanos al contrario.

3.3. CONDENSACIÓN Y PRECIPITACIÓN. Vapor (saturación) Agua. El vapor de agua necesita de un soporte material donde condensarse (lo normal impurezas del aire). Otras veces el agua condensa sobre la superficie de objetos con temperatura inferior al punto del rocío. Algunas partículas muy pequeñas de agua condensadas permanecen en el aire formando nubes, mientras otras partículas más grandes precipitan como lluvia, nieve o granizo. 3.3.1 Los mecanismos de saturación (100% humedad). Cuanto más temperatura más evaporación, cuanto más fría más condensación. Enfriamiento por contacto. Tiene lugar cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre una superficie fría. En el

invierno, las masas de aire oceánico cálidas y húmedas, en contacto con la superficie terrestre más fría, se enfrían por debajo del punto del rocío, dando origen a nieblas. También puede darse esta situación (llamada pared fría) en el verano, sobre la superficie fría del mar, cuando una masa de aire cálido procedente de la tierra se pone en contacto con el agua.

Enfriamiento dinámico por ascendencia. Es el mecanismo más eficaz. Es responsable de fuertes condensaciones y abundantes precipitaciones al producirse en amplios volúmenes de aire. El origen de la ascendencia puede ser:

1. térmico (aire calentado en la base y asciende). 2. dinámico (ascensión por convergencia). 3. orográfico (el aire se eleva por irregularidades del relieve). Si la ascendencia tiene lugar rápidamente, sin intercambio de calor con el exterior (enfriamiento adiabático seco -1°C × 100 m. Al alcanzar el punto de saturación, se produce la condensación y la liberación de energía del paso de vapor a líquido (calor latente de condensación). El enfriamiento por la disminución de la presión queda compensado, reduciéndose a la mitad (enfriamiento adiabático húmedo -0,5°C × 100 m). 3.3.2 Los tipos de ascendencias: - Convectiva o calentamiento del suelo. 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, en que se estabiliza. Son frecuentes en regiones tropicales y ecuatoriales, así como en latitudes medias en tormentas de verano. Su origen es fundamentalmente térmico. - Orográfica. El el aire en movimiento se se eleva por la vertiente de barlovento (recibe directo el viento) y desciende por la de sotavento. La ascensión incrementa su efecto si la corriente contiene un alto porcentaje de humedad, como en el caso de las barreras montañosas próximas al mar, cuando el aire es empujado del océano al continente. Si la disposición de las montañas es perpendicular a la dirección del viento, las precipitaciones son aún más abundantes. Una vez superada la cumbre, la subsidencia (lo contrario a convergencia, aire frío desciende para ocupar el que subió cálido) del aire provoca un calentamiento, originando el efecto Foëhn. El aire de la vertiente de sotavento se deseca y disminuye su humedad relativa según desciende, debido al aumento de la presión. - Perturbaciones frontal o ciclónica. Los frentes son barreras (normalmente oblicuas o en forma de cuña por la mayor densidad del aire frío) de contraste que se forman del choque de dos masas de aire opuestas. Durante un corto período de tiempo (de varios días), tiene lugar un ciclo completo de la génesis del frente que comprende, nacimiento, desarrollo y desaparición de la perturbación.

Al comienzo, la línea de separación de las masas de aire es prácticamente recta (fase a); progresando, en una simple ondulación, que va ampliando la interpenetración de ambas. A partir del momento en que la perturbación esté perfectamente formada (fase b), el frente frío progresa más rápidamente que el cálido hasta que se produce la oclusión (fase c) y la borrasca frontal desaparece (fase d). En este movimiento de avance, el aire cálido se ve obligado a ascender lo que da lugar a precipitaciones de carácter frontal. El avance de los frentes cálidos y fríos 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 sucesión de diferentes tiempos atmosféricos. La perturbación comienza con lluvias suaves y moderadas (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 mecanismo de la condensación. 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 condensación constituye la primera, y en la segunda fase las gotitas incrementan su tamaño hasta que precipitan y caen por su propio peso. Son necesarias pequeñas partículas a modo de núcleos de condensación (no superior a la décima parte de una micra 0’1µ), de variada procedencia (sal marina, impurezas y contaminación, volcánica…). La presencia de iones acelera el proceso de condensación, que puede comenzar incluso antes de que el aire esté saturado. La ausencia de estos núcleos puede provocar que el aire sobrepase el grado de saturación sin producirse el cambio de estado. Este hecho podría tener lugar en una atmósfera limpia y poco contaminada, pero supondría un equilibrio inestable en el que la condensación se alcanzaría bruscamente. El proceso de formación e incremento de tamaño de las gotas de agua. La velocidad de crecimiento de las gotas es mayor en la primera fase de la condensación, y disminuye hasta alcanzar el tamaño definitivo. El resultado de condensación es la formación de las NUBES, una masa visible formada por cristales de nieve o gotas de agua suspendidas en la atmósfera. Las diferencias entre formaciones nubosas se deben, en parte, a las diferentes temperaturas de condensación. Las nubes dispersan toda la luz visible, y por eso se ven blancas. Sin embargo, a veces son demasiado gruesas o densas como para que la luz las atraviese, y entonces se ven grises o incluso negras. a) Tipo 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, dibujando sus contornos (nubes cumuliformes). Por el contrario, el aire estable produce nubes planas de forma tabular, sin espesor, denominadas estratos.

- Nubes cumuliformes: Dentro de éstas los cúmulos son las más características. 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 mayor, aparecen los cumulonimbus, nubes tormentosas de gran tamaño, con grandes precipitaciones y aparato eléctrico. Son reconocibles por su forma de yunque.

- Nubes estratiformes: Son más largas que gruesas y se subdividen según la altura a la que se encuentran: 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).

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

Nimboestratos y estratocúmulos (debajo de 2000m): son las nubes bajas, sombrías y cargadas de agua, que precipitan con mayor intensidad.

Dentro del mecanismo productor de lluvia hay dos mecanismos para explicar el crecimiento de las gotas: Proceso de coalescencia: colisión y fusión de gotas que aumentan de tamaño en caída. Proceso de los cristales de hielo: existencia de cristales de hielo en una nube modificaría su estabilidad y la tendencia

de estos a crecer añadiendo partículas de agua, alcanzando rápidamente mucho tamaño. Si en superficie la temperatura es fría será precipitación nieve sólida, si no, agua.

b) La formación de lluvia, nieve y granizo. Los tipos de precipitación dependen de las características de la ascendencia del aire y de la temperatura debajo de las nubes. La lluvia es la forma más común de precipitación. Las gotas pueden alcanzar 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). 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. El granizo es característico del cúmulo-nimbo. 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. Medida de la precipitación: se hace por el espesor o profundidad alcanzado por el agua. La medición se hace con referencia a un período de tiempo de recogida de la precipitación. Otra unidad de medida es el litro/m2, que indica el número de litros de agua recogidos por cada m2 de superficie. La nieve se mide de la misma manera, indicando la altura alcanzada en un tiempo determinado.

3.4 LA DISTRIBUCIÓN DE LAS PRECIPITACIONES EN LA SUPERFICIE TERRESTRE. 3. 4.1. El reparto desigual sobre la superficie. El mapa de isoyetas, que unen puntos que tienen el mismo promedio anual de precipitación. Al igual que con las temperaturas, para eliminar las variaciones anuales los valores de las precipitaciones se refieren a un período suficiente de años. Factores geográficos que determinan la desigual distribución anual de las precipitaciones: - Hay factores para un elevado volumen de precipitación: proximidad a océanos cálidos o el enfriamiento adiabático del aire (existencia de gradientes térmicos inestables, áreas afectadas por las perturbaciones o la orografía). - Otros factores para un bajo volumen de precipitación: distancia de los centros suministradores de la humedad; altas presiones subtropicales; gradientes térmicos estables; situación alejada de la trayectoria de las tormentas; condición de sombra pluviométrica a sotavento de las montañas; bajas temperaturas del aire; corrientes marinas frías. Áreas de mayor precipitación del globo terrestre (2/4 causas favorables): - Zonas próximas al Ecuador: Estrecha franja que se rompe en los continentes. Las causas son la cercanía a extensas masas de agua cálida, la inestabilidad de las bajas presiones ecuatoriales y la situación 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 incrementa por efectos orográficos. - Latitudes medias: Lugar de enfrentamiento de masas de aire de distintas características, con precipitaciones de carácter frontal. El flujo de vientos del oeste incrementa las precipitaciones en la fachada 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 continente. También la precipitación frontal tiene lugar en Nueva Zelanda. - Lluvias monzónicas del Asia Subtropical: por la modificación de la circulación atmosférica a lo largo del año como consecuencia de la cadena montañosa del Himalaya, que obliga al Jet Stream a situarse al Norte o al Sur de la montaña. Áreas de mayor sequedad del globo terrestre: - 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 California en el Hemisferio Norte y de Atacama en el Sur). La misma explicación tendría el desierto subtropical del norte de África, relacionado con la corriente fría de Canarias, o del sur, con la corriente de Benguela. - Interior de los continentes de latitudes medias: En el interior de los continentes de latitudes medias hay otra importante zona con precipitaciones inferiores a 250mm. 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). - Altas latitudes polares: En las altas latitudes polares, la baja humedad absoluta del aire, la subsidencia 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 frecuencias, disponiendo para cada mes del año los valores medios de las precipitaciones. La variación mensual define el régimen específico de las precipitaciones, y las semejanzas pueden atribuirse al hecho de estar dominados 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 primavera y otoño).

2. Régimen Tropical y monzónico: En la cercanía de los Trópicos, a una larga estación seca le sucede 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).

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

Àrea intertropical/fuera 4. LAS ZONAS CLIMÁTICAS Hay tres grandes zonas climáticas en el mundo:

1. ZONA CÁLIDA. Zona intertropical. Corresponde a la superficie de la Tierra de incidencia más perpendicular de los rayos solares. Divida en: La zona de convergencia intertropical. La podemos llamar también zona ecuatorial porque se sitúa en las cercanías del ecuador. En esta zona, el aire cálido y húmedo tiende a ascender, especialmente con la insolación del día. Al ir subiendo, se enfría por lo que se forman grandes nubes que, prácticamente todos los días al atardecer, descargan lluvia. La abundancia de lluvias y las elevadas temperaturas favorecen el desarrollo de la vegetación y es, en esta zona, en la que se desarrollan los grandes bosques selváticos. 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, que son especialmente fuertes en el sur de Asia. Las zonas tropicales. N y S del Ecuador. En ellas predominan los llamados vientos alisios (aire ecuatorial asciende y entra aire tropical). Por el efecto Coriolis, en el HN el viento es NESO, el HS es SENO. En altura, la circulación del viento se hace en sentido contrario, hasta los 30° de latitud, aproximadamente, lugar en donde el aire, ya enfriado, se desploma hacia la superficie, cerrándose así las corrientes convectivas próximas al Ecuador. Las zonas tropicales situadas entre los 20° y los 40° de latitud, en las que el aire desciende desde la altura, se caracterizan por el predominio de las altas presiones (aire frío y denso que se acumula contra la superficie). Esto supone precipitaciones escasas, normalmente inferiores a los 250 milímetros anuales, ya que la circulación 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 (mayor humedad de saturación). Por esto, en estas zonas, hay grandes extensiones desérticas en los continentes en ambos hemisferios.

2. ZONAS TEMPLADAS. Son las situadas al Norte (hemisferio Norte) o al Sur (hemisferio Sur) de las zonas tropicales. Justo al Norte (o al Sur en el hemisferio Sur) de donde surgen los alisios, la misma masa de aire que al desplomarse desde la altura ha originado esos vientos, provoca también que parte de ese aire viaje hacia el Noreste (o hacia el Sureste en el hemisferio Sur). Se forman así los vientos occidentales (OE) 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 llamamos borrasca. En las borrascas es típico que el aire al ascender adquiera un movimiento giratorio, formándose un frente cálido que suele ser seguido de otro frente frío. El paso de los frentes cálido y frío es el que trae las lluvias. Las borrascas tienden a desplazarse de OE, de tal manera que al paso de un frente cálido le suele seguir una mejoría transitoria y viene luego un frente frío con empeoramiento del tiempo que termina por alcanzar y neutralizar al frente cálido, produciéndose, así, la desaparición de la borrasca. Estas continuas variaciones provocadas por la alternancia de anticiclones (altas presiones) y borrascas (bajas presiones) son las típicas del «tiempo atmosférico» de las zonas templadas.

3. ZONAS POLARES. En ellas, la situación es casi siempre anticiclónica porque las masas de aire frío descienden desde las alturas y se desplazan lateralmente hacia el Sur (hacia el Norte en el hemisferio Sur). En estas zonas, llueve muy poco, menos de 250 milímetros anuales (situación anticiclónica), por lo que se suele hablar de desiertos fríos, a pesar de que se mantengan cubiertos por hielos y nieve.

TEMA 4: LOS OCÉANOS. 1. LAS AGUAS MARINAS Ocupan un 70% de la superficie del planeta y constituyen la mayor parte de la hidrosfera(94-98%). Se evapora más que se precipita, el retorno de los ríos lo mantienen constante.

1.1 Composición de las aguas marinas. No ha tenido grandes alteraciones, existe un equilibrio entre atmosfera, litosfera e hidrosfera. Las aguas continentales aportaban sales (1670, Boyle); en la actualidad, las corrientes de convección: en la dorsal oceánica aparecen las aguas juveniles junto a las rocas del manto. También sólidos en suspensión de erupciones submarinas. En su conjunto el agua del mar contiene:

GASES DISUELTOS: gracias a ellos es posible la presencia de animales y plantas. Presentes todos los gases atmosféricos (oxígeno— que decrece con el aumento de la temperatura y la salinidad—, nitrógeno, anhídrido carbónico…) en pequeñas cantidades.

LAS SALES: son diversas y están disueltas, sobre todo hay cloruros (sal marina 23%), sulfatados, carbonatados y contiene pequeñas cantidades de yodo, fósforo, arsénico y cobre y en muy pequeñas cantidades oro y radio. 36×1000 la salinidad media.

PARTÍCULAS EN SUSPENSIÓN: provienen tanto de materia orgánica como inorgánica, son restos de conchas, caparazones, esqueletos…

La composición de las aguas marinas tiene diferencias entre distintos puntos geográficos:

la solubilidad (disolverse con el agua) de los gases es mayor en aguas frías y poco saladas. Importante en los procesos de contaminación.

la salinidad: - es inferior en las proximidades de las desembocaduras de ríos y en zonas de abundante precipitaciones (cinturón ecuatorial), igualmente se rebaja con el agua fusión del hielo. - se incrementa en zonas de elevada temperatura (subtropical) por la evaporación que aumenta la concentración de sal. También con temperaturas muy bajas, al congelarse, se difunde la salmuera (agua con concentración de sal disuelta) debajo de la banquise (placa de hielo en las aguas marinas, cuyo espesor puede alcanzar 3 o 4 m en invierno, y que en los momentos más fríos puede llegar hasta los 65° de latitud). APORTES FLUVIALES + PP > EVAPORACIÓN MARES O CUENCAS DE DILUCIÓN. APORTES FLUVIALES + PP < EVAPORACIÓN MARES O CUENCAS DE CONCENTRACIÓN. Los mares son más salinos que los océanos por concentración. La salinidad influye en la densidad del agua.

1.2 Propiedades de las aguas marinas.

LAS PROPIEDADES TÉRMICAS: Su capacidad de calor es más alta que la de todos los sólidos y líquidos (excepto amoniaco), debido a la transparencia que permite pasar los rayos entre 100-200 metros), a la movilidad transmitiendo la temperatura a las profundidades y a su albedo (retiene más calor que la tierra). Su mayor calor específico (gran acumulador de calor) implica que el comportamiento térmico del agua, de la tierra y del aire sea diferentes; la temperatura de las aguas marinas es menos variable, por lo que las corrientes oceánicas llevan mucha energía térmica. La importancia de su calor latente de evaporación (calor necesario para el cambio de líquido a vapor) se pone de manifiesto en la transferencia de calor del mar al aire y por otro lado su calor latente de fusión (calor necesario para el cambio de estado sólido a líquido) hace que en regiones polares la temperatura se mantenga cerca del punto de licuefacción o licuación (proceso de cambio de un gas de estado gaseoso al líquido por la temperatura y por la presión). LA SALINIDAD: la salinidad altera las propiedades físicas de las aguas puras y resulta significativamente importante los cambios que provocan en el punto de congelación, en la densidad y en la conductividad. LA DENSIDAD: la densidad media del agua marina (1.027kg/m3) es mayor que la del agua pura y varía según sea la salinidad (aumenta), su temperatura (baja más densa) y su presión (aumenta). Así las aguas cálidas tienden a subir o mantenerse en superficie y las frías se hunden; igualmente las aguas saladas se hunden y las poco saladas están en la superficie. Los líquidos aumentan su densidad si disminuye la temperatura, hasta llegar a la solidificación. Pero en el agua pura esta ley se sigue hasta los 4°C y en la marina hasta los -2oC, a partir de ahí se empieza a dilatar, por lo que el hielo alcanza una densidad inferior a la del agua y puede flotar. 1.3 . Las masas de agua. Una masa de agua es una amplia porción de agua singularizada por su temperatura, salinidad y densidad. Las masas de agua se configuran como resultado de los intercambios mar-aire y por las mezclas de aguas de distinta procedencia. La configuración de cada masa se modifica progresivamente. Pueden diferenciarse tres tipos en la vertical: - SUPERFICIALES: espesor reducido y variable (300-400 m). Reflejan la temperatura ambiental media de la latitud en que se encuentran, ya que están

afectadas por la radiación solar y las condiciones atmosféricas. Masas superficiales por zonas: ecuatoriales, centrales, subárticas, circumpolares. - INTERMEDIAS: conocida como capa termoclina. Hasta 1500 m de profundidad, su temperatura desciende, mientras aumenta su densidad. La transferencia de calor se efectúa a pequeñas corrientes de turbulencia que transportan el agua verticalmente, mezclando temperatura y salinidad, aunque en menor medida también por difusión molecular. - PROFUNDAS: de mayor espesor, más densas y frías (unos grados por encima del punto de congelación). Provienen de las aguas más densas que se han hundido. Se considera que su origen está en latitudes altas, de aguas más frías. De manera general podemos decir que hay dos dominios distintos: aguas tibias de +10°, entre la superficie y los 500m de profundidad entre los 50°N y 45°S; y otro de aguas frías, de -10° que aflora en superficie más allá de las latitudes anteriores. 2. EL MOVIMIENTO DE LAS AGUAS MARINAS (puede ser horizontal y vertical). 2.1. Movimientos de equilibrio. Los movimientos de equilibrio en vertical se dan para compensar las distintas características de densidad, salinidad y temperatura; unido a el efecto del flujo superficial del viento. Al encontrarse dos masas de agua de distinta densidad, los gradientes de densidad tienden a equilibrarse a través de unos flujos de convección, hasta su homogeneización o su estratificación en orden de densidad. Sólo afectan a las masas de agua superficial e intermedia, puesto que los contrastes de temperatura y salinidad sólo se registran en las capas superficiales. Según la estación varía la temperatura> los movimientos verticales de las aguas marinas se ven incrementados en la estación invernal, al enfriarse las capas superficiales por irradiación y conducción hacia la atmósfera. La salinidad presenta una variación inferior a la de la temperatura en la superficie de los océanos, debido las temperaturas reinantes en la zona considerada, el volumen de precipitaciones y el aporte fluvial. La mayor o menor concentración de sales depende de la evaporación que se produzca sobre las aguas, unido a la acción del viento, y al hielo de la congelación. Los vientos, al rozar sobre las aguas, provocan unas corrientes de agua en su misma dirección. La convergencia o divergencia de estas corrientes provoca, respectivamente, flujos descendentes de las aguas superficiales (por acumulación de agua en la confluencia de las corrientes) o flujos ascendentes de las aguas profundas (por un vacío que tiende a ser ocupado por las aguas más profundas). También se produce al chocar las corrientes contra los continentes o al alejarse de las costas (nieblas costeras). Las aguas turbias o lodosas provocan corrientes de turbidez (más densas bajan a profundidad). La turbidez se atribuye a desplomes y deslizamientos de materiales a lo largo de las pendientes de las cuencas oceánicas por efecto de la gravedad, a sacudidas de terremotos, o a la agitación de los sedimentos del fondo. Los lugares más propicios al hundimiento de las aguas:

En las altas latitudes, debido al frío de sus aguas y a la concentración de sales por la formación del hielo y, por el enfriamiento de las corrientes cálidas que aportan aguas relativamente salinas hacia los polos. Así, por ejemplo, en el Atlántico Sur se encuentran dos importantes fuentes de aguas profundas: una de ellas, la corriente circumpolar antártica, que se origina en los bordes de la Antártida (en los mares de Weddell y de Ross), y la otra, la corriente intermedia antártica, que se origina en la zona de la corriente del viento del Oeste que rodea al continente antártico. En el Atlántico Norte, el hundimiento se produce al mezclarse las aguas de la corriente del Golfo con las corrientes del Este de Groenlandia y del Labrador (provoca que las aguas del Ártico fluyan hacia el Atlántico Norte).

En el cinturón de altas presiones subtropicales, donde se observan los valores más elevados de salinidad en relación con el balance evaporación-precipitación.

En todas las zonas donde se produzca una convergencia de vientos.

En las zonas donde se encuentran masas oceánicas de distinta densidad, ya que las aguas más densas tenderán a hundirse por debajo de las menos densas. Por el contrario, el ascenso de las aguas se producirá en:

Zonas de divergencia de vientos.

Zonas costeras, predominantemente en las costas occidentales de los continentes, donde los vientos se desvían de la costa. 2.2. Movimientos de origen cósmico La atracción Tierra-Luna-Sol provoca movimientos verticales de las aguas, creando las mareas y al movimiento de las masas oceánicas. Las mareas provocan también movimientos horizontales, como las corrientes de marea.

En general, las mareas son consecuencia de la atracción que la Luna ejerce sobre la Tierra (más por proximidad que por densidad), y, en mucha menor medida, de la del Sol. La teoría de la resonancia explica que los pequeños abombamientos de las aguas producidos por la Luna experimentan rebotes sucesivos en los litorales que los amplifican notablemente (así como sea la cuenca físicamente vibrará el agua). La deformación elipsoidal de la Tierra es consecuencia de la acción de la fuerza centrífuga y la gravitación entre la Tierra y la Luna. La fuerza resultante no es igual en todos los puntos, la elevación de las mareas se producirá en el lado de la Tierra más cercano a la Luna (es mayor la fuerza gravitatoria) y en el opuesto (donde es mayor la fuerza centrífuga). Los valores máximos se alcanzan cuando Sol, Luna y Tierra están en línea recta (mareas vivas). Pero, cuando se encuentran en cuadratura las fuerzas se contrarrestan y las mareas se reducen al mínimo (mareas muertas). Tipos de mareas. A lo largo del día cualquier punto de la Tierra se alinea dos veces con la Luna, con lo que se registran en un día dos mareas altas y dos bajas. Hay algunas variaciones que dan lugar a la distinción de tres tipos de mareas: 1. Mareas diurnas: poco comunes. Cuentan con un sólo ascenso (flujo) y un sólo descenso (reflujo). Pueden encontrarse en el Golfo de México y en mares parcialmente cerrados. 2. Mareas semidiurnas: dos ciclos completos al día, casi de igual magnitud. Es frecuente en el Atlántico. 3. Mareas mixtas: dos flujos cada 24 horas, pero pueden ocurrir varias cosas: que un ciclo sea tan bajo que el reflujo siguiente apenas muestra su descenso, o que una marea baja sea tan alta que el flujo siguiente apenas muestra variación. Son comunes en el Pacífico y el Índico.

Ritmo de las mareas. El ritmo de las mareas se retrasa al día 50 minutos debido al movimiento de rotación de la Luna alrededor de la Tierra. Las tierras responden también a las mareas mediante las mareas terrestres.

Amplitud de las mareas. La amplitud de las mareas (pleamar-bajamar) es variable según las zonas, y en general son sensibles a los contactos con la plataforma continental, orillas, bahías, etc. Suelen ser máximas en los bordes de las cuencas, siendo muy reducidas en islas oceánicas aisladas o en mares cerrados.

Corrientes de marea. La fuerza de atracción es causa también de movimientos horizontales denominados corrientes de marea, que pueden alcanzar velocidades de hasta 18 km/h. Las más veloces se forman donde el mar tiene acceso al océano a través de un paso angosto o en puntos con gran diferencia entre las horas de la marea. La importancia de estas corrientes se centra en las condiciones de navegación y en sus repercusiones en el relieve submarino. Consecuencias geográficas de las mareas. - Interés biogeográfico: modificación en la vertical de las condiciones ecológicas para flora y fauna. - Interés para la navegación: acciones a favor (pleamar y entrada a estuarios) y en contra (bajamar). - Interés pesquero: la bajamar facilita la pesca de crustáceos. - Interés energético: se aprovecha su fuerza motriz. 2.3. Movimientos eustáticos y tectónicos. Son movimientos a mayor escala, continuos, pero lentos en el tiempo. 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 el nivel del mar baja, al contrario que con altas temperaturas, que hacen que se funda el hielo y suba el nivel del mar. - Cambios de tamaño y forma de las cuencas: debido a los continuos flujos de depósitos del fondo de los océanos. - Aportación de aguas juveniles. 2.4. Movimientos debidos al viento. La movilidad de las aguas superficiales se produce por la acción de los vientos, que provocan movimientos ondulatorios (olas y ondas marinas) y otros movimientos horizontales (corrientes). Las olas: rozamiento del viento sobre la superficie marina. Las olas de origen eólico son movimientos ondulatorios que se forman en lugares con vientos fuertes, propagándose a grandes distancias. Las olas suponen la agitación de la superficie marina, no llegando a más de 200 m de profundidad. Cuando cesa el viento cesan las olas en mar abierto, pero se mantiene la vibración de las aguas, produciéndose ondulaciones regulares llamadas ondas, que se propagan a grandes distancias sin desplazar la masa de agua. Diferencia entre olas y ondas. Las olas varían según la acción del viento sobre la superficie, en función de su velocidad, duración y amplitud en mar abierto. La formación de las olas comienza con los primeros rizos y, si el viento se mantiene, el agua se apila en crestas, de forma que la cara levantada de cada rizo presenta mayor superficie al viento.

Las ondas libres de movimiento ondulatorio son el resultado del movimiento del agua, que describe órbitas para volver a la vertical. Según se alejan de su lugar de origen se modifican: las crestas se hacen más bajas y redondeadas, de forma más simétrica y se mueven en trenes de período y altura similar. Con este aspecto se llaman marejada, o a veces mar gruesa, y pueden transmitirse a miles de km. Modificación de las olas en la costa. al acercarse a la costa ejercen una acción erosiva. Experimentan modificaciones en función del contorno de los fondos oceánicos, de las pendientes de las playas, del trazado de las costas y de la profundidad de la plataforma. La menor profundidad (<1,3 veces la altura de onda) del fondo produce el rompimiento de las olas. Olas sísmicas. Son producidas por erupciones submarinas, volcanes, deslizamientos de tierra o terremotos, que producen olas de fondo de devastadoras repercusiones en las costas en forma de maremotos. Las olas destructivas o tsunamis son impredecibles y pueden alcanzar hasta 30 m de altura. Hay zonas más propensas a ellas, como las costas mediterráneas, el Caribe y costas occidentales de Asia. 2.4.2 Las corrientes superficiales. La dirección dominante de los vientos provoca la circulación de unas corrientes de agua en superficie similares los sistemas circulatorios oceánicos (más lento) y atmosféricos. Estas corrientes se desplazan de forma constante en la superficie de los océanos, diferenciándose del resto de aguas en su temperatura, reflejo de su procedencia: más frías, como las procedentes del oeste que al chocar con los continentes van hacia el sur (corrientes de Humbolt, de Benguela o de Canarias), o cálidas las que van hacia el norte (corriente del Atlántico Norte). Las corrientes superficiales varían según la naturaleza del viento, del lugar y la fuerza que ejerce sobre las aguas. Se pueden observar dos tipos de circulaciones: Circulación media: corrientes constantes, lentas y anchas, con contrapartida en la circulación general atmosférica; Circulación sinóptica: corrientes volubles, rápidas, estrechas y tortuosas. Otras corrientes son producidas por movimientos compensatorios de temperatura y densidad, o diferencia de nivel en las aguas. A estas se les llama corrientes de descarga, en oposición a las provocadas por el viento, que se denominan corrientes de impulsión. Factores que explican la trayectoria de las corrientes marinas: 1. Vientos.

En el hemisferio sur los tres océanos están vinculados por la corriente del viento del Oeste que los enlaza y mezcla sus aguas.

En el océano Índico hay cambios en la dirección de las corrientes en relación con los monzones por lo que la dirección de las corrientes varía con las estaciones.

En las latitudes bajas se observa una influencia de los vientos alisios, que transportan agua hacia el oeste y forman la corriente norecuatorial.

Y la influencia de los vientos el Oeste que en el hemisferio norte impulsan la corriente del Golfo y la antártica. 2. Rotación de la Tierra. La fuerza de Coriolis da lugar a una desviación de las aguas, modificando la dirección inicial hacia la derecha en el Hemisferio Norte y a la izquierda en el Sur. Otro efecto importante es el desplazamiento de los giros circulatorios de las corrientes hacia el oeste y la intensificación de las corrientes en el lado occidental de las cuencas oceánicas. 3. Presencia de barreras continentales lleva consigo la división lateral de las masas de agua, originando las corrientes de descarga pasiva, como el desplazamiento de la corriente sudecuatorial que llega al Brasil, bifurcándose parte hacia el sur y parte hacia el norte, juntándose con la corriente norecuatorial en el Golfo de México. 4. Movimientos de compensación. La desviación de las corrientes cálidas hacia latitudes más frías tiene consecuencias climáticas, pues hace que se suavicen las temperaturas costeras, y lo contrario con las corrientes frías. Las temperaturas costeras varían 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 más fresca que en las costas orientales.

Zona templada: en latitudes bajas, las costas orientales son más cálidas que las occidentales, mientras 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, afectadas por las corrientes frías derivadas del océano Ártico. En general, en latitudes bajas y medias predominan las corrientes de impulsión (derivadas del viento), mientras que en altas latitudes la situación en más compleja, adquiriendo gran importancia las corrientes de descarga.

Entre las principales corrientes cálidas destacan:

Hemisferio Norte - Kurosivo, Ecuatorial septentrional, Florida, Atlántico Norte, Guinea y contracorriente ecuatorial.

Hemisferio Sur - Ecuatorial meridional, del viento del oeste en el Pacífico, Brasil y Agulhas. Dentro de las corrientes frías están:

Hemisferio Norte – Pacífico Norte, Alaska, California, Labrador y Canarias.

Hemisferio Sur: Perú, Malvinas, Benguela y del viento del oeste en el Atlántico e Índico.

2.5. La circulación abisal. Se inicia por el descenso de aguas frías en regiones polares, que se trasladan por debajo de las aguas menos frías, debido a su mayor densidad, hasta el Ecuador, a causa de la rotación de la Tierra, a lo largo de las costas occidentales de las cuencas oceánicas. Al juntarse las corrientes frías provenientes del norte y del sur se producen flujos ascensionales compensatorios. 3. LA ATMÓSFERA Y EL OCÉANO. La atmósfera y el océano entran en contacto en un elevado porcentaje de la superficie terrestre, con recíprocas influencias. La atmósfera gobierna la circulación general oceánica e influye sobre las propiedades del agua del mar, mientras toma del océano parte de su energía y constitución. 3.1 La influencia de la atmósfera sobre el océano. > el movimiento de las aguas superficiales (aguas y corrientes), en su temperatura y en la modificación en la densidad:

La circulación general atmosférica es la causa de las corrientes oceánicas de superficie.

Procesos de precipitación y de evaporación. Modifican la densidad de las aguas. La evaporación conlleva un enfriamiento superficial.

Calentamiento del mar. Las condiciones atmosféricas, por la posición y número de las nubes, determinan cuánto y donde el océano será calentado.

Presión. Las altas y bajas presiones atmosféricas implican un aumento o descenso de la presión en las aguas. 3.2 La influencia del océano sobre la atmósfera: El océano ejerce una influencia notable sobre la atmósfera en función de humedad, calor y las sales que aporta: Transferencia de humedad, a través de la evaporación, de vital importancia en la circulación atmosférica, pues es el primer eslabón del ciclo hidrológico. Océano aporta núcleos de condensación a las masas de aire, debido a las sales que quedan en suspensión >mayor posibilidad de precipitación. Transferencia de calor. El aire tiene mucha menor capacidad térmica que el agua y cuando sopla sobre las aguas tiende a alcanzar su temperatura. Así pues, el agua de los océanos aporta a la masa de aire una gran cantidad de calor. Pero esta transferencia es recíproca. El efecto de la transferencia de calor es más acusado en unas zonas que en otras, según la temperatura de las masas de agua y su movilidad. P. ej. la elevada temperatura del mas en la zona intertropical > formación de huracanes y ciclones.

3.3 La participación de las tierras continentales en la relación atmósfera-océano. La distribución de las masas continentales cambia la configuración y movilidad de las masas atmosféricas y de las masas oceánicas. En este sentido, deben tenerse en cuenta los aspectos: -Diferente comportamiento frente a la insolación. Tierra y océano controlan el calentamiento de la atmósfera, dando lugar a los distintos centros de acción. La menor variabilidad de la temperatura de las aguas marinas ejerce un papel de regulador térmico. -Efecto de los continentes sobre la trayectoria inicial de las corrientes superficiales. Los vientos llevan las aguas contra el continente, modificando su trayectoria inicial en sentido norte y sur, al tiempo que la presión del agua ejerce un empuje hacia abajo.

Tema 5. La diversidad climática l. Clasificación de los climas. Los climas azonales. 1. EL CLIMA Y SU CLASIFICACIÓN.

Clima. Sintetiza tendencias estables, que tienen lugar durante largos periodos de tiempo. El clima resulta de una sucesión de tipos de tiempo más o menos diferentes, que, incluso pueden variar de un año a otro. De este modo, los valores medios de una larga serie (al menos 30 años) terminan reflejando situaciones atmosféricas que aparecen con una cierta regularidad. Tiempo atmosférico. Conjunto de las variables atmosféricas (temperatura, presión, humedad, precipitación, viento, etc.) que caracterizan el estado de la atmósfera en un momento y lugar determinado de la superficie terrestre. LA DIVERSIDAD DE CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS. 1.2.1. La clasificación climática según su finalidad. Dependiendo de la finalidad se deberán destacar unos u otros aspectos. Por ejemplo, con fines turísticos se deberá resaltar los días de sol; con fin hidrológico, el volumen de las máximas precipitaciones; para la agricultura tendrá importancia la relación entre evaporación y cantidad de precipitación, por lo que deberá tomarse como base la evapotranspiración potencial (pérdida de humedad provocada por la evaporación directa del suelo y por la transpiración de las plantas), que nos da una idea de las condiciones de humedad de un medio. La evapotranspiración real hace referencia a la pérdida de agua que se produce realmente y que disminuye a medida que se reduce la humedad del suelo. La evapotranspiración potencial es la pérdida del agua que podría producirse en relación con el total de energía disponible, en determinadas condiciones.

DISTINTOS PLANTEAMIENTOS EN LA ELABORACIÓN DE UNA CLASIFICACIÓN CLIMÁTICAS

Las clasificaciones fisionómicas combinan parámetros climáticos (clasificación climática--Koppen), obedecen a criterios biogeográficos (clasificación ecológica--Papadakis y la diferenciación agroclimática) u optan por un enfoque de síntesis geográfica (clasificación geográfica—De Martonne). Las clasificaciones genéticas parten del análisis de la interacción entre hechos básicos de la circulación atmosférica general y factores geográficos a gran escala.

1.2.2. La clasificación climática según la escala de estudio, implica una jerarquización de los espacios:

LA ESCALA ZONAL O MACROCLIMÁTICA: se diferencian tres zonas climáticas: los climas intertropicales o cálidos (media del mes más frío +18°), los climas de latitudes medias o templadas y los polares o fríos (media del mes más cálido -10°). LA ESCALA REGIONAL O MESOCLIMÁTICA: analiza las diferencias climáticas de cada una de las zonas, quedando configuradas las regiones climáticas por climas intrazonales. Se tienen en cuente factores geográficos. LA ESCALA DE PROVINCIA CLIMÁTICA: analiza espacios insertos en una región climática, donde el medio físico impone unas particulares condiciones climáticas, que permiten individualizar unidades de extensión menor 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 afectadas por 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 la zona intertropical se diferencian cuatro pisos térmicos: macrotérmico, de O a 1 km (su temperatura varía entre los 20 y 29°C y presenta una pluviosidad variable); mesotérmico, de 1 a 3 km (presenta una temperatura entre los 10 y 20°C); microtérmico, de 3 a 4,7 km (su temperatura varía entre los O y 10°C, y presenta un tipo de clima de Páramo); gélido, a más de 4,7 km (su temperatura es menor de -0°C y le corresponde un clima de nieve de alta montaña).

La ESCALA TEMPORAL, dado que los climas han variado sobre la superficie terrestre desde épocas remotas hasta nuestros días. Etapas: Escala paleoclimática o geológica (reconstruye las condiciones del pasado remoto basándose en evidencias geológicas y paleobiológicas, escala secular y escala reciente.

1.2.3. La clasificación climática según el criterio de clasificación.

Según criterios de delimitación: racionales y empíricos. Se diferencian las clasificaciones racionales (valores numéricos que demuestran físicamente variaciones del clima, aunque hay pocos valores de este tipo) y empíricas (no pueden realizar demostraciones físicas, pero utilizan valores de delimitación estadísticos. Los límites se establecen por combinaciones aritméticas de los elementos climáticos, biológicos, etc.).

1.3. VARIABLES DE REFERENCIA EN LAS PRINCIPALES CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS.

Son muchas las clasificaciones que toman como base los elementos determinantes del tiempo, como la temperatura, la presión, los vientos y las precipitaciones, en algunos casos individualmente y en otros combinados, lo que da lugar a unas clasificaciones más completas y precisas.

Las temperaturas. En los climas zonales determinan diferencias en latitud. Se han establecido clasificaciones relacionando la temperatura media del mes más frío con la del mes más cálido, que da lugar a 14 tipos de clima en función de su oscilación térmica media anual, sin mayor precisión. Las precipitaciones. Otras clasificaciones toman como base sólo la cantidad precipitada, pero también tienen imprecisiones, puesto que las repercusiones hídricas de un clima no importan tanto como la proporción de agua precipitada que permanece en el suelo, que depende de la temperatura del aire, la cual ocasionará mayor o menor evaporación. La relación temperatura / precipitación. Es un método de clasificación sencilla, pero de gran precisión. Es el más utilizado y se adapta bien al nivel regional por la uniformidad de los datos. Se han realizado gran cantidad de índices para relacionar temperatura y precipitación, denominados índices de aridez, que nos darán diferentes climas. Para diferenciar los límites entre estos climas se usan las modificaciones en la vegetación.

1. Índice de Gaussen (xerotérmico). Se basa en el número de días biológicamente secos (precipitación inferior al doble de la temperatura media), lo que permite trazar un gráfico donde se representan las curvas de temperatura y precipitaciones (a mitad de escala). Cuando las dos curvas se cruzan, quedando por encima la de las temperaturas, el área entre ambas indica el período seco y el grado de aridez. Si las precipitaciones son elevadas, el valor de su eje suele establecerse en 4 veces el de las temperaturas.

2. Martonne. El índice de aridez se expresa a nivel del balance anual, relacionado con la temperatura media anual. 3. Índice de Lang. Se calcula como el cociente entre la precipitación media anual (en mm) y la temperatura media

anual (en °C). 4. Índice de Thornthwaite. Entre los índices propuestos por Thornthwaite está la fórmula para calcular la

evapotranspiración potencial (estudia el índice de sequía: no evapora igual un desierto que en los polos). 5. El índice de Taylor relaciona temperatura y precipitaciones, estableciendo unos límites a partir de los que se

consideran situaciones de calor o frío excesivos, y de aridez o humedad extremas. El viento. Se utiliza para el estudio en climas muy pormenorizados, donde se tiende a analizar su influencia sobre el hombre. Se han elaborado clasificaciones climáticas relacionadas con los distintos elementos del clima con fenómenos biológicos, y generalmente reciben el nombre de índices de confort. En el caso del viento, que tiene gran capacidad de refrigeración, se han establecido algunos índices de confort, como el de Siple (que relaciona viento y temperatura, que marcan límites de carácter relajante, hipotónico e hipertónico para el hombre).

LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA. LOS CLIMAS AZONALES. (Clasificación climática de Koppen).

Cinco grupos principales que se corresponden con cinco coberturas vegetales: bosque ecuatorial, sabana-estepa, desierto, bosques frondosos o de coníferas y tundra.

A, cálidos, sin invierno y temperaturas medias mensuales de +18°. B, secos, según índice de evotranspiración. C, climas templados, con el mes más frío -18° pero más de -3°. D, clima templado de invierno riguroso, mes más frío inferior a -3°, pero el más cálido supera los +10°. E, climas polares sin verano, siempre -10° G, climas de montaña H, climas de alta montaña

En un segundo nivel establece 11 tipos básicos añadiendo mayúsculas y minúsculas. Los secos B en BS esteparios, más evapotranspiración que precipitación/BW desérticos si la dobla; los polares en ET de tundra en alguno más de 0°, EF, hielos perpetuos. A,Cy D con f (sin estación seca), s (verano seco, en invierno +70%), w (invierno seco), m (monzónico para las precip. + a, b, c, d , para las tempraturas en verano.

TEMPERATURAS (Tercera letra, todas son minúsculas)

a Con verano caluroso (Climas Tipo C y D). TMM del mes más cálido >22°C.

b Con verano cálido (Climas Tipo C y D). TMM del mes más cálido <22°C. Al menos 4 meses con medias >10°C

c Con verano corto y fresco (Climas Tipo C y D). Menos de 4 meses con TMM >10°. Mes más frío con TMM >-38°C

d Con invierno muy frío (Clima Tipo D). TMM del mes más frío <-38°C

h Caluroso y seco (Clima Tipo B). TMA >18°C

k Frío y seco (Clima Tipo B). TMA <18°C. TMM del mes más cálido >18°C.

Hay climas que por la situación geográfica no se distribuyen latitudinalmente, ejemplos son los climas áridos y los de montaña.

2.1. LOS CLIMAS SECOS. (B)

Se clasifican según Koppen con la letra B, caracterizada por precipitaciones escasas, una evaporación que supera a las precipitaciones anuales y carencia de árboles, las plantas existentes son xerófilas (adaptadas a la sequía). Características generales:

SIMBOLO CLIMA DEFINICIÓN Tª DEFINICIÓN PRECIPITACIÓN

VEGETACIÓN

BS ESTEPA Semiárido. La evapotranspiración potencial supera a la precipitación pero no la dobla.

Limite climático cuantitativo es e>Pmm

Herbácea. Insuficiente Pmm para los árboles.

BW DESIERTO Árido. La evapotranspiración potencial supera al doble de la precipitación.

Límite climático cuantitativo es e>2Pmm

Plantas xerófilas.

Para calcular la evapotranspiración potencial Patton utiliza una fórmula simplificada de Koppen: e = 20t + 490 - 7 PPW.

- e= necesidad de agua. - t= temperatura media anual en °C. - PPW= porcentaje de precipitación de los seis meses más fríos o de invierno respecto

al total anual, considerándose como meses de invierno de octubre a marzo para el HN y de abril a septiembre para el HS.

- Escasez de agua. - Fuertes oscilaciones térmicas diarias. - Precipitaciones escasas e irregulares. - Aire muy seco, con una humedad relativa inferior al 50%, (20%). - Fuerte evaporación. Hay que considerar también la evaporación potencial de un clima árido es muy fuerte - Diferencias según las zonas donde se localicen (templado, intertropicales o polares). 1/3 superficie terrestre.

1. Causas de los climas secos. Se encuentran en diferentes latitudes. Las precipitaciones van ligadas a movimientos ascendentes de las masas de aire húmedo, por lo que para explicar la aridez deberemos considerar aquellas situaciones que dificulten, de forma más o menos permanente, este ascenso y enfriamiento del aire.

ZONA TROPICAL: - Altas presiones subtropicales estables en la fachada occidental de los continentes (en verano en la oriental se desplazan creando Monzón), el aire se calienta y se seca al descender, estimula la evaporación. Los desiertos de las zonas tropicales son los más representativos. - Alisios continentales que soplan continuamente en estas zonas no atraen precipitaciones al ser desecados. - Barreras montañosas existentes producen sombra pluviométrica. Descargan en barlovento y en sotavento crean efecto Foehn recalentando y resecando más el aire. - Corrientes marinas frías, (fachadas occidentales) al llegar a latitudes con temperaturas más elevadas disminuyen humedad relativa (aire cálido con más vapor de agua que el frío), reduciendo posibilidades de precipitación y creando brumas. Las esporádicas lluvias que se registran en estos climas, se deben a la penetración de aire marítimo ecuatorial o tropical, que da lugar a importantes borrascas de convección.

ZONA TEMPLADA: entre los 35° y 50° N, no en el Sur. - La degradación de las masas de aire marítimo que entran por las fachadas occidentales de los continentes (zona templada la circulación atmosférica es OE), es debida a su progresiva desecación a medida que avanzan sobre el continente. Cuando llegan al centro está debilitadas, en lugar de precipitación hay tormentas de arena. - La disposición orográfica > el efecto foehn, puede llegar a crear climas desérticos a sotavento de los grandes sistemas montañosos. - El mecanismo de la circulación general atmosférica es otro factor que ocasiona importantes desiertos.

La diferencia climática de los desiertos de latitudes templadas con respecto a las tropicales está en la mayor rigurosidad del invierno y en que su variación anual de temperaturas es también mucho mayor (en torno a los 32°C).

ZONAS POLARES: Suelos permanentemente helados y masas de aire seco se estabilizan (gracias a la irradiación), creando desiertos fríos como el norte seco de Groelandia y valles ventosos por la gravedad.

2.1.2. Tipos de climas secos (áridos o estepa). Se subdividen a su vez en BS y BW según la eficiencia de sus precipitaciones.

1. Clima BS, de estepa o semiárido, en el que la evaporación supera a las precipitaciones pero no las dobla, tiene una vegetación herbácea. Se localiza en las zonas periféricas de los desiertos. 2. Clima BW, de desierto o árido, en el que la evaporación dobla a las precipitaciones, tiene sólo plantas xerófilas. El clima desértico BW tiene a su vez diferentes tipos: - BWh o subtropical de altas presiones. - BWn o subtropical costero, se encuentran en fachadas occidentales de continentes. - BWk o desiertos continentales en zonas templadas.

Desiertos Subtropicales de Altas Presiones (BWh)

Desiertos Subtropicales Costeros (BWn)

Desiertos de la Zona Templada (BWk)

- Tª medias elevadas. - Tª extremas acusadas. - Insolación 90%. - humedad inferior 50% - Escasas e irregulares precipitaciones.

Muy breves y débiles. - Fuerte evaporación - Vegetación escasa

- Tª regulares y suaves. - Amplitud diaria baja. - Variaciones estacionales T° según

latitud. - Aire saturado de humedad y nieblas

frecuentes. - Vegetación bastante densa.

- Amplitudes medias más elevadas que los anteriores.

- Fuertes amplitudes diarias hasta 90°C.

- Inviernos fríos y prolongados. - Veranos tórridos. - Fuerte insolación.

2.1.3. Rasgos biogeográficos: vegetación, suelos, ríos. - Vegetación: Dispersa y escasa, sin árboles (>meteorización y erosión), plantas adaptadas a la sequedad (xerófilas), matorral bajo. En desiertos costeros, alguna planta puede vivir de humedad de niebla. - Suelos: desérticos, arenosos y litosoles. En las estepas hay suelo pardo de estepa y vegetación herbácea tropical. - Ríos: régimen intermitente. En los desiertos más puros puede darse arreísmo (ausencia de desagüe) y en los menos áridos endorreísmo (ausencia de desagüe hacia el mar).

2.2. CLIMAS DE MONTAÑA.

Tª • Disminución de la temperatura con la altura. (-0.650C por cada 100 m.). • Temperaturas más bajas que las de las tierras próximas menos elevadas. Estos contrastes son mayores en las bajas y medias latitudes que en las altas. • Fuertes oscilaciones térmicas diarias. • Gradiente térmico irregular, más elevado en verano que en invierno. • Diferencias térmicas según la posición en la solana o en la umbría. • Inversiones térmicas muy frecuentes.

Pmm.

• Precipitaciones abundantes, muy contrastadas en relación con las tierras bajas más próximas. • El régimen estacional de precipitaciones es más regular o, por lo menos, menos contrastado que el de las tierras llanas próximas. • Importancia de las precipitaciones de nieve.

OTROS • Aumento de la radiación ultravioleta con la altura. • Vientos locales muy característicos.

2.2.1. Causas del clima de montaña.

•Altura. Modificaciones de la presión y la temperatura por la altitud (menor presión> menos vapor y partículas > mayor intensidad insolación y una mayor radiación ultravioleta, por tanto fuertes contrastes térmicos diarios; menor temperatura provoca incremento días helada, mas precipitaciones de nieve y acortamiento estación vegetativa.

•Configuración y disposición del relieve: solana-umbría (zonas de mayor radiación solar/ zonas de mayor humedad y frío), barlovento- sotavento (enfriamiento/desecamiento por efecto foehn laderas húmedas/ secas). También las inversiones térmicas > mares de nubes en los valles. Vientos locales, que incrementan los mínimos nocturnos y acentúan las inversiones. Más altura >más precipitaciones por el progresivo enfriamiento.

2.2.2. Variaciones del clima de montaña.

Las montañas conservan mayores rasgos zonales al verse afectadas por la continentalidad: en las regiones ecuatoriales la variación anual de la temperatura es muy pequeña, mientras que en las latitudes medias y altas esta variación térmica anual es muy grande en relación con la distinta insolación invierno-verano.

2.2.3. Rasgos biogeográficos: vegetación, ríos, suelos.

- Vegetación: gradación en altura de abajo a arriba (árboles de hoja perpetua, coníferas, pastos, roquedos y canchales, nieves perpetuas). - Ríos torrenciales de régimen nival o glacial dependiendo de la estación (almacenaje o deshielo). Cauces pequeños y corrientes rápidas. - Suelos, se van empobreciendo con la altura. El frío reduce los intercambios minerales y la actividad bacteriana. Procesos de gravedad.

TEMA 6. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA II. LOS CLIMAS ZONALES, INTERTROPICALES, TEMPLADOS Y POLARES 1. LOS CLIMAS DE LAS ZONA CÁLIDA O INTERTROPICALES.

La zona intertropical tiene una gran regularidad térmica a lo largo del año, por lo que las diferencias estacionales se manifiestan con las precipitaciones > estación seca o de estación lluviosa. Koppen diferencia en la zona intertropical tres tipos de climas, en relación con la pluviosidad (f, w, m/s). Las características generales, comunes a todos ellos, son las siguientes:

Gran homogeneidad de las temperaturas a lo largo del año, máximas en el Ecuador y descienden con la latitud y al alejarnos de las costas. Amplitud térmica anual inferior a 10°C. Temperaturas medias mensuales superiores a 18°C. Ausencia de heladas. Abundantes precipitaciones, con diferentes máximos y mínimos estacionales. Elevada humedad relativa.

1.1 EL CLIMA DE LA SELVA TROPICAL (Af). Conocido como hipertropical y ecuatorial, se extiende de forma discontinua entre los 10o de latitud Norte y los 6o de latitud Sur.

1.1.1. Causas del clima de la selva tropical. La verticalidad de los rayos solares (día/noche casi igual todo el año), a la elevada humedad del aire y a la gran nubosidad de desarrollo vertical.

La pluviometría es consecuencia de dos factores fundamentales: de las bajas presiones provocadas por la existencia de un aire cálido y húmedo muy inestable, y de la convergencia intertropical (CIT) de los alisios. Ambos factores dan lugar a una gran nubosidad de desarrollo vertical. El desplazamiento de la CIT, que

oscila entre el HN y HS, en relación con el desplazamiento del Sol y con la fuerza que tengan los alisios de cada Hemisferio, establece una amplia franja en la que se producen las ascendencias dinámicas. También puede darse el caso de que los dos alisios, Norte y Sur, no tengan la misma temperatura, formándose así el frente intertropical (FIT). Este balanceo estacional ocasiona un régimen de precipitaciones con dos máximos equinocciales (en el Ecuador el Sol alcanza su cenit en los dos equinoccios, por lo que éstas serán las épocas de lluvias). Así mismo, la pluviometría se ve modificada por la orografía, por las brisas mar-tierra y por la continentalidad. De esta actividad atmosférica, la atmósfera se presenta calmada y con vientos débiles; los propios alisios son vientos moderados, ±20 km/h, e incluso la zona de bajas presiones ecuatoriales es también una zona de calmas.

1.1.2. Variedades de la Selva Tropical. Sobre la línea del Ecuador, hay sectores donde los máximos de lluvia corresponden con los equinoccios, y en otros se retrasan a los meses de abril y noviembre. El alejamiento del Ecuador reduce las precipitaciones progresivamente hasta la estación seca; al mismo tiempo, se produce una progresiva disminución de la precipitación como tránsito hacia los climas tropicales de doble estación. En las áreas continentales, se diferencia otra variedad climática en las islas, donde es muy escasa la oscilación térmica (la amplitud térmica anual no alcanza los 0,5°C, manteniendo la temperatura o isotermia), que unido a la elevada humedad durante todo el año (en torno al 90%) llevó a De Martonne a llamarle «clima de invernadero».

1.1.3. Rasgos biogeográficos de la selva tropical.

Los ríos son de caudal muy abundante y regular. Las fuertes lluvias dan lugar a aguas de escorrentía (proceso de desagüe del agua que no es capaz de infiltrarse en el suelo y corre por su superficie en forma de lámina, cuando la lluvia cae abundantemente).

La vegetación la selva ecuatorial constituida por especies que necesitan altas temperaturas (megatermas), en su mayoría de hoja ancha y perenne, con gran número de especies. Especies arbóreas altas y estratificadas, hay diferencias según los pisos: el piso superior está espaciado, el segundo tiene una mayor continuidad con respecto a las copas de sus árboles, y el inferior se compone de brotes jóvenes e individuos adultos de copas más pequeñas y achatadas. En pisos inferiores > una vegetación herbácea, cuyo tamaño y densidad varía en relación con la luz. También hay enredaderas (destacan las lianas), y plantas epifitas (se desarrollan sobre otros vegetales y no tienen raíces en el suelo, entre éstas destacan las orquídeas). En las regiones litorales, en suelos inundados y salinos destacan los manglares a lo largo de la costa Oeste, en las inmediaciones tropicales de aguas cálidas (no se dan en la costa Este donde hay corrientes frías) y, además, tierra adentro, ocupando marismas y lagunas. Los manglares están formados por plantas de raíces aéreas y con un follaje adaptado a una elevada transpiración.

Los suelos ecuatoriales suelen ser pobres (descomposición química) debido a las elevadas temperaturas y a las fuertes precipitaciones, que efectúan una fuerte lixiviación (lavado de los componentes solubles del suelo). El humus es escaso por la fuerte acción bacteriana, que destruye la vegetación muerta. Son característicos los suelos lateriticos (suelo limo-arcilloso de color rojizo, con elevado porcentaje de óxidos de hierro y aluminio).

1.2. El Clima de la Sabana Tropical (Aw). (Tropical con estación seca), entre los límites del clima ecuatorial y los trópicos, aproximadamente entre los 5° y los 25° de latitud, aunque, varía en las fachadas occidentales de los continentes (entre

los 10° y los 30° de latitud Norte y entre el 5° y los 25° en Sur).

1.2.1. Causas del clima de la Sabana Tropical. Las costas continentales presentan contrastes pluviométricos con respecto a la circulación general atmosférica y las masas de aire. Costas orientales favorecidas por las masas de aire

oceánico, las costas occidentales presentan climas más áridos, por los alisios cálidos y secos continentales, y por corrientes marinas frías. La estación lluviosa se debe a la acción de las masas de aires marítimos tropicales y ecuatoriales (cargadas de humedad entre los equinoccios de primavera y otoño), y la estación seca a la acción de las altas presiones subtropicales. 1.2.2. Variedades del clima de la Sabana Tropical. Depende de la duración de la estación seca. A mayor latitud, se incrementa la amplitud térmica mensual y se modifica la alternancia estación seca/húmeda. Cerca del Ecuador hay cuatro estaciones que alternan lluviosa y seca, cerca de los trópicos hay dos, una lluviosa y otra seca (sin duración fija). 1.2.3. Rasgos biogeográficos del Clima Sabana Tropical. Los ríos muestran una marcada alternancia estacional de caudal. En la época de lluvias se inundan las tierras bajas y en la estación seca pueden desaparecer. La vegetación es diversa debido a la alternancia de una estación húmeda y otra seca, (dependen del grado de sequía), que va desde el bosque tropical hasta la vegetación herbácea.

BOSQUE TROPICAL (lluvias) VEGETACIÓN SABANA (sequía)

- Vegetación menos densa que la selva ecuatorial - Menos número de especies. - Menor estratificación. - Más hoja caduca (algunas perennes). - Mayor desarrollo del sotobosque herbáceo (llega más luz

al suelo). Típico bambú.

- Pocos árboles y arbustos resistentes al fuego. - Extensas llanuras y mesetas con bosques galerías

tropicales en valles húmedos. - Según la aridez hay sabana húmeda, seca y espinosa. - Las especies herbáceas son de altura diversa

dependiendo de la sequía.

Los suelos son similares a los del clima ecuatorial resaltando la presencia de costras lateríticas .

1.3. CLIMA MONZÓNICO. A una latitud superior a la de los climas ecuatoriales y tropicales con estación seca se establece latitudinalmente un contraste entre las fachadas occidentales de los continentes, en las que reina el desierto, y las fachadas orientales, donde se registran fuertes precipitaciones que dan lugar al clima monzónico. No es exclusivo de las regiones asiáticas.

1.3.1. Causas del clima monzónico. El mecanismo general de los monzones (en el continente asiático) es el siguiente:

En verano, que es la época de lluvias, las masas de aire tropical se desplazan hacia el Norte en función del balanceo estacional, en mayor grado del normal, el Himalaya provoca el fuerte ascenso en latitud del Jet Stream. Ese fuerte ascenso trae precipitaciones por:

- Ascendencias ciclónicas de origen dinámico, influidas por la posición del Jet Stream.

- Efectos de convergencia intertropical de origen dinámico. - Fuertes gradientes provocados por masas de aire frío en altitud. - Efectos orográficos de enfriamiento adiabático (no trasmite calor al entorno). - Acción de los ciclones tropicales. - De forma indirecta, hay que considerar las bajas presiones continentales de origen térmico y la circulación de vientos a que dan lugar, más el flujo general del Suroeste, que aporta masas de aire húmedo procedentes del océano, y la acción de las corrientes marinas cálidas de las costas orientales, que mantienen la inestabilidad del aire.

En invierno, la estación seca queda determinada por situaciones atmosféricas que aportan masas de aire seco o que impiden la llegada de masas de aire húmedo, como son: - Altas presiones continentales de origen térmico sobre el continente asiático, que aportan vientos fríos y secos, que al descender de latitud, se van recalentando progresivamente. - Desplazamiento hacia el sur del Frente Polar y el Jet Stream y, consiguientemente, la acción de los alisios con vientos del Norte y NE en el hemisferio Norte, que aportan masas de aire tropicales, tanto continentales como marítimas, que pueden provocar lluvias invernales en algunas zonas.

1.3.2. Variedades del clima monzónico: las diferencias en las precipitaciones se deben a la posición orográfica, en relación con las masas de aire, más o menos cargadas de humedad. Podemos encontrar: - Régimen con fuerte contraste entre estación seca y lluviosa, en regiones afectadas por masas de aire seco continental, durante el invierno asiático. - Régimen con precipitaciones causadas por mecanismos frontales y efectos orográficos, durante el invierno del HN. - Régimen de lluvias parecido al ecuatorial (archipiélago indonesio). 1.3.3. Rasgos biogeográficos del clima monzónico, presenta, en cuanto a suelos y régimen fluvial, unas características muy parecidas a los climas tropicales con estación seca que hemos visto en el apartado anterior. 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 10OC del mes más cálido se localizan las latitudes templadas, con una gran variedad de climas. Los climas templados presentan grandes contrastes térmicos estacionales. Esta alternancia térmica estacional también los diferencia de los climas polares. Entre los climas templados, se establecen diferencias en relación con la amplitud térmica anual y con el régimen y estacionalidad de las precipitaciones. Debemos tener en cuenta diversos factores, como: la circulación general atmosférica, la latitud, la distribución de tierras y mares, la configuración de los continentes y la influencia de las corrientes marinas en las zonas costeras.

- La circulación general atmosférica de la zona templada presenta los siguientes aspectos:

• Una circulación del Oeste a lo largo del año, que aporta masas de aire marítimo sobre las fachadas occidentales de los continentes y empuja, hacia el Este, las bajas presiones que jalonan el Frente Polar. • El Frente Polar, que separa las masas de aire tropical y polar y crea fuertes inestabilidades atmosféricas, presenta una oscilación estacional Norte-Sur. • La existencia de notables contrastes geográficos, que inciden en la circulación celular en el interior de la zona templada; así, se forman centros de altas presiones térmicas en invierno, en el interior de los continentes muy fríos, pudiendo bloquear la circulación del Oeste. Los anticiclones térmicos más representativos son los de Manitoba, Escandinavia, Finlandia, Rusia, Siberia y Europa Central. Igualmente, se forman bajas presiones térmicas sobre el océano, en relación con las aguas templadas, como por ejemplo en el Golfo de Génova. Estas situaciones se invierten en verano. De este modo, se forma un conjunto de centros de acción, separados por frentes que toman direcciones Oeste-Este y Norte-Sur, que acentúan la diversidad de la circulación celular en todas direcciones. - La localización en latitud influye sobre las temperaturas, por perpendicularidad de los rayos solares. - La distribución de tierras y mares es otro factor muy importante. Este hecho se aprecia esencialmente en el hemisferio Norte, donde la delimitación de los climas templados es menos zonal, prácticamente sólo interviene para determinar la duración de cada estación térmica. En cambio, en el hemisferio Sur predomina el carácter zonal, debido a las reducidas franjas de superficie continental existentes. - Finalmente, las corrientes marinas, según sean cálidas o frías, junto con la circulación general atmosférica, repercutirá en diferentemente en las fachadas orientales y occidentales. -

Así, la clasificación de estos climas presenta una diferenciación en función de la latitud, entre climas más cálidos o más fríos (mesotérmicos y microtérmicos, según Köppen), y se subdividen según su posición interior o costera, y, en relación con su situación costera en la fachada oriental u occidental de los continentes.

2.1. CLIMA LLUVIOSO TEMPLADO, HÚMEDO EN TODAS LAS ESTACIONES DE LA COSTA ORIENTAL DE LOS

CONTINENTES (CFa).

Localizado en las fachadas orientales, afecta a la China oriental, gran parte del Sur del Japón, Sureste de los EE.UU., costas del Golfo de México, Uruguay, Brasil meridional, Pampa argentina húmeda, África del Sur y Sureste de Australia.

2.1.1 Causas del clima Cfa. La ausencia de estación seca del clima templado (subtropical) húmedo se debe a distintos centros de acción, que le proporcionan una continua influencia de masas de aire húmedo.

En verano, las altas presiones subtropicales alcanzan su máximo desplazamiento en latitud, afectando a la costa oriental entre los 25° y 35°; con ello, las masas de aire tropical marítimo (cálido y húmedo) invaden estas latitudes, siendo el origen del elevado calor y de las abundantes precipitaciones costeras; este hecho, con las bajas presiones térmicas

que provocan tormentas y a la acción de algún frente, dan lugar a veranos muy lluviosos. En invierno, al descender las altas presiones subtropicales en latitud, se reducen las precipitaciones, siendo entonces provocadas por los frentes propios de la circulación de las latitudes medias. Al final de la primavera, las precipitaciones aumentan por la mayor incidencia de las perturbaciones del Frente Polar.En otoño, las precipitaciones pueden incrementarse por los ciclones tropicales que, ocasionalmente, pueden afectar a estas costas.

2.1.2. Variedades del clima Cfa. Los rasgos típicos de este clima se modifican gradualmente hacía otros climas, dando lugar a distintas variedades, que se diferencian sobre todo en las características de sus inviernos.

En el hemisferio Norte, este clima muestra ciertas diferencias entre Asia y América, por la influencia que ejercen los anticiclones térmicos Siberiano y Canadiense, más fuerte el primero. Las masas de aire frío continental del anticiclón Siberiano invaden gran parte de Asia, dando unos inviernos secos, y sólo el extremo sur de la región asiática se ve afectada por la circulación ciclónica; en cambio, en América predomina la acción de la circulación ciclónica, que provoca lluvias invernales casi tan importantes como las del verano. En ambos casos, la sucesión de tipos de tiempo varía en relación con las ondulaciones del Jet Stream, que puede dar lugar a invasiones de olas de aire frío o de aire cálido.

En el hemisferio Sur, su menor masa continental no favorece la existencia de un anticiclón térmico invernal y es menor la importancia de las masas de aire continental. Esta ausencia del anticiclón continental del invierno hace que el Frente Polar apenas afecte a estas latitudes, al no ser empujado por aquél. Además, el verano resulta menos cálido, al ser más reducida la invasión de aire tropical y verse afectado por la acción refrigerante del océano austral. Sus precipitaciones proceden de las perturbaciones de origen tropical, que en otoño se ven sustituidas por las perturbaciones de origen polar.

2.1.3. Rasgos biogeográficos del clima Cfa.

• Los ríos presentan aguas altas en verano y aguas bajas en invierno. • La vegetación es muy variada, asociándose especies tropicales y especies templadas, pudiendo encontrarse tanto bosques de hojas perennes y anchas, como de hojas caducas y anchas e incluso de hojas con forma acicular. En la parte más meridional, predominan los bosques mixtos, de cobertura menos densa que los de las zonas intertropicales húmedas, de menor altura y número de especies. Destacan bambúes, palmeras, árboles y arbustos del tipo del laurel, todos de hoja perenne; también son característicos los robles, hayas y castaños de hoja caduca, e incluso coníferas como pinos y abetos, con un tupido sotobosque. En la parte más septentrional pueden encontrarse praderas de hierbas altas con arbustos, que pueden llegar a formar un estrato muy denso, y el desarrollo de musgos revistiendo ramas y troncos, en las regiones donde se producen abundantes nieblas y nubes. Dentro del estrato arbustivo, destacan las landas o brezales, configurados por arbustos bajos y densos de aliagas, brezos y helechos. Es el resultado de la degradación del bosque templado caducifolio. • Los suelos presentan las repercusiones de un clima húmedo con afinidades tropicales; así, son características las arcillas rojas y amarillas y son ricos en óxidos de hierro y aluminio. Las abundantes precipitaciones dan lugar a un empobrecimiento en superficie por el lavado que ésta sufre. También hay que considerar la tendencia lateríticas de las arcillas. Son suelos pobres para el cultivo.

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

Se le conoce como Mediterráneo, aunque también subtropical con verano seco. Se desarrolla en la fachada oeste o suroeste de los continentes, entre los 30° y 40° de latitud, hasta los 45° de latitud en la Europa mediterránea. La disposición de las cadenas montañosas, paralelas y próximas a las costas limita su expansión a estrechas franjas

costeras. También queda muy limitada su localización en el hemisferio Sur, debido a que los continentes alcanzan poco desarrollo en las latitudes propias de este clima. El mar Mediterráneo es muy importante. Sus aguas, más bien cálidas, reducen el frío invernal, característico del interior de los continentes en estas latitudes, favoreciendo las precipitaciones y manteniendo la circulación ciclónica del Oeste.

EL CLIMA TEMPLADO LLUVIOSO CON VERANOS secos y calurosos/cálidos (Csa)(Csb)

Tª - abundante insolación superior a 2000 horas/año - verano cálido y seco con temperaturas que pueden superar los 40 °c ausencia de nubosidad y tiempo estable - invierno suave con temperaturas medias entre los 5 y los 15 °c aunque se pueden producir algunas heladas y nieves - elevada amplitud térmica diaria sobre todo en verano - elevada amplitud térmica estacional más acusada hacia el interior - repentinas olas de frío en las latitudes altas

Pmm - invierno lluvioso con una media casi siempre inferior a 1000mm anuales - verano seco con escasa precipitación - déficit de agua por las altas temperaturas y la alta evaporación provocada por los vientos - irregularidad interanual de precipitaciones - reducido número de días de lluvia (inferior a 100) el agua cae por lo general en fuertes tormentas

Otras - régimen de vientos que varía de una región a otra, a mayor latitud vientos más fríos en invierno y en latitudes bajas vientos muy cálidos en verano.(N- mistral, tramontana-frío//S- chehili, sirocco-cálido)

2.2.1 Causas del clima Csa y Csb. El balanceo estacional, que da lugar a un sistema de circulación meridiana, explica este clima. En verano, las altas presiones subtropicales, en su máximo desplazamiento latitudinal, provocan un tiempo estable, cálido y seco. En invierno, las altas presiones se desplazan a latitudes más bajas, con lo que se posibilita la circulación del aire frío y se establece la libre circulación del Oeste, dando lugar a un tiempo más fresco y húmedo. En otoño. Las masas de aire frío, al entrar en contacto con las aguas tibias del mar Mediterráneo, originan una activa ciclogénesis llamada gota fría (perturbación atmosférica extratropical, no frontal, que puede provocar precipitaciones fuertes e intensas). Además, hasta el paralelo 30°, aparecen perturbaciones asociadas a las ondulaciones del Jet Stream.

2.2.2 Variedades del clima Csa y Csb. Gran diversidad; en unos casos, las cadenas montañosas impiden su

penetración hacia el interior, y, en otros casos, la continentalidad modifica sus características pluviométricas, reduciendo las precipitaciones del invierno e incrementando ligeramente las precipitaciones de verano, y sus características térmicas, resultando los inviernos más fríos y con fuertes heladas, y registrándose una mayor oscilación térmica. La variación en latitud, en cuanto a la duración de la sequía, a la intensidad del reparto estacional de las precipitaciones, y a la fuerza del viento. Debido a esto, se le considera un clima de transición, entre el seco de los desiertos litorales tropicales y el estepario, situados a menor latitud, y los climas templados húmedos de la costa occidental, situados a mayor latitud. La clasificación de Koppen establece dos tipos, uno que corresponde a las características de la cuenca del mar Mediterráneo (Csa) y otro a las zonas costeras que se ven afectadas por la influencia de corrientes marinas frías (Csb). En ambos climas es muy similar el invierno, con la única salvedad de que el Csb no se ve afectado por influencias continentales, por lo que son raras las nieves y los hielos. En verano, el cálido mar Mediterráneo ejerce una reducida influencia marina moderadora de las temperaturas, por lo que éstas pueden elevarse notablemente. En cambio, en el clima Csb, el verano alcanza unas temperaturas solamente algo más elevadas que las del invierno, debido a la acción moderadora de las temperaturas que ejercen las corrientes marinas frías y las ascendencias de aguas frías próximas a las costas; con ello se intensifica la estabilidad de las masas de aire y resulta un verano seco, aunque con un aire húmedo.

2.2.3. Rasgos biogeográficos del clima Csa y Csb.

• Los ríos tienen un régimen muy irregular, un acusado estiaje en los meses de verano, se presenta un otoño con fuertes y súbitas crecidas, provocadas por las violentas tormentas, que dan lugar a frecuentes inundaciones. • La vegetación es muy diversa, con las características típicas de los climas semiáridos, adaptación al calor estival y a la sequedad (xerófila) > sus troncos cortos y de corteza gruesa, de sus profundas raíces y del pequeño tamaño de sus hojas, fuertes y enceradas, de carácter perenne. La vegetación forma bosques claros que dan una escasa cobertera al suelo y que suelen estratificarse en tres formaciones: cubierta arbórea, arbustiva y herbácea. • La mayor o menor aridez y la composición del suelo dan lugar a cuatro formaciones típicas: - Estepa herbácea, en las regiones más áridas que anuncian la proximidad del desierto; en ella es típico el esparto.

- Estepa arbustiva, en las regiones algo menos áridas que las anteriores, en las que se desarrollan thuyas y palmeras enanas. - Maquis, en suelos silíceos, incluye numerosas especies, algunas muy espinosas. Denso sotobosque en el que crecen jara, brezos y madroños salpicados, por árboles, entre los que destacan alcornoques, pinos y encinas. - Garriga, en suelos calizos, es una formación baja, menos tupida que la anterior, en la que los árboles y arbustos dejan parte del suelo al desnudo, y donde es característica la encina; son de destacar las plantas aromáticas como el tomillo, la jara, lavanda, romero, etc. El maquis y la garriga configuran una vegetación de monte bajo, derivadas, bien de una degradación del bosque por la acción humana, por la repoblación tras los incendios forestales, muy frecuentes en los bosques mediterráneos, o bien como resultado del clima en la periferia de los bosques esclerófilos. • Los suelos son muy diversos. Las fuertes lluvias, junto a la deforestación que han sufrido estas regiones, hacen que, en muchos casos, sean fuertemente erosionados. Los más representativos son los suelos castaño-rojizos y pardo-rojizos. La terra rossa o arcilla de descalcificación, de color rojo pardo, resulta un reducto fértil en los suelos calizos. En las regiones más secas, suelen aparecer costras calcáreas que no resultan fáciles de cultivar.

2.3. EL CLIMA LLUVIOSO TEMPLADO, HÚMEDO EN TODAS LAS ESTACIONES DE LA COSTA OCCIDENTAL DE LOS

CONTINENTES (CFB Y CFC). También clima oceánico. Considerado como la continuación hacia el Polo del clima mediterráneo, entre los 40° y

los 60° de latitud a lo largo de las costas occidentales, y alcanza una considerable extensión latitudinal. La alineación Norte-Sur (paralelo a la costa) de muchas cadenas montañosas implica una limitación en la extensión de este clima hacia el interior, limitación que también es causada por las pocas tierras existentes en el hemisferio Sur en estas latitudes. Así, este clima se desarrolla algo más en Europa, por su disposición montañosa Este-Oeste y la penetración de los mares epicontinentales (poco profundo al asentarse sobre la corteza continental), permiten un mayor acceso de las masas de aire marítimas.

2.3.1. Causas del clima Cfb y Cfc. La acción reguladora del océano es fundamental.

• Las corrientes marinas cálidas, por un lado regulan las temperaturas, al reducir la oscilación térmica anual, por lo general, entre los 10°C y los 15°C; así, en invierno, las temperaturas son más suaves que lo que les correspondería por su latitud, y más débil su disminución latitudinal. También favorecen el aumento de la precipitación, ya que el aire oceánico resulta bastante inestable al estar recalentado en su base por estas corrientes cálidas.

• Las masas de aire polar marítimo, durante el verano, siguen actuando, apreciándose sólo una ligera reducción de las precipitaciones en las regiones más meridionales. • Las brisas de mar y de tierra también contribuyen a paliar las temperaturas extremas, sobre todo las máximas diurnas.

2.3.2. Variedades del clima Cfb y Cfc. Las variedades climáticas se deben al balance de la radiación solar en latitud

y a la degradación continental hacia el interior. • Veranos relativamente más cálidos cuanto menor sea la latitud, pasando de un verano relativamente cálido en el área meridional, a un verano fresco, cuyo mes más cálido apenas alcanza los 10°C, en las regiones más septentrionales. En invierno las variaciones térmicas latitudinales son menores, pero existen diferencias en cuanto a las precipitaciones sólidas. En los espacios más meridionales la nieve es escasa, por la suavidad del invierno, pero va incrementándose en las regiones más septentrionales, donde son numerosos los días de heladas, que sólo cesan durante dos o tres meses, produciéndose un continuo proceso hielo-deshielo. • En su degradación hacia el interior, la amplitud térmica se incrementa, ya que se reduce el efecto moderador de la humedad del mar. El verano se hace más cálido y más largo, el invierno se hace más frío y con más heladas y días de niebla de irradiación. Las precipitaciones se equilibran entre verano e invierno, siendo mayores en verano, a medida que se va continentalizando, ya que se va sustituyendo la influencia de masas de aire marítimo por la acción de masas de aire continental. 2.3.3. Rasgos biogeográficos del clima Cfb y Cfc. • Los ríos tienen un régimen ponderado, aunque en otoño e invierno pueden producirse desbordamientos. • La vegetación es heterogénea y abundante (balance positivo de agua): bosques mixtos, bosques de hojas anchas y caducas, con robles, fresnos y hayas junto a un abundante sotobosque; y bosques de hoja perenne entre los que destacan las coníferas. También resultan muy características las landas de aliagas, brezos y helechos. • Los suelos son de dos tipos: los podzoles que tienen un color grisáceo, son ácidos y muy lavados por la acción de las aguas de lluvia; y los suelos pardos, que son de buena calidad para el cultivo, con espesos depósitos de humus, pues la acción bacteriana se ve reducida por las bajas temperaturas. 2.4. LOS CLIMAS FRÍOS (MICROTÉRMICOS, DE BOSQUE FRÍO) (Df, Dw, Ds). El clima «microtérmico», término que implica climas fríos con la temperatura del mes más frío por debajo de los -3°C pero cuyo verano alcanza en algún mes los 1O°C, se denomina en otras clasificaciones clima continental. El clima de bosque frío (microtérmico) se localiza sobre los continentes del hemisferio Norte, prácticamente inexistente en el Sur.Entre el paralelo 35° y 40° en EE. UU. y entre el 45° y 50° en el Este de Siberia en su posición más meridional, y queda limita do por la isoterma de 1O°C del mes más cálido en su posición más septentrional. En general, se sitúa en el interior y zona oriental de los continentes.

2.4.1. Causas del clima microtérmico. muy influenciado por la acción del frente polar y por la acción de las altas presiones térmicas continentales. • La influencia del Frente Polar es fundamental > los fuertes contrastes de temperatura y las precipitaciones ciclónicas a lo largo del año. El continuo desplazamiento norte-sur de las masas de aire polar y tropical, provoca alternancia de olas de frío y calor, ventiscas o nevadas de tipo convectivo. En las regiones donde las masas de aire marítimo, tanto polares como tropicales, tengan fácil acceso durante todo el año > precipitaciones regulares, pero un máximo pluviométrico en verano; por el contrario, en las zonas donde alterna la acción de las masas de aire tropical marítimo en verano y de masas de aire polar continental en invierno > acusados máximos en verano y mínimos en invierno.

• La influencia de las altas presiones térmicas durante el invierno > bloqueo a la circulación ciclónica del Oeste, que no puede alcanzar el interior, y la estabilidad de las masas de aire, que reduce las precipitaciones invernales. Esta estabilidad favorece la radiación nocturna y, por tanto, las bajas temperaturas, que refuerzan el anticiclón. Su desaparición en verano favorece una mayor inestabilidad del aire, posibilitando el mecanismo de las lluvias de convección y el paso de perturbaciones del frente polar. 2.4.2. Variedades del clima microtérmico. Dos tipos: uno húmedo en todas las estaciones, al que llega la circulación de las perturbaciones del Oeste, y otro con invierno seco, influenciado por la estabilidad de las AP térmicas continentales. La influencia de la latitud —desigual radiación— establece modificaciones en cuanto a sus temperaturas. 2.4.3 Rasgos biogeográficos del clima microtérmico. • Los ríos tienen un régimen irregular; el invierno es la estación de aguas bajas; por el contrario, en la primavera, el proceso de descongelación da lugar a crecidas. Los ríos que desembocan hacia el Norte se encuentran con barreras de hielo > inundaciones al frenar el curso. • La vegetación presenta una gradación en latitud. En la parte más septentrional y por lo tanto más fría, predomina el bosque boreal, o taiga, formado por coníferas asociadas con líquenes, musgos y helechos. Las coníferas poseen acículas estrechas, que se renuevan de forma continua a lo largo del año; la mayoría son de hoja perenne pero hay también de hoja caduca, como el alerce o el ciprés pelado. Su tronco presenta una gruesa corteza y sus raíces están bien desarrolladas, aunque en las regiones de suelos helados alcanzan poca profundidad. En latitudes más bajas, encontramos mezclados bosques templados de coníferas y bosques de frondosas, de hojas grandes y caducas: el roble, el haya, el fresno en las regiones más frías y húmedas; el olmo y el fresno en los suelos de drenaje deficientes; y también abedules, nogales, arces y castaños, y son muy representativos los pinos y los abetos. Por lo general predominan los árboles altos, que dan una densa cobertura en verano; en el piso inferior se establecen arbustos y árboles jóvenes, y en el piso más bajo las hierbas aprovechan la primavera. La degradación de este bosque y la aridez dan lugar a un paisaje vegetal de pradera, que se seca en verano, en la que es muy característica una vegetación de hierba corta o estepa. Estas praderas, en las regiones más húmedas, forman un denso tapiz, que ejerce un papel protector frente a la erosión, pero en las estepas secas se distribuye muy espaciadamente, dejando mucho suelo al desnudo. • Los suelos presentan una gradación, a partir de los podzoles que se localizan en las márgenes septentrionales, que son suelos muy lavados. Son frecuentes los suelos helados en invierno. A menor latitud siguen las tierras pardas, menos afectadas por la lixiviación, y más fértiles que las anteriores. En las praderas se dan el chernozem o tierras negras, muy ricas en humus y en calcio, uno de los mejores suelos del mundo. La mayor aridez de las estepas da lugar a suelos grises con eflorescencias salinas. 3. LOS CLIMAS DE LA ZONA FRÍA O DE LATITUDES POLARES Los climas de las regiones polares y subpolares quedan delimitados por las temperaturas inferiores a la isoterma de 10°C para el mes más cálido, el límite de los árboles. A su vez, la isoterma de O°C para el mes más cálido delimita el

dominio del hielo perpetuo y de la tundra, la de mayor proporción, pues el hielo perpetuo sólo afecta al interior de Groenlandia y a las regiones centrales del continente antártico. En el hemisferio Norte, estos climas se localizan por encima del paralelo 70° en las regiones continentales; en cambio, en el hemisferio Sur, puede aparecer desde los paralelos 55° o 50°.

3.1. EL CLIMA DE TUNDRA

(ET). La denominación se

identifica con el paisaje, la tundra o extensión de tierra

pelada, terreno inhóspito, tierra sin árboles.

CLIMA DE TUNDRA (ET)

Tª - ningún mes alcanza la temperatura media de 10°c - elevada amplitud térmica anual - débil oscilación térmica diurna, casi nula en la noche invernal e imperceptible en verano

Pmm - escasa inferiores a 250mm y casi todas sólidas

Otras - fuertes vientos huracanados - nieblas provocadas por la evaporación sobre el mar (humo del ártico)

El invierno tiene un carácter continental, el océano queda cubierto por el hielo y las nieves; por el contrario, el verano tiene un carácter oceánico al producirse el deshielo, lo que hace que suban las temperaturas. Sus bajas precipitaciones y humedad atmosférica están en relación con las temperaturas, puesto que, al ser éstas tan bajas, las masas de aire no tienen mucha capacidad de retener vapor de agua; por otro lado, también hacen que se produzca muy poca evaporación. 3 .1.1. Causas del clima de tundra. La radiación es muy baja, tanto por las largas noches, hasta de 6 meses en el Polo, como por la oblicuidad del ángulo de incidencia de los rayos solares (en el Polo, el Sol en su mayor altura no pasa de 23° 27' sobre el horizonte en el solsticio de verano), por lo que su eficacia es baja aunque sea continua> temperaturas muy bajas. También el albedo de la nieve (puede reflejar hasta el 80 por 100 de la radiación), continuo a lo largo del año. El Frente Ártico es el que aporta la precipitación. Este frente tiene menor gradiente que el Frente Polar, que no alcanza ya estas latitudes. 3.1.2 Variedades del clima de tundra. • La variedad continental tiene inviernos muy fríos y unas precipitaciones muy escasas (inferiores a 200 mm) que se registran sobre todo en verano; en esta estación también son frecuentes los vientos, en cambio el invierno presenta una calma anticiclonal. • La variedad oceánica se localiza en las zonas árticas bañadas por las aguas tibias del océano Atlántico. Sus inviernos son relativamente moderados y los veranos muy fresco, siendo pequeña su amplitud anual; sus precipitaciones en la estación fría son algo más abundantes que en la variedad continental, y son frecuentes los vientos. 3.1.3 Rasgos biogeográficos. • Las redes de agua sólo alcanzan el estado líquido en verano, y entonces, debido al suelo helado en profundidad, no pueden infiltrarse, por lo que se expanden ocupando grandes extensiones. • La vegetación que se desarrolla es la tundra. Se trata de una vegetación muy pobre, cuatro tipos: la tundra de patas almohadilladas, la tundra herbácea, la tundra arbustiva y la tundra arbórea (de transición hacia la taiga). En las regiones menos frías, pueden encontrarse plantas leñosas enanas, como sauces achaparrados y deformados, abedules diseminados, y en las hondonadas abrigadas, los últimos restos del bosque, arbustos bajos, plantas herbáceas, y asociaciones de musgos y líquenes que se desarrollan con lentitud. El elevado contenido de azúcar de esta vegetación hace que sea muy nutritiva y puedan sobrevivir, alimentadas por ella, especies animales muy grandes. • Los suelos son más el resultado de procesos físicos que químicos. La existencia de un pennafrost en profundidad disminuye las reacciones químicas y crea una capa impermeable en profundidad, que varía según la temperatura del verano. Tienen un drenaje insuficiente y suelen ser pantanosos en verano. Estos suelos helados en profundidad reciben distintos nombres según las regiones, como «merzlota» en Siberia o «tjála» en Laponia. Predominan los limos grisáceos y la arcilla gris-azulada con mucha turba. 3.2. EL CLIMA DE HIELO PERPETUO (EF). Tres grandes regiones de hielos: los casquetes de hielo continentales de Groenlandia y la Antártida, y los hielos flotantes del polo norte

CLIMA DE NIEVES PERPETUAS (EF)

Tª -Ningún mes supera los 0°C. -Fuertes contrastes térmicos noche/día polares -Temperaturas medias anuales más bajas del planeta - invierno perpetuo

Pmm -Precipitaciones escasas con una media menor a 8mm mensuales. Son sólidas, procedentes de borrascas ciclónicas

Otras Fuertes vientos catabáticos o de gravedad

El invierno perpetuo > no causa la fusión de la nieve y el hielo, acumulándose éstos durante siglos. Esta acumulación provoca un deslizamiento hacia afuera, por la presión ejercida en el centro del casquete, que, al romperse, dará lugar a

los icebergs. Los fuertes vientos que se registran proceden, en gran parte, de corrientes catabáticas o de gravedad, que dan salida al aire frío, muy denso, acumulado en el centro de los casquetes. Estos vientos son muy fríos, tanto por su procedencia como por el insuficiente calentamiento que experimentan en su recorrido. Este clima también se encuentra en las altas montañas de latitudes más bajas, correspondiéndose con las cumbres de nieves perpetuas. 3.2.1 CAUSAS DEL CLIMA DE HIELO PERPETUO. La causa de este clima parece estar en la elevación que alcanza Groenlandia en su interior (3.000 m) y la Antártida, aún más elevada más el frío que aporta el suelo permanentemente helado y cubierto de nieve, y su albedo, que puede reflejar hasta el 80 por 100 de la radiación solar. Además, el poco calor de las masas de aire se emplea para fundir o sublimar el hielo, por lo cual no se aumenta la temperatura de su atmósfera. El clima actual de la Antártida se explica por la presencia del gran casquete glaciar heredado de las glaciaciones cuaternarias.

GEOMORFOLOGÍA

TEMA 7. LA ESTRUCTURA Y DINÁMICA TERRESTRES. LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL RELIEVE. 1. LA ESTRUCTURA Y DINÁMICAS TERRESTRES 1.1. Constitución interna del globo terrestre La Tierra se divide internamente en: corteza, manto y núcleo. En el interior de la Tierra existen zonas en las que la velocidad de propagación de las ondas sísmicas varía, llamadas discontinuidades, que han servido para medir el espesor de cada una de las capas concéntricas de la Tierra. Existen 3 discontinuidades:

Discontinuidad de Mohorovicic (Moho),limita la base de la corteza. Se distingue la continental y la oceánica, entre 20-50 km. Se distingues dos capas de corteza: la granítica o superior(SIMA, sílice-magnesio) y la basáltica o inferior (SIAL, sílice-aluminio). Hay que añadir una superficial sedimentaria.

Discontinuidad de Gutenberg (2900 km); entre el manto y el núcleo.

Discontinuidad de Lehman (5000 km) que separa núcleo externo del interno. Bullenm en 1963 dividió el interior de la tierra en 7 zonas concéntricas: Discontinuidad de Mohorovicic, manto superior, zona de transición, manto inferior, Discontinuidad de Gutenberg, núcleo externo, Discontinuidad de Lehman, núcleo interno. 1.1.1. Estructura y composición de la corteza La corteza está limitada en su base por la discontinuidad de Mohorovicic. Su composición es muy compleja:

Los escudos precámbricos, están formados por granitos y neis,

Los márgenes continentales, por sedimentos.

Las áreas oceánicas, por rocas basálticas. Podemos distinguir:

Corteza continental. Tiene un espesor entre 20 y 50 km. Tiene mayor espesor en las zonas orogénicas, o con actividad tectónica. Tiene a su vez 2 capas: Capa granítica. Corteza superior, con un espesor medio de 20 Km y formada por granitos y rocas metamórficas ácidas (cuarzos, feldespatos, micas y anfíboles). Sólo existe en zonas continentales. En términos antiguos geológicos, llamada SIMA (Sílice- magnesio) Capa basáltica. Corteza inferior, existe en áreas continentales y oceánicas, aunque con diferente composición. Sus componentes fundamentalmente son rocas básicas (rocas basálticas). En términos antiguos geológicos, llamada SIAL (Sílice-aluminio).

Corteza oceánica. Tiene una estructura muy homogénea con 3 capas -capa 1 (0’4 km) / capa 2 (1’5 km) / capa 3 (5 km)-. Sin embargo, en las dorsales oceánicas existe una deficiencia de masas que va disminuyendo hacia los flancos; mientras que en las fosas oceánicas, la corteza es del tipo oceánico y del mismo espesar que las áreas adyacentes.

Capa sedimentaria. Se encuentra tanto en la corteza oceánica como en la continental, salvo en los escudos precámbricos. Tiene un espesor medio de 1,8 Km, variando entre los 10 Km en zonas de geosinclinal y de 0,4 Km en áreas oceánicas. Está constituida por rocas arcillosas (42%), areniscas (20%), rocas volcánicas (19%) y rocas carbonatadas (18%).

1.1.2. Estructura y composición del manto El manto es la capa más importante (84% del volumen y 69% masa total del planeta) y alcanza hasta los 2.900 Km de profundidad. El límite entre corteza-manto está definido por un aumento de velocidad de propagación ondas P. Las tres zonas del manto definidas por Bullen en función de la distribución de las ondas elásticas: superior (200-400 Km), de transición (400-1.000 Km) e inferior (1.000-2.900 Km). La composición también difiere en las tres capas de su estructura, pero en general sus componentes son rocas ultrabásicas, gabros y peridotitas. 1.1.3. Estructura y composición del núcleo. El núcleo ocupa desde 2.900 km hasta centro de la Tierra, separada del manto por la Discontinuidad de Gutenberg, por lo que tienen un espesor de 3.500 km aproximadamente, supone el 16% del volumen y el 31% de la masa de la Tierra. Es el origen del campo magnético terrestre. La parte más externa del núcleo es líquida.Puede dividirse en tres subzonas: núcleo externo, zona de transición y núcleo interno. Está formado por hierro y níquel (80%), silicio y azufre (20%).

La estructura de la Tierra según el comportamiento de los materiales que forman sus capas ante las altas temperaturas:

Litosfera. Capa de roca dura y quebradiza que incluye toda la corteza y la parte del manto superior más externa. Su espesor puede variar entre los 10 Km y los 150 Km. Flota sobre la

Astenosfera. Capa blanda del manto superior sobre la que yace y se moviliza la litosfera. Las rocas que componen esta capa se hallan prácticamente en estado de fusión, debido a las altas temperaturas (en torno a 1.400°C). Profundiza hasta los 250-300 Km. 1.2. La dinámica terrestre 1.2.1. La separación y deriva de los continentes Taylor (1910) se dio cuenta que todas las cadenas montañosas presentaban dos direcciones predominantes y perpendiculares entre sí: paralelas a los meridianos (las que bordean el Pacífico) y otras siguen la dirección de los paralelos (las del sur de Europa y Asia). Él lo atribuyó a la atracción lunar. Wegener (1912) expuso la teoría de que un solo supercontinente (Pangea) se había resquebrajado en dos grandes masas: Laurasia (América del Norte, Groenlandia, Europa y Asia) y Gondwana (América del Sur, África, Madagascar, India, Australia y Antártida), dando lugar a los continentes actuales. Estos dos grandes continentes, en su deriva, se habían ido desplazando hasta formar los actuales continentes. Para ello, se basaba en argumentos:

Geofísicos, distribución de las elevaciones en la superficie terrestre y la compensación isostática, por la que se busca el equilibrio entre los bloques que componen la corteza terrestre.

Geológicos. Semejanza de las costas a ambos lados del Atlántico.

Biológicos. Semejanza entre la flora y la fauna de los continentes hasta un determinado momento.

Paleoclimáticos. Distribución de los depósitos glaciares del Carbonífero y del Pérmico en América del Sur, Sudáfrica, India y Australia. En su teoría, suponía que las cadenas orogénicas se formaban a causa de un cierto “efecto proa” o arrugas de fricción que se producía en el borde anterior del continente SIAL al avanzar sobre el SIMA. 1.2.2. La teoría de la tectónica de placas Esta teoría fue elaborada entre 1962 y 1975 por varios científicos, fundamentalmente por el norteamericano Hoss y los británicos Vine y Matthews. Supone la confirmación de la teoría de la deriva continental de Wegener y además explica:

La existencia de las cadenas montañosas en los océanos.

La falta de sedimentos en los fondos marinos.

Las anomalías en las bandas magnéticas del fondo oceánico.

La distribución de volcanes y seísmos.

El origen de las cadenas montañosas. Se basa en el paleomagnetismo y en la idea de la expansión oceánica para así poder explicar los movimientos corticales y de la orogenia. La teoría supone que la litosfera, donde se encuentra la corteza terrestre, es móvil (como se constata en las dorsales oceánicas —atlántica, pacífica, e índica— que se ven afectadas por fallas transformantes) e inestable y se halla compuesta de una serie de placas rígidas, llamadas placas tectónicas, que flotan y se mueven libremente sobre la astenosfera. Por las dorsales asciende el magma en fusión produciendo corteza oceánica entre 5-15 cm/año. Este movimiento es debido a las corrientes de convección que se provocan en el interior de la Tierra. Se produce un trasvase de materia en el interior que dan lugar a deformaciones en la astenosfera y al desplazamiento en la litosfera suprayaciente. Debido a las altas temperaturas, los materiales de la parte más profunda del manto terrestre ascienden hasta que se enfrían lo suficiente como para descender de nuevo. La corteza sobrante es reabsorbida en profundidad en las zonas de subducción, que tiene lugar en un plano inclinado denominado superficie de Benioff. Es en las zonas de subducción donde se crean los grandes orógenos relacionados con las fuerzas de compresión y la convergencia de placas. Actualmente se piensa que existen 15 placas: Eurasiática, Africana, Norteamericana, Sudamericana, Pacífica, Antártica, Australiana, Arábiga, Hindú, de Nazca, de Cocos, Caribe, Filipina, Escocesa y de Juan de Fucas.

Las placas pueden ser:

Mixtas. Formadas por corteza oceánica y continental.

Sólo corteza oceánica (Pacífica, Nazca, Cocos y Filipinas). Al moverse las placas, en sus bordes se producen deformaciones en la superficie terrestre, son las zonas

dinámicas del globo. Estos movimientos de las placas pueden ser: separación o divergencia; aproximación o

convergencia; desplazamiento lateral. Dependiendo del tipo de movimiento se crean 3 tipos distintos:

Márgenes de construcción. Se generan nuevos materiales, se produce en dorsales mesoceánicas, suponen ruptura de continentes y apertura de nueva cuenca oceánica. También se pueden dar en los llamados rift continentales (Valle del Rift, África).

Márgenes de destrucción. Localizados en fosas oceánicas junto a bordes continentales activos, una placa se desliza bajo otra, destruyéndose la placa continental, puede terminar en colisión de continentes con fenómeno de compresión que da lugar a formación de montañas. Existen dos tipos:

La corteza oceánica comienza a hundirse debajo de la continental debido a que es más liviana y de menor grosor. Esta subducción produce un rozamiento que genera fuertes terremotos y vulcanismo allí donde ascienden parte de los materiales fundidos provenientes de la litosfera subducida, formándose cadenas montañosas como la cordillera de los Andes.

Si la colisión se produce entre dos placas oceánicas una de ellas subduce por debajo de la otra, formándose arcos insulares y grandes fosas abisales.

Zonas de colisión. Cuando dos placas continentales colisionan entre sí se produce un fuerte plegamiento muy acusado de los sedimentos acumulados entre ambas y deformaciones muy intensas de sus bordes. Así, por ejemplo, la formación del Himalaya (colisión de la masa continental del subcontinente indio contra la gran placa euroasiática).

Márgenes de conservación. Son límites de placas donde la litosfera no se crea ni se destruye, sino que se produce un movimiento horizontal paralelo al límite de placas, originándose un roce que genera terremotos. Ejemplos son las fallas transformantes de las dorsales oceánicas y la falla de San Andrés en California.

En la dorsal, las placas se separan creándose corteza, mientras que en las fosas convergen, destruyéndose

corteza.

2. LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL RELIEVE 2.1. Las rocas: definición y clasificación

Se llama roca a todos los componentes minerales de la corteza terrestre, materiales formados por la asociación variable de minerales, en su estado original o en fragmentos de estos o de organismos. Las rocas están constituidas por minerales, que son el resultado de la combinación de átomos e iones de distintos elementos. Y lo que caracteriza a la roca es la disposición de sus minerales, pues de ellos dependen sus propiedades. Sólo ocho de ellos (O-Si-Al-Fe-Mg-Ca-Na-K) forman la casi totalidad de las rocas terrestre, siendo el O y el Si los más abundantes.

Los minerales pueden presentarse en dos estados distintos en función de la disposición de sus átomos:

Estado cristalino. Los átomos se disponen en filas regulares y en intervalos constantes, formando una red. Sólo existe en los sólidos. Los cristales tienen forma y propiedades ópticas propias.

Estado amorfo. Los átomos se distribuyen irregularmente. Existe en gases, sólidos, líquidos y vidrios (líquidos envejecidos, en estado pastoso con apariencia sólida).

Respecto a sus constituyentes, las rocas pueden ser:

Homogéneas.

Heterogéneas.

Según su grado de cohesión:

Coherentes. Calizas.

Incoherentes. Arenas.

Márgenes de destrucción

Cordillera de los Andes Archipiélago del Japón Cordillera del Himalaya

Según su estado:

Plásticas.

No plásticas.

Según su génesis, las rocas se agrupan en tres clases:

Ígneas o eruptivas.

Sedimentarias.

Metamórficas.

2.2. Rocas ígneas o eruptivas, magmáticas o endógenas Su origen está en el enfriamiento del magma de origen interno, que suele solidificar en forma cristalina. Son agregados de silicatos minerales y su composición puede ser muy variable, dependiendo de los elementos que las componen y de las condiciones bajo las que se han enfriado.

Su textura (tamaño, forma y entrelazado de sus granos minerales) depende de las condiciones de cristalización:

Grano grueso. Velocidad de enfriamiento lenta, lo que permite la formación de cristales grandes.

Grano fino. Velocidad de enfriamiento rápida, lo que no permite la formación de cristales grandes.

Vítreo. Velocidad muy rápida, por lo que no permite la formación de cristales, sino que el producto es un vidrio con iones no ordenados.

Porfídica. Velocidad lenta al principio y rápida después, por lo que son cristales gruesos incrustados en pasta con grano más fino.

Según su origen, pueden ser:

Intrusivas o plutónicas. Cuando la solidificación se hace dentro de la corteza terrestre.

Extrusivas, efusivas o volcánicas. Cuando solidifican en superficie.

Filonianas. Están entre ambas, su solidificación se produce por un enfriamiento relativamente rápido cuando el magma rellena las cavidades existentes entre las rocas.

2.2.1. Intrusivas o plutónicas

Se originan por un enfriamiento lento del magma. Lo que permite que se formen cristales y aparezcan en superficie totalmente cristalizadas, por eso también se le llama cristalinas.Este ascenso lento se hace a través de una intrusión de los niveles corticales externos. Su consolidación tiene lugar muy despacio y bajo presiones superiores a las superficiales, lo que les proporciona características muy peculiares.Suelen aparecer en superficie cuando la erosión desmantela las rocas sedimentarias que los recubrían. Según la profundidad a la que se enfriaron, se pueden clasificar en distintas formas de yacimiento: o Batolitos. Su tamaño aumenta con la profundidad y su base no puede determinarse, su tamaño es de más de 100 Km, si fuese menor se llamaría tronco. El techo tiene forma dómica irregular. Estos receptáculos de magma solidificados suelen estar localizados en algunas cadenas montañosas, y normalmente se extienden paralelos. Su composición es bastante homogénea, y están constituidos por granitos o granodioritas (granito y diorita). o Manto. Plutón de poco espesor y sus límites son paralelos a la estratificación, pueden estar en horizontal, vertical o inclinado. Tienen un tamaño variable, entre 2-3 cm a 100 m. Al ser una forma intrusiva introducida en las rocas que la rodean, es más joven que éstas. o Lacolitos. Plutones macizos con forma lenticular y se introducen entre los estratos sedimentarios horizontales, tienen escaso espesor. Se forman cuando el magma empuja hacia arriba a las rocas suprayacentes formando una especie de domo mayor que el manto. o Diques (dykes) o filones. Plutón de poco espesor y límite perpendiculares o inclinados con respecto a la estratificación. Se origina cuando el magma se abre paso a través de las rocas adyacentes. Varía de varios cms a varios metros. Si son circulares, se llaman ring-dykes.

Están compuestas esencialmente por sílice (SiO2), tanto de forma libre (cuarzo) o combinado en silicatos con otros

minerales (hierro, aluminio, magnesio, calcio, sodio y potasio):

Ácida. Si el sílice es mayor del 60% (granitos, riolitas).

Intermedia. Si el sílice está entre 60-50% (andesitas).

Básica. Si está entre 50-45% (basaltos, grabos).

Ultrabásica. Si el sílice es menor de 45% (peridotitos, kimberlitas). La coloración también varía, y nos indica su resistencia a los agentes meteorológicos, ya que se calientan y

enfrían a diferente velocidad:

Color blanco o claro. siálicas. Rocas ácidas (predominan el sílice y el aluminio), y son típicamente continentales.

Formadas con silicatos de aluminio, calcio y potasio. La más abundante es el granito, roca de grano grueso formada por cuarzo, feldespato y mica.

Color oscuro. simáticas. Rocas básicas (predominan el sílice y el magnesio). Se cree que forman la capa superior por debajo de las cuencas oceánicas. Formadas por silicatos de magnesio o de hierro, la más característica es el gabro –granos gruesos de feldespatos y minerales ferromagnesianos oscuros- y el basalto –la misma composición, pero de grano más fino.

2.2.1. Extrusivas, efusivas o volcánicas Se originan por un enfriamiento brusco del magma incandescente cuando sale a la superficie, lo que provoca que no dé tiempo a que se formen cristales parcial o totalmente. Como las intrusivas, son rocas formadas fundamentalmente por minerales silicatados: cuarzo, feldespatos y, sobretodo, minerales ferromagnesianos, lo que les confiere su color gris oscuro o negro tan característico. Afloran a la superficie formando corrientes o coladas, conos, necks, agujas y chimeneas. Resultan de la solidificación de las lavas que fluyeron por la superficie terrestre. Las cenizas, lapilli y otros materiales que emiten los volcanes se depositan formando sedimentos, por lo que presentan una apariencia similar a las de las rocas sedimentarias. La principal roca extrusiva es el basalto. Roca sólida y de color negro, la más común en la corteza terrestre y cubre la mayor parte del fondo oceánico. Está compuesta de numerosos minerales oscuros, como el piroxeno y la olivina, que le confieren ese color oscuro; pero también por minerales claros, como el feldespato y el cuarzo. Otras también importantes son la andesita y la riolita.

2.3. Rocas sedimentarias Proceden de depósitos de arena, gravas y limos, formados por la destrucción de otras rocas (ígneas, metamórficas u otras sedimentarias) o por la acumulación de otros organismos. Los materiales de destrucción se depositan en determinadas áreas, llamadas cuencas de sedimentación (mares, lagos o tierra), donde los sedimentos sufren transformaciones que provocan la consolidación de la roca. También se les llama rocas exógenas (formadas en la superficie terrestre). Las rocas sedimentarias se forman a temperaturas y presiones menos elevadas que las ígneas, y permanecen próximas a la superficie de la tierra. Se encuentran estratificadas. Una circunstancia muy importante en estas rocas es la abundante presencia de fósiles. Aproximadamente un 75% de las rocas de la superficie terrestre son sedimentarias o metamórficas procedentes de aquéllas. El proceso de formación consiste en: meteorización-erosión de otras rocas, transporte, sedimentación de materiales, diagenización o litificación (compactación, recristalización y cementación).

El material que constituye las rocas sedimentarias puede originarse por: Depósitos detríticos. Son depósitos de acumulaciones minerales y rocosas derivados de la erosión de rocas

existentes o productos meteorizados de estas rocas. Originan las rocas sedimentarias detríticas Depósitos químicos. Formados por procesos químicos, que originan las rocas sedimentarias químicas. Se forman por

la precipitación de elementos disueltos y que has sufrido un transporte. La precipitación se produce en un medio acuático.

Depósitos bioquímicos. Formados por depósitos de origen animal, que originan las rocas sedimentarias bioquímicas, constituidas por restos orgánicos o por la actividad de organismos vivos.

La mayor parte de las rocas sedimentarias son mezcla de los tipos detríticos y químicos. Se hace referencia también al medio en que se acumulan los sedimentos (rocas de origen marino, fluvial, lacustre y eólico). Una vez depositados los sedimentos comienza la litificación o diagenización, por la cual se transforman en roca. Cementación: los espacios entre partículas se llenan con algún elemento que los liga (calcita, sílice y óxidos de hierro). Se realiza mediante precipitación de minerales disueltos en agua, que puede compactar o cristalizar el material disuelto. Compactación y desecación: reducción del espacio entre granos por la presión de los materiales o de la Tierra. El agua se ve forzada a salir por la presión o por un aumento de temperatura. Cristalización: sirve para endurecer los depósitos. A veces, los nuevos minerales son transformados en lodos de grano fino por reacciones químicas.

La composición de las rocas sedimentarias es usada como base para su clasificación, y se distinguen rocas sedimentarias silíceas, sílico-alumínicas, carbonatadas (estas tres primeras son las más abundantes), salinas (evaporitas), fosfatadas, ferríferas y carbonadas. Un predominio de arenas y arcillas indica un origen detrítico de rocas ígneas. Si predominan las calizas, su génesis puede atribuirse a seres vivos.

La textura está en función del tamaño y la forma de las partículas originales, así como del proceso de depósito del

sedimento:

Textura clástica. Están formadas por depósitos de mineral y fragmentos rocosos.

Textura no clástica. Los granos están entrelazados. Suelen tener estructura cristalina (similar a la de las rocas ígneas), y suelen ser formadas por procesos químicos. Los minerales que se precipitan en una solución acuosa son de tamaño pequeño y se asientan en el fondo. Tras la litificación, la roca resultante está formada por cristales entrelazados.

La clasificación de las rocas sedimentarias se puede hacer por varios criterios, según su:

Composición química: nos permite distinguir entre rocas sedimentarias carbonatadas, fosfatadas, silicosas, etc.

Origen: pueden ser detríticas y químicas, que a su vez se dividen en inorgánicas y orgánicas o bioquímicas.

Textura: hay también diferencias en el tamaño y composición química de las partículas. Las principales rocas sedimentarias son:

Detríticas. Proceden de la erosión mecánica de las rocas preexistentes. Son una amalgama de otras rocas. Se clasifican según el tamaño:

Ruditas (más de 2 mm). Muy abundantes. Son formaciones continentales o de franja litoral. Suponen un transporte corto en aguas de gran potencia. Pueden estar:

sueltas sin cementar: o graveras, si son cantos rodados, y o guijarros, si son cantos angulosos)

o compactas, más abundantes, llamadas conglomerados, compuestos de dos elementos de granos gruesos y una fina matriz que los cementa. Según su forma se dividen en:

pudingas (cantos rodados) y

brechas (cantos angulosos).

Arenitas (2-1/6 mm): los tipos fundamentales son:

arenas (de elementos sueltos provenientes de rocas granudas) y

areniscas (arenas sometidas a la litificación, de granos visibles a simple vista o con lupa).

Pelitas (menos de 1/6 mm): se dividen en

limonitas (1/6-1/64 mm). Entre ellas, destaca el limo limo, poco coherente, de cuarzo y otras de diferente origen. Un tipo especial de limo es el loess.

lutitas (menos de 1/64 mm). Entre las lutitas son importantes las arcillas y las margas.

De origen químico. Se forman en medio acuoso con soluciones de minerales concentrados, que posteriormente reaccionan o precipitan por procesos químicos. Se dividen en:

Carbonatadas: destacan la caliza y la dolomía. Ambas reaccionan con ClH, la primera en frío y la segunda en caliente. La caliza es de estructura compacta que a veces cristaliza, y es carbonato cálcico precipitado por factores físicos o bioquímicos. La dolomía es bicarbonato de calcio y magnesio, y puede originarse por precipitación directa de Ca y Mg al aumentar su concentración en agua o bien a partir de residuos calcáreos.

Silicosas: poco abundantes por la dificultad de separa la sílice del agua. Destaca el ópalo y la calcedonia, y la principal es el sílex.

Salinas o evaporitas: formadas por sulfatos o cloruros a expensas de soluciones saturadas que precipitan por evaporación del agua marina o de depresiones endorreicas. Las principales son:

o Yeso. Sulfato cálcico de color blanco, blando, de solución lenta. Una variedad es el alabastro, blanco, duro y marmóreo.

o Anhidrita. Sulfato cálcico que al hidratarse pasa a ser yeso, y al contrario, el yeso se deshidrata dando anhidrita y perdiendo volumen, lo que produce la deformación pseudo-tectónica de los estratos.

o Halita. Sal común, muy soluble en agua.

De origen orgánico. Proceden de la actividad vital de ciertos organismos, y su consolidación está en función de la acumulación de seres vivos y de procesos químicos. Se dividen en:

Calcáreas: formadas por organismos con absorción de carbonato cálcico disuelto en las aguas donde vivían.

Silicosas: formadas por animales microscópicos, menos abundantes por la difícil disolución de la sílice.

Carbonosas: formadas por acumulación de vegetales aprisionados entre dos series sedimentarias y sometidos a fuertes presiones y elevadas temperaturas. Se produce la carbonización, la roca se compacta, aumenta el carbono y pierde oxígeno. Cuanto más antiguas son más compactas y más carbonatadas. Las principales, según su cronología y contenido en carbono son:

o Turba, del Cuaternario, al menos un 50% de Carbono. o Lignito, Secundario y Terciario, entre el 50% y el 75% de C. o Hulla, Primario, hasta un 95% de C. o Antracita, Primario, del 97% al 100% de C.

El modo de yacimiento de las rocas sedimentarias viene determinado por la estratificación. Un estrato es una unidad de sedimentación limitada por dos planos estratigráficos, subrayados por planos de discontinuidad. La variación en el espesor de las capas nos indica las condiciones de sedimentación de cada depósito. La Estratigrafía estudia los estratos y establece una sucesión cronológica a escala del Globo. La disposición de estratos varía en función de las condiciones de sedimentación:

Sedimentación horizontal. Un medio tranquilo, como un lago.

Sedimentación inclinada u oblicua, cuando la sedimentación se hace sobre una pendiente (una vertiente, un delta).

Sedimentación entrecruzada. Cuando el agente responsable de la sedimentación sufre variaciones de fuerza y dirección (ríos y dunas). Si la sedimentación se desarrolla sin interrupción se llama concordante, con todos los estratos paralelos. Su interrupción momentánea crea una laguna sedimentaria, expresada por una discordancia que traduce el hecho de que el grupo superior se apoya en el inferior a través de una superficie de erosión. Si durante la sedimentación hay deformaciones tectónicas, se produciría una discordancia angular. La sucesión vertical de estratos indica la duración, y el lugar que ocupan define su edad relativa.

2.4. Rocas metamórficas o estratocristalinas Son las rocas que proceden de la transformación de otras rocas (ígneas, sedimentarias o metamórficas), como consecuencia de intensos cambios en la temperatura, presión y ambiente químico. A este proceso de transformación se denomina metamorfismo y tiene lugar en el interior de la corteza terrestre, por debajo de la zona de meteorización y cementación, y fuera de la zona de fusión, y sin que abandonen su estado sólido. Las temperaturas que se alcanzan están entre 300° y 800°C, y las presiones entre 100 y 3.000 atmósferas.

Existen dos tipos de metamorfismo:

Metamorfismo regional. Las rocas se someten a presiones cada vez más altas que provocan la deformación de sus materiales y que son mayores a medidas que se profundiza en el interior de la corteza terrestre. Es propio de zonas con actividad tectónica relacionada con la formación de cordilleras.

Metamorfismo local. Afecta a regiones menos extensas y se produce por diversas causas: o Metamorfismo de contacto. Debido a las altas temperaturas por la cercanía de magmas. o Metamorfismo dinámico. Por incremento de la presión, debidos a tensiones en la litosfera. o Metamorfismo hidrotermal. Por infiltración de agua termal que aporta nuevos materiales a las rocas. o Metamorfismo de impacto. Debido al choque de un meteorito.

Los factores que definen o clasifican las rocas metamórficas son dos: los minerales que las forman y las texturas

que presentan dichas rocas. Según los minerales que las componen, presentan una composición química y mineralógica de las que participan las rocas ígneas (cuarzo, feldespato, mica, anfíboles, peridotos …) o las sedimentarias (calcita, dolomita, sílice, óxidos de hierro y de carbono …) En general se distinguen de sus rocas originarias por caracteres mineralógicos y estructurales, debidos a una recristalización, con aportes o sin aportes. A veces los cambios que se producen en ellas son tan drásticos que las rocas resultantes no parecen estar relacionadas con las primitivas. Según las texturas se dividen básicamente en dos: o Foliadas o esquistosadas. Con bandas por la alineación de los minerales en planos paralelos. Muestran facilidad para romperse. Se distinguen tres tipos:

Apizarrada. Es característica de rocas con metamorfismo poco intenso, en las que los minerales no se ven, los planos separados son de dimensiones microscópicas y presentan láminas que se separan fácilmente: Pizarras.

Filítica. Las láminas son apenas visible a simple vista. Alterna colores claros (cristales de cuarzo) y colores oscuros (anfíbolos y micas): Gneis.

Esquistosa. Las láminas son claramente visibles y presentan una rugosidad que apenas se aprecia en las otras. Aparece en rocas que han sufrido metamorfismo muy intenso: Esquistos.

No foliadas o granobláticas. o Densa. No se puede distinguir a simple vista los granos individuales, no muestran facilidad para romperse en planos paralelos: mármol, cuarcita. o Granular. Los granos son visibles.

Las principales rocas metamórficas:

Gneis. Roca con un alto grado de metamorfismo. Tiene la misma composición que el granito (cuarzo, feldespato y mica), pero la disposición de los cristales es en microestratos alternantes de cuarzo y feldespato por una parte y mica por otro.

Mármol.se obtienen por metamorfismo de calizas y dolomitas. Formada por amalgama de cristales de calcita, las impurezas de éstas son las que confieren color al mármol.

Cuarcita. Deriva de las areniscas silicosas, en las que el sílice cementante recristaliza. Se forma por exposición de las masas rocosas de arenisca en las altas temperaturas causadas por la proximidad de magmas, a bastante profundidad.

Esquisto. Arcilla que ha sufrido una metamorfización todavía no muy importante. Se caracterizo por su hojosidad y por no tener el carácter plástico de las arcillas.

Pizarra. Esquisto con metamorfismo más intenso. La hojosidad que caracteriza al esquisto es aún más intensa.

2.5. El ciclo de las rocas Los materiales que forman la corteza de la Tierra pueden

evolucionar, a lo largo del tiempo geológico, de un tipo a otro tipo de roca; pueden incluso completar un ciclo a través de las tres principales categorías de rocas. Magma>Procesos: cristalización, intemperismo, erosión, litificación, metamorfismo, fusión>magma. Por ejemplo, una roca volcánica puede ser intemperizada y sus fragmentos acarreados en forma de sedimentos hasta un sitio en donde se acumulen y sean sepultados. Una vez que los sedimentos se han endurecido o litificado, se puede considerar al material como una roca sedimentaria. Si la roca sedimentaria es sometida a altas presiones y temperaturas, pude sufrir transformaciones minerales y texturales que la conviertan en una roca metamórfica. En ciertas condiciones cuando la temperatura de metamorfismo es alta, la roca puede llegar a fundirse y producir magmas. El ascenso de los magmas y su posterior solidificación completarían el ciclo de las rocas en la corteza.

El ciclo de las rocas demuestra que materiales de la Tierra no se crean ni destruyen, sólo se transforman respondiendo a distintas formas de energía.

2.6. Propiedades de las rocas

Las propiedades harán que las rocas tengan una determinada respuesta ante las fuerzas internas o tectónicas (elasticidad) y ante las externas o erosión (resistencia).

Respuesta de las rocas ante los esfuerzos tectónicos (elasticidad). Las rocas sometidas a presiones tectónicas que producen deformaciones. Existen dos etapas: o Dominio elástico. Al principio la deformación es pequeña y si cesase la presión volvería a su estado. o Dominio plástico. A partir de cierto nivel empuje, la deformación aumenta y aunque cesase la presión no desaparecería. Hay rocas que rápidamente alcanzan el dominio plástico y sin embargo se rompen difícilmente (arcillas, pizarras, rocas sedimentarias), dan lugar a los relieves plegados; y otras a la inversa, se deforman difícilmente pero se rompen fácilmente (rocas ígneas y metamórficas), dan lugar a los relieves fallados.

Respuesta o resistencia de las rocas a la erosión (resistencia). En general, las ígneas son más resistentes, las sedimentarias las menos y las metamórficas ocupan un lugar intermedio. Según sus propiedades, las rocas son más o menos resistentes a la erosión: o Cohesión. Propiedad de partículas sólidas de mantenerse unidas. o Homogeneidad. Formada por un mineral (+ resistente) o compuesto. o Grado de masividad. Cantidad de roca por bloque uniforme. o Permeabilidad. Posibilidad de fluidos de pasar a través de ellas. o Solubilidad. Facilidad de disolverse de la roca. Otro elemento a tener en cuenta es el clima.

3. LAS UNIDADES ESPACIO-TEMPORALES DE LA GEOLOGÍA 3.1. Las unidades espaciales: órdenes La escala espacial implica tanto a las características de los procesos como a la de las formas que resultan de los mismos.

3.2. Las unidades temporales: eras y periodos Gracias a diversos métodos modernos (uranio-torio-plomo, potasio-

argón, carbono 14...) se ha podido establecer la edad aproximada de la Tierra en 4.600 millones de años. Debe tenerse en cuenta la lentitud de los procesos geológicos.

Era. Unidad temporal constituida por grandes lapsos de tiempo. Es el intervalo de tiempo de mayor magnitud. Su escala tiene como unidad el millón de años. Se caracterizan por el tipo de vida orgánica que existía en el planeta.

Se dividen en Períodos, que corresponden a grandes perturbaciones en la corteza terrestre, subdivididos a su vez en unidades menores.

A los primeros 1000 millones de años sin vida se la llama Azoico. La primera era que se establece es el Precámbrico, que se divide a su

vez en Proterozoico y Arqueozoico. La aparición hace 600 millones de años de vida más organizada da

origen al Fanerozoico (con vida evidente), que se divide en Paleozoico (vida antigua), Mesozoico (vida intermedia) y Cenozoico (vida reciente).

Las eras se subdividen en períodos que corresponden en general a importantes perturbaciones de la corteza terrestre. A su vez se dividen en unidades menores.

La primera gran clasificación dividía al Fanerozoico en las eras Primaria, Secundaria, Terciaria y Cuaternaria. Las dos últimas se engloban hoy en la era Cenozoica y sus tiempos han pasado a considerarse períodos. El resto de períodos se denominan con el nombre de la región donde fueron reconocidas las rocas de su edad por primera vez: Jurásico, Pérmico, Devónico, Cámbrico, Silúrico y Ordovícico. En otros casos el nombre se debe a la roca más típica de ese período en una región determinada (Cretácico, Carbonífero, Triásico).

4. LAS DEFORMACIONES TECTÓNICAS DE LA CORTEZA CONTINENTAL Y RELIEVES ASOCIADOS

La estructura de un relieve resulta de la acción de las fuerzas internas de la Tierra sobre los materiales rocosos, a los que deforman, dando lugar a variadas estructuras tectónicas. Existen dos tipos de deformaciones: de pequeño radio de curvatura (pliegues, fallas y flexiones) y de gran radio de curvatura (estructuras aclinales y monoclinales). 4.1. Las estructuras de deformación: los pliegues

Los pliegues son deformaciones tectónicas, de pequeño radio de curvatura, producida por fuerzas tangenciales en compresión y que se traduce en una ondulación de los estratos rocosos. Los pliegues normalmente surgieron en el plegamiento alpino a finales del cenozoico. El pliegue puede ser: Anticlinal: concavidad orientada hacia el interior de la Tierra. Tiene en su núcleo las rocas más antiguas de la serie plegada. Sinclinal: parte cóncava hacia el cielo. Su núcleo está formado por las rocas más recientes y a partir de él se van disponiendo las rocas hacia las más antiguas de la serie plegada.

Esta ondulación de los estratos consta de las siguientes partes:

Charnelas: zonas del pliegue de máxima curvatura, donde los estratos cambian de buzamiento, que se mide por la inclinación de los estratos respecto a la horizontal. La distancia vertical desde la charnela es la altura relativa.

Flancos: superficies que unen las charnelas entre sí, y su curvatura depende de las variaciones del buzamiento.

Plano axial: bisectriz del ángulo formado por dos flancos.

Eje del pliegue: intersección del plano axial con una superficie horizontal. Las variaciones de altura dan lugar a sobreelevaciones y ensilladuras, según sean ascensos o descensos del nivel del eje.

La continua disminución de la altura lleva a la desaparición del anticlinal por una prolongación perianticlinal. De igual forma, un sinclinal termina por medio de un cierre perisinclinal. Los tipos de pliegues pueden ser:

En función de la inclinación del plano axial:

Rectos o verticales: cuando el plano forma un ángulo recto (90°) con la horizontal.

Inclinado: cuando el plano se encuentra inclinado respecto de la horizontal, los dos flancos buzan en distinta dirección:

En rodilla, uno de los flancos tiene un buzamiento de 90°.

Tumbado, si el ángulo que forma el plano axial es superior a 45°, y los dos flancos del plieguen buzan en la misma dirección.

Volcado, es el caso extremo del tumbado. El ángulo es inferior a 45°.

Acostado, cuando tanto el plano axial como los flancos se hallan muy próximos a la horizontal. Según la separación angular de los flancos:

Laxo, cuando la separación angular es superior a 30-45°.

Agudo, separación angular inferior a 30-45°.

En cofre, sus flancos no forman ángulos entre sí. El pliegue muestra una amplia charnela que presenta buzamientos horizontales.

Hongo, cuya charnela presenta un hundimiento en el centro. Según el espesor que presentan los flancos:

Esópico, sus capas no se encuentran ni estiradas ni fracturadas.

Anisópaco, presenta un estiramiento o fractura en uno de sus flancos. Podemos diferenciar:

Estirado, el flanco invertido posee menor potencia que el normal.

Laminado, el flanco invertido se reduce a una lámina.

Pliegue-falla, el flanco invertido es una falla.

Cabalgante, pliegue-falla con desplazamiento a partir del plano de fractura. En función de su longitud:

Largo, su desarrollo longitudinal supera los 10 Km.

Branquipliegue, su relación entre anchura y longitud es del orden 1/2 o 1/3, siendo la longitud inferior a 10 Km.

Domo anticlinal y cubeta sinclinal, cuando la relación anchura-longitud está próximo a 1/1,5, es decir la altura y la longitud son iguales. Por el paralelismo de los estratos en profundidad:

Armónico, si los estratos dibujan una deformación con curvatura similar.

Disarmónico, los estratos no guardan paralelismo debido a contrastes de competencia.

Diapírico o diapiro, deformación de la corteza en forma de cúpula y de planta más o menos circular, debido a un ascenso de rocas plásticas y poco densas (halitas, yesos y otras sales) que extruyen alterando la disposición original de los materiales superpuestos. 4.2. Las estructuras de dislocación: las fallas

Si las fuerzas tectónicas han actuado sobre materiales rígidos, o han superado el índice de plasticidad de los materiales afectados, el resultado de su acción es la fragmentación o fracturación de las rocas, con o sin desplazamiento vertical u horizontal de las mismas. Una falla es un accidente que implica ruptura, y se desarrolla en cualquier tipo de rocas. Son fracturas que van acompañadas de un desplazamiento de los bloques. Se distingue de la diaclasa y de la fractura ya que éstas son rupturas sin apenas desplazamiento de las masas rocosas.

Las partes de una falla son:

Labios de falla: bloques rocosos a ambos lados de la línea de falla. Pueden ser hundidos y levantados. A veces se les llama dovelas. El sentido del accidente viene dado por la parte de la superficie de falla situada encima de la línea de falla.

Superficie o plano de falla: superficie de fracturación.

Salto de falla: amplitud del desplazamiento de los bloques. Puede ser vertical y horizontal.

Espejo de falla: el plano de falla resulta pulido y estriado por el movimiento de los bloques.

Línea de falla: intersección del plano de falla con el plano horizontal. Los tipos de fallas pueden ser:

Por la dirección del buzamiento del plano de falla respecto de los bloques: Falla directa o normal. Las fuerzas en tensión que la originan inclinan el plano de falla en dirección al bloque hundido. Implica tectogénesis distensiva.

Falla inversa o cabalgante. La inclinación se realiza hacia el bloque levantado. Implica tectogénesis compresiva.

Falla vertical. el plano es perpendicular a la horizontal. Según la relación entre la dirección del buzamiento del plano de falla y la de los estratos, cuando se trata de series estratificadas:

Falla conforme. La inclinación se orienta en el mismo sentido que el buzamiento de los bloques basculados.

Falla contraria. La inclinación se orienta en sentido contrario al de los bloques basculados. Por la relación entre la orientación de la falla y la de las líneas de estratificación, cuando se trata de series estratificadas:

Falla direccional, si coinciden las líneas de estratificación y la orientación de la falla.

Falla transversal, si el plano de falla corta de manera transversa la dirección de los estratos.

Falla de desgarre, desenganche o de desplazamiento horizontal. Es un tipo especial de falla pues en ella el desplazamiento de los bloques es horizontal, no hay hundimiento ni elevaciones. Las fallas pueden aparecer asociadas:

Horst o pilar tectónico: asociación de fallas que van elevándose hasta dejar un bloque más elevado entre ellas.

Graben o fosa tectónica: unión de varias fallas que dejan entre sí un bloque hundido. Las fallas pueden cortarse entre sí y formar redes llamadas campos de fallas, que originan una estructura en damero con bloques levantados y hundidos.

Tema 8. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES 1. GRANDES UNIDADES ESTRUCTURALES DE LA CORTEZA TERRESTRE

Dos unidades estructurales diferenciadas: las cuencas oceánicas y los continentes. 1.1. Las áreas sumergidas: cuencas oceánicas Se corresponden con las zonas sumergidas por los océanos menos los bordes continentales sumergidos (+ de 10%). En las cuencas oceánicas encontramos dos áreas principales: las llanuras abisales y las dorsales oceánicas. 1.1.1. Bordes continentales Son prolongación hacia el océano de las plataformas continentales, con una profundidad inferior a 200 m (en ocasiones pueden llegar a 500) y una pendiente suave (en torno al 1 por 1.000). Presencia de hidrocarburos y de pesca. Estructuralmente se distinguen dos bordes: tipo atlántico y tipo pacífico. Tipo atlántico o asísmicos, comprenden dos zonas: o Plataforma continental, ésta tiene una profundidad inferior a 200 m, con pendientes suaves (1 por 1.000), donde el relieve ha sido atenuado por los sedimentos. o Talud continental, tiene pendientes acusadas de 1 por 40. Su superficie es el borde real del continente y a su pie se depositan los sedimentos con gran espesor. Va disminuyendo hacia el océano, con pendientes entre el 1 por 1.000 y el 1 por 700. Frecuentemente aquí aparecen estructuras salinas (domos, diapiros) junto a yacimientos de hidrocarburos. Tipo pacífico o sísmicos. Son zonas de intensa actividad geológica, y están constituidos por arcos insulares (cadenas de islas volcánicas) separados del continente por una cuenca marginal ocupada por un mar interior; tras los arcos existen pequeñas crestas y por último una fosa o trinchera oceánica, que alcanza las mayores profundidades. En estos bordes no existe plataforma continental semejante a los de tipo atlántico. Topográficamente aparecen dos accidentes característicos: los arrecifes de barrera (sedimentos biogenéticos coralinos) y los cañones submarinos (profundos valles en V, que seccionan el talud e incluso la plataforma continental).

1.1.2. Llanuras abisales Zonas planas o con pequeñas pendientes (entre el 1 por 1.000 y el 1 por 10.000), recubiertas por sedimentos. Están accidentadas por colinas submarinas, que a veces emergen formando islas oceánicas o atolones. 1.1.3. Dorsales oceánicas Debido a las corrientes de convección, las placas se separan más y más y los materiales que provienen del interior se acumulan entre ellas formando litosfera oceánica más densa. La acumulación de materiales forma en la línea de ascenso una doble cadena montañosa sumergida: una dorsal. Así se formó el Océano Atlántico hace millones de años. Se calcula que su ensanchamiento actual es de unos 2 cm al año en la parte central y de 5 cm en el norte. Estas grandes elevaciones submarinas, están situadas en la parte central de los océanos de la Tierra. Tienen una altura media de 3.000 m y presentan un surco central, llamado rift, por donde sale magma procedente de la astenosfera, que se deposita a ambos lados, creando nuevo suelo oceánico. Estas formaciones están activas y en ellas se ponen de manifiesto las fuerzas expansionistas de la corteza terrestre. El magma emerge continuamente desde la corteza oceánica, a través de las fisuras del fondo del océano, y forma nuevos volcanes y porciones de corteza. Debido a esto, las rocas son más jóvenes en el centro de la dorsal (cerca de donde está la fisura) que en la periferia. En las áreas existentes entre las dorsales y la plataforma continental se desarrollan las cubetas sedimentarias submarinas, consistentes en unas llanuras muy amplias y profundas con numerosos accidentes. Se distinguen: Dorsales sísmicas. Forman una cadena continua de unos 60.000 km de longitud, de 1.000 a 4.000 km de anchura y una altura media de 3.000 m sobre las llanuras abisales. Topográficamente son un gran número de valles y crestas paralelos a la alineación general, coincidiendo a veces con el eje de simetría de la dorsal. Consisten en acumulaciones de material volcánico recubiertos de sedimentos de poco espesor (50 m de media y nulos en el valle central). Dorsales asísmicas. Cordilleras alargadas, más estrechas que las dorsales sísmicas y que carecen de actividad sísmica. Las acumulaciones de material volcánico son mayores que en las sísmicas. 1.2. Las áreas emergidas: los continentes Los continentes son grandes extensiones de tierras emergidas caracterizadas por estar formadas por corteza continental. Las unidades estructurales continentales están formadas, además de por las tierras emergidas, por la plataforma y el talud continental. Se puede dividir a la corteza en dos grandes unidades: cratones o escudos, zonas antiguas y erosionadas, y orógenos, regiones plegadas recientemente y poco erosionadas. Entre estas dos unidades se sitúa un tercer tipo estructural, las plataformas, zonas cratónicas cubiertas por sedimentos, que se hallan en posición horizontal o subhorizontal.

1.2.1. Los cratones o escudos Es el núcleo más antiguo –precámbrico- de los continentes, formado por rocas cristalinas de origen metamórfico o ígneo, las más antiguas con edades superiores a los 2.000 millones de años, muy estables estructuralmente, y que forman el centro de los continentes. Se caracteriza por su estabilidad y rigidez, por eso, ante la acción de las fuerzas tectónicas se fragmenta. A causa de su larga evolución presenta formas de relieve muy aplanadas. En ellos se pueden diferenciar:

Cratones arcaicos, los más antiguos, sólo afloran rocas plutónicas y metamórficas. Se caracterizan por su topografía plana, las penillanuras (Davis), también llamadas superficies residuales o superficies de erosión (Hettner).

Cratones post-arcaicos o premesozoicos, que conservan una cobertera plegada de rocas sedimentarias, más o menos metamorfizadas. Su relieve está configurado en función de las rocas metamórficas, generalmente cuarcitas que forman crestas elevadas, alternando con series blandas, pizarrosas, que forman los valles. El relieve apalachense es una formación de este tipo. 1.2.2. Las plataformas Son llanuras estructurales de zonas cratónicas recubiertas por una cobertera sedimentaria que va del Paleozoico al Cuaternario y que se halla en posición horizontal o subhorizontal. En el marco de las plataformas encontramos cuencas sedimentarias continentales, que son grandes depresiones que reflejan una deformación negativa de la corteza terrestre, y que se hallan rellenas de materiales sedimentarios cuyo peso provoca una subsidencia (hundimiento) de la cuenca. Las series horizontales, recubiertas de un estrato superior resistente, forman tras la erosión mesas o páramos y cerros testigos. Las capas duras de las series de cobertera ligeramente inclinadas forman las cuestas, que aparecen asociadas muchas veces con las superficies de erosión. 1.2.3. Los orógenos Son fragmentos móviles de corteza que bordean y separan los cratones. Son las áreas en las que se hace más evidente la acción constructiva de las fuerzas internas, pues se deben al choque de placas que las deforman por presiones de la corteza, vulcanismo y actividad sísmica (a estos procesos los conocemos como orogénesis). Las rocas sedimentarias se han visto deformadas o plegadas dando lugar a montañas, a menudo metamorfizadas e inyectadas por rocas ígneas. Forman largas alineaciones, cuyas partes más elevadas se han visto reducidas por la erosión. Pueden distinguirse:

Relieves definidos por un nivel resistente. Estratos de rocas sedimentarias, que al adquirir buzamientos (inclinaciones) muy elevados, produce elevaciones del terreno denominadas hog backs.

Relieves determinados por los pliegues. Plegamiento de rocas sedimentarias, con diferente estilo tectónico según su morfología, pudiendo ser estilo jurásico y estilo alpino.

Relieves originados por las fallas. Fracturas orogénicas por fallas o fuerzas internas. 1.2.4. Los volcanes Abombamientos producidos por erupciones volcánicas y vulcanismo, masas de rocas eruptivas extrusivas aisladas, en los que las coladas basálticas ascienden hacia la superficie. 2. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES DE LAS CUENCAS SEDIMENTARIAS 2.1. Formas del relieve aclinal (Estructuras horizontales) También llamadas estructuras simples. Son aquellas en la que la tectónica apenas ha actuado. Se deben a la actuación de la erosión diferencial sobre las series sedimentarias de distinta resistencia a la erosión. Son localizan, por lo general, en los centros de las cuencas sedimentarias y traducen la horizontalidad con la que se depositaron en ella los sedimentos. La forma más sencilla del relieve aclinal es la superficie estructural, superficie de topografía llana formada por una capa resistente incluida en una serie sedimentaria subhorizontal.

Superficie estructural primitiva, la última capa de una serie sedimentaria aparece en la parte superior del relieve, la erosión casi no ha actuado.

Superficie estructural derivada o subestructural, la capa que aparece en superficie no es la última capa sedimentada, la erosión ha actuado sobre las últimas capas depositadas. Al alternar capas de series sedimentarias resistentes con capas sedimentarias deleznables, la acción de la erosión diferencial es la que provoca la aparición de una morfología tabular, transformando la anterior superficie estructural. Las formas topográficas más características debidas a la erosión de los relieves horizontales son las plataformas estructurales, plataformas más o menos extensas, horizontales, y de altura semejante, que según el tamaño y el grado de erosión, podemos clasificar de mayor a menor: Superficie estructural; Páramo; Mesa; Muela; Cerro testigo, la erosión

ha seguido actuando, tienen forma cónica y están rematadas por un trozo de estrato horizontal, correspondiente a roca dura; Antecerro, debido a la erosión, el estrato superior desaparece, quedando la forma cónica Estas plataformas estructurales se hallan separadas por los llamados valles en cornisa, cuyas vertientes muestran dos partes bien diferenciadas: Cornisa, la parte superior, de fuerte pendiente, y constituida por la serie de roca resistente y Talud, la parte inferior, de pendiente más suave, y formada en los estratos de roca más deleznable.

La red fluvial de una región de estructura horizontal no suele presentar una dirección predeterminada, pero su influencia en la creación del relieve es muy importante, puesto que es la causante de la individualización de las formas. La dirección no está influida por la tectónica, sino por las líneas de diaclasas de las rocas sedimentarias: red insecuente. 2.2. Formas de relieve monoclinal o inclinado (Estructuras inclinadas o cuestas). Se encuentran en los bordes de las cuencas sedimentarias o en zonas donde la tectónica ha inclinado las capas de rocas duras y blandas en una sola dirección, los relieves formados se llaman cuestas. Se caracteriza por su perfil disimétrico; consta de dos partes:

El Frente de cuesta, que tiene una gran pendiente, y donde se distingue:

Cornisa, modelada sobre roca dura, con pendiente muy fuerte que está en función de la resistencia de la roca y del buzamiento de los estratos.

Talud, de menor pendiente e igualmente depende de la dureza de la roca y del buzamiento de los estratos.

El Dorso, de pendiente suave, es una superficie estructural primitiva o derivada. En función del buzamiento de los estratos, podemos distinguir:

Cuestas (buzamiento entre 2° y 20°)

Crestas monoclinales (buzamiento superior a 20°)

Barras monoclinales o “hog backs” (buzamiento cercano a 90°) Las superficies monoclinales, al igual que las aclinales, presentan también formas testigo del retroceso de la cuesta: cerros testigos y antecerros, debidos a la acción diferencial que lleva a cabo la red fluvial que se instala sobre ellos. La red fluvial es un factor condicionante en la evolución del relieve monoclinal y su actuación varía en función de la resistencia de las series sedimentarias y del grado de inclinación de los estratos.

Corriente cataclinal o consecuente. Ríos principales. La dirección de drenaje es la misma que la del buzamiento de los estratos, atravesando el conjunto de cuestas. Alternancia de rocas blandas (valles amplios) y duras (valle encajado).

Corriente subsecuente y ortoclinal. Afluentes principales. Paralelos al frente de la cuesta, perpendicular al cataclinal y anaclinal. Se adapta a la litología pues drena el nivel de rocas blandas

Corriente anaclinal u obsecuente. Subafluentes que nacen y fluyen por el frente de una cuesta. Al fluir en dirección opuesta al buzamiento de los estratos, es el principal agente de retroceso del frente de cuesta.

Corriente peneconsecuente. Subafluente que nace y circula por el dorso de una cuesta, siguiendo el buzamiento de los estratos. La mayor parte de su valle se abre en roca dura (vertiente escarpada).

Río subsecuente u ortoclinal de reverso de cuesta. Sigue una dirección perpendicular a la dirección del buzamiento de los estratos. Tiene como nivel de base un río consecuente o peneconsecuente. Está inadaptado a la litología pues está instalado sobre roca dura.

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 (estructuras complejas)

En las coberteras sedimentarias, o conjunto de materiales que recubren un escudo o macizo antiguo, la forma más elemental es la de plegamiento en una serie de ondulaciones. Pueden configurarse distintos tipos de pliegues, según las características de las series sedimentarias, la fuerza y dirección del empuje tectónico.

Los plegamientos afectan a una amplia extensión de terreno, dando lugar a los denominados: Anticlinorios, si el conjunto adquiere una forma convexa o anticlinal o Sinclinorios, si la forma que presenta es cóncava o sinclinal. El relieve plegado toma formas muy variadas y complejas, a las que hay que sumar la acción de la erosión sobre ellas, que aumenta la variedad de las mismas:

Formas originales, directas o primitivas, cuando muestra una clara adaptación con la estructura plegada.

Formas derivadas, cuando la topografía de las formas va dejando de coincidir con la estructura, debido a la acción de los agentes erosivos.

Formas invertidas. Cuando la erosión ha actuado con mayor intensidad o durante más tiempo y las formas cóncavas y deprimidas aparecen sobre la estructura anticlinal y las estructuras convexas sobre la estructura sinclinal. En resumen, se puede decir que las estructuras plegadas estén en función de:

La tectónica: o Mayor o menor elevación de los pliegues. o Buzamiento de los estratos. o Simetría y disimetría de los flancos de los pliegues.

La litología: o Contraste de resistencia de las rocas a la tectónica y a la erosión. o Frecuencia mayor o menor de su alternancia. o De la diferente potencia de los estratos.

La erosión diferencial, que a su vez está influida por: o El clima. o El periodo de tiempo durante el cual ha podido actuar.

3.1.1. Formas originales, directas o primitivas Cuando anticlinales y sinclinales no se encuentran modificados sensiblemente por la acción de la erosión. Los relieves son conformes con la estructura.

Mont. Las elevaciones coinciden con las charnelas de los anticlinales, son las partes más elevadas topográficamente. Es un relieve elevado más o menos alargado que se desarrolla sobre una roca resistente y cuya culminación topográfica corresponde a la charnela y cuyas laderas corresponden a los flancos de un anticlinal.

Val. Las depresiones coinciden con las charnelas de los sinclinales, son las partes más bajas o deprimidas. Es una depresión, más o menos alargada, coincidente con un sinclinal y adaptada a los caracteres estructurales del mismo, correspondiendo su fondo al área de charnelas y sus vertientes a los flancos.

La erosión empieza a actuar primeramente sobre los mont, siendo menor sobre los val. Aparecen formas elementales: las ruz o ruces, consistentes en pequeñas entalladuras (barrancos) originadas desde la charnela y que bajan por los flancos de los anticlinales o vertientes de los monts. 3.1.2. Formas derivadas Se caracterizan porque en ellas la actuación de la erosión es mayor o más prolongada en el tiempo que en las formas directas. La topografía refleja a la vez formas estructurales y erosivas.

La acción erosiva en los barrancos da lugar a que las ruces desmantelen las capas superiores y dejan restos entre ellas llamados chevrons.

Un valle fluvial que corta transversalmente el anticlinal origina cluses (hoces o foces), valles angostos que caracterizan este tipo de relieve.

La erosión de la charnela anticlinal da origen a un valle formado en su charnela denominado combe, normalmente limitado por dos crestas de roca dura. El relieve original y derivado se estudió primeramente en la región prealpina del Jura franco-suizo donde son muy abundantes, por eso la terminología es principalmente francesa > denominación de relieve jurásico.

3.1.3. Formas invertidas

Se caracterizan porque las zonas topográficamente más elevadas se corresponden con las zonas tectónicamente más deprimidas y a la inversa, las más bajas topográficamente son las que fueron más elevadas por la tectónica.

La forma más característica es el sinclinal colgado, estructura sinclinal que queda a mayor altura que las anticlinales próximas porque han sido desmanteladas por la erosión y han formado valles anticlinales. Este tipo de relieve se da, con mayor frecuencia, en series sedimentarias en la que las capas de roca blanda tienen gran espesor, pues facilitan mucho la acción de la erosión; también puede aparecer cuando la capa de roca dura es poco potente o su resistencia la erosión no es demasiada.

Estos tipos de relieves conformes, derivados e invertidos pueden presentar variaciones en función de los distintos tipos de plegamiento:

Pliegues simétricos. Los vistos hasta ahora: estilo Jurásico.

Pliegues oblicuos, plegados o acostados, cabalgantes, se convierten en estilo alpino donde pueden aparecer las combes de flanco en las que la parte topográficamente más elevada es el flanco y no la charnela.

Si los pliegues son mantos de corrimiento, aparecen ventanas tectónicas (el manto queda en alguna zona desmantelada, permitiendo ver el sustrato sobre el que este plano se ha deslizado), entre las ventanas quedan restos del manto llamados klippes. Además, en la parte anterior de corrimiento la erosión origina un escarpe de frente de corrimiento. 3.1.4. La red hidrográfica en la estructura plegada

Concordante. Red que corre paralela longitudinalmente a los ejes de plegamiento. o Concordante simple, si corre por los valles sinclinales. La red aprovecha valles tectónicos. o Concordante compleja, si discurre por los anticlinales erosionados. La red aprovecha valles tectónicos y erosivos.

Discordante. Red que corre transversal, perpendicular u oblicuamente a la dirección de los ejes de plegamiento. Existe una total independencia entre la estructura de plegamiento y la red hidrográfica. Las formas que originan los cursos fluviales son:

Ruces. Aprovechan el buzamiento de las capas rocosas de los flancos del anticlinal y fluyen transversalmente el eje del plegamiento.

Cluses. También corren transversalmente al eje de plegamiento, pero, en este caso, llegan a atravesarlo. Esta discordancia puede deberse a dos causas: Instalada por antecedencia. El plegamiento no existía en el momento de la instalación de la red hidrográfica. Es muy poco frecuente. Instalada por sobreimposición. El plegamiento estaba oculto por una cobertera que fosilizaba a la estructura plegada y la rede hidrográfica se instaló sobre ella y continuó erosionando en profundidad tras la desaparición de la cobertera, llegando a atravesar la estructura plegada subyacente. Más común. Tras la instalación de la red hidrográfica, aparecen unas formas de relieve semejantes a las cuestas, ya que la estructura plegada, tras ser erosionada por los ríos, desaparecen las charnelas o flancos de los pliegues, presentándose a veces como una estructura monoclinal.

3.1.5. El relieve apalachense Debe sus formas estructurales a la erosión diferencial y a una larga evolución que ha pasado por distintas fases: plegamiento, erosión, nuevo plegamiento y nueva erosión. Tras este proceso, las rocas más resistentes quedan en resalte formando alineaciones rectilíneas denominadas barras o crestas, frecuentemente constituidas por areniscas o cuarcitas y las rocas blandas (pizarras, esquistos y margas) forman los surcos o valles. La red hidrográfica que se instala sobre este conjunto de crestas y surcos presentan características peculiares. Los ríos de rango medio o bajo se adaptan a la disposición de las

formas, mientras que los cursos fluviales principales suelen correr de forma indiferente, tanto respecto a la estructura tectónica, como a la diferencias de resistencia litológica, pues atraviesa perpendicular u oblicuamente el conjunto de rocas deleznables y alineaciones de rocas resistentes en las que abren profundos y estrechos pasos, denominados water gaps (cluses vivas). Cuando desaparecen los ríos se denominan wind gaps (cluses muertas). 3.2. Los relieves estructurales fallados (estructuras complejas) Los escudos están constituidos por materiales muy rígidos que no pueden plegarse por el empuje de las fuerzas internas de la tectónica y que responden a ellos o a las presiones rompiéndose, dando lugar a las fracturas y fallas. Este efecto se produce también en rocas sedimentarias más recientes, cuando las fuerzas internas superan su límite de plasticidad o bien, cuando el sustrato cristalino sobre el que se encuentran estas rocas, se fractura, arrastrando también a la cobertera.

En las regiones muy afectadas por movimientos tectónicos, se pueden originar campos de fallas, conjunto de bloques hundidos y levantados, muy propio de los macizos antiguos y denominados estilo germánico. Los graben o fosa tectónicas son aprovechados por los ríos para instalarse y formar amplios valles de fondo plano. Mientras que en los horst de suelen formar mesetas o altiplanos alargados. También existen las Fallas transcurrentes o de desgarre, debidas a movimientos horizontales. Destacan menos topográficamente, pero, cuando se producen a escala casi continental, pueden presentar un accidente largo y angosto con

vertientes 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 a vaguadas, vallonadas e incluso grandes valles. Si son lo suficientemente profundas pueden ir acompañadas de fenómenos volcánicos. 3.2.1. Escarpes de falla La forma de relieve fundamental que aparece como consecuencia de los movimientos tectónicos es el escarpe de falla o desnivelación topográfica entre dos bloque fallados, y que tiene una parte estructural y otra erosiva en la desnivelación topográfica. Según la tectónica o la erosión diferencial se pueden distinguir:

Escarpe de falla primitivo u original. También llamado escarpe tectónico, ya que procede directamente de la dislocación producida por los movimientos tectónicos. Sus características son:

El valor de desnivelación topográfica es idéntica al salto de falla.

La superficie topográfica del escarpe coincide con la zona levantada del plano de falla. Para que se conserve un escarpe primitivo es necesario que: el labio levantado debe estar constituido por materiales duros, y la falla debe ser reciente o la erosión ha actuado poco todavía. Si todo esto se cumple, el escarpe es muy nítido, si no, el escarpe retrocede tras el plano de falla y con un trazado más o menos sinuoso; además, el salto de falla se reduce, bien sea por la erosión del labio levantado, acumulación en el labio hundido, o ambas.

Escarpe de línea de falla o derivado. Es el resultado de la erosión diferencial sobre bloques fallados adyacentes que ofrecen desigual resistencia; el bloque que posee mayor resistencia queda en resalte, aunque tectónicamente no correspondiera con el labio levantado, y su altura puede ser mayor o menor que el salto de falla. Para su formación se requiere que la falla se haya nivelado previamente, es decir, el desnivel inicial de los dos bloques debe haber desaparecido por la erosión, o que se haya fosilizado por una cobertera sedimentos y posteriormente comience de nuevo la erosión. Pueden ser:

o Escarpe de línea de falla directo. Las rocas menos resistentes están en el bloque hundido, por lo que la acción de la erosión actúa en el mismo sentido que el del accidente tectónico. o Escarpe de línea de falla invertido. Las rocas más resistentes están en el bloque hundido, por lo que se produce una inversión del relieve, ya que la erosión actúa más enérgicamente sobre el bloque levantado.

Escarpe línea falla descubierto o revelado, los materiales que fosilizan la falla se depositan simultáneamente a la tectónica;

Escarpe línea falla exhumado, cuando los depósitos son posteriores a la tectónica.

Escarpe de línea de falla compuesto, resultado de la acción simultánea de la tectónica y de la erosión diferencial. Es una forma estructural mixta, ya que combina ambos tipos de escarpe, una parte de escarpe original y otra de escarpe derivado. Se pueden distinguir dos tipos fundamentales, según su origen: Rejuego de falla, que implica una segunda actuación de la tectónica. Un escarpe ya existente de tipo derivado adquiere mayor valor en función de una redislocación de la falla por una nueva fase tectónica. o Directo, si levanta más el labio ya levantado. o Inverso, si hunde el anterior labio levantado. Exageración del escarpe original debido a la acción de la erosión diferencial. La fractura deja el material menos resistente en el labio hundido, actúa la erosión diferencial, provocando un rehundimiento del labio hundido, por lo que aparece un escarpe que tienen mayor valor que el que tenía con anterioridad en el origen. 3.2.2. Relación red hidrográfica con estructura fallada Los escarpes de falla que poseen fuerte pendiente se hallan disecados en facetas de formas triangulares o trapezoidales, como consecuencia de los barrancos que corren perpendicularmente a ellos y se dirigen hacia el labio hundido. La red hidrográfica puede instalarse sobre la superficie fallada de manera:

Concordante. El curso de agua corre aprovechando las fallas o las fosas tectónicas para su instalación. o Río de fosa tectónica. 1 El curso de agua corre paralelo a los dos escarpes que delimitan el valle y que conforman el horst. 2 El curso del río corre por el labio hundido de la fractura, y se adapta mejor cuando la fractura será basculada en dirección al labio levantado. Son valles tectónicos. o Río de línea de falla. El curso de agua se instala sobre la línea de falla aunque no exista escarpe. Si la línea separa litologías diferentes el río actúa por erosión diferencial y puede provocar la aparición de escarpes de falla derivados. Producen valles erosivos. o Discordante. La red se instala de manera indiferente a las fracturas y fallas. Esto puede ser debido a una situación de antecedencia o Sobreimposición. 4. LOS RELIEVES EN ESTRUCTURAS VOLCÁNICAS Estructuras producidas por el volcanismo, constituidas por rocas de origen interno, por rocas cristalinas. En estas estructuras podemos considerar a los volcanes, las coladas y las formas de excavación. El 70% de los volcanes se encuentran en los fondos marinos. 4.1. Los volcanes Volcán: edificio formado por la acumulación de productos sólidos alrededor de una boca eruptiva o cráter. Su forma depende del carácter de la erupción, del tipo de materiales que se emitan y su posterior disposición en la superficie. 4.1.1. Partes y materiales de los volcanes

Cráter. Orificio, relativamente pequeño, que conecta la superficie de la Tierra con un depósito de magma en profundidad.

Chimenea volcánica. Conducto que une el magma con el cráter.

Materiales emitidos: o Lava. Rocas fundidas de aspecto viscoso hasta su solidificación. o Cenizas y escorias. o Fumarolas. Emanaciones de gases. Las erupciones explosivas y rápidas dan lugar a: o Conos de ceniza. Fragmentos de lava solidificados arrojados por un cráter central. Pueden surgir en cualquier lugar —montañas, llanos o valles— y muchas veces forman grupos que se alinean paralelos a las líneas de falla. Estos fragmentos, de mayor a menor son: Bombas volcánicas. Fragmentos de gran tamaño, que mientras se solidifican en el aire toman un aspecto fusiforme. Lapilli. Fragmentos más pequeños, que forman habitualmente el cono volcánico. Cenizas y polvo volcánico. Fragmentos aún más pequeños. Ambos pueden ser transportados hasta varios kilómetros de distancia del cráter.

o Conos compuestos o estratovolcanes. La mayor parte de los volcanes del mundo. Están constituidos por estratos de lapilli y cenizas que alternan con coladas de lava. Las laderas del volcán tienen mayor pendiente cuanto mayor es el ángulo con el que reposan los lapilli y las cenizas. El volumen y resistencia del edificio volcánico depende de los estratos de lava que existan.Las laderas del volcán están jalonadas por barrancos radiales, que al estrecharse hacia la parte inferior, recortan los estratovolcanes en mesetas triangulares llamadas planèzes. o Calderas. Son grandes depresiones centrales, formadas por las explosiones que destruyen la parte central del edificio volcánico o por hundimiento de la parte superior de la cúpula volcánica, o si es lanzada en fragmentos tras una gran explosión. Tienen forma elipsoidal o circular y están rodeadas total o parcialmente por un fuerte escarpe.

Las erupciones tranquilas dan lugar a: o Domos de lava o escudos volcánicos. El magma sale a la superficie a través de grietas o fisuras. La sucesiva acumulación de coladas de lava llega a formar enormes planicies y mesetas. Se caracterizan por la suavidad de sus vertientes y por presentar el techo del edificio volcánico casi horizontal. Estos volcanes no producen explosiones, ni emiten fragmentos sólidos, por lo que carecen de cráter de explosión; en su lugar, poseen una ancha depresión central o sink de paredes escarpadas y grandes dimensiones. Son semejantes a las calderas y se origina por hundimiento de la parte superior del edificio volcánico.

4. 1. 2. Tipos de volcanes Los volcanes se han clasificado en función de su explosividad. Estos distintos tipos son las diferentes fases por las que pasa un proceso eruptivo.

Hawaiano (Mauna Loa, islas Hawai). Es el resultado de efusiones abundantes y tranquilas de lavas basálticas fluidas, alrededor de una fosa y a partir de unas fisuras radiales. Es un tipo de domo volcánico o volcán escudo.

Stromboliano (Strómboli, islas Lípari). Resulta de la alternancia sistemática de lavas y lechos de proyecciones de cenizas y escorias e incluso de fragmentos arrancados a las paredes de la chimenea en el momento de las erupciones. Es un volcán de cono compuesto, el estratovolcán. En él suelen aparecer las calderas.

Vulcaniano (Vulcano, islas Lípari). Se forman por erupciones muy violentas con fuerte explosividad y su cono se compone de cenizas y escorias fundamentalmente, separadas por pequeñas estratificaciones de lavas. Es prácticamente un cono de cenizas.

1. lacolito

2. estrato-volcán 3. colada de lava

4. mesas/mesetas basálticas

5. paredes o neck

6. diques 7. caldera

8. lacolito descubierto

Peleano (Monte Pelé). 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 gases en forma de nubes ardientes. Cuando la lava se acumula en la boca eruptiva crea un domo o cúpula volcánica. 4.1.3. Las coladas Son emitidas a partir de bocas o fisuras eruptivas y dan lugar a formas estructurales primitivas originales. La naturaleza del magma, su temperatura, la cantidad de gas a presión que contiene y la topografía sobre la que se extienden, hacen que presenten características variables:

Lavas viscosas. Por su acidez (riolitos) o por su temperatura poco elevada, forman coladas cortas y espesas de perfil abombado.

Lavas fluidas. Por lo general basálticas, forman largas coladas de varios kilómetros, que a veces corren por los valles próximos. Si la topografía subyacente está poco diferenciada forman extensos mantos.

Trapps. Amplias mesetas estructurales de escasa pendiente, limitadas por enormes escarpes escalonados. Las lavas poseen una estructura prismática característica, debido a su fragmentación según fisuras de retracción, normalmente perpendiculares a la superficie de enfriamiento: como tubos de órgano o columnas, en sentido vertical, y de forma poligonal, en horizontal.

Apariencia cordada. Cuando la lava es muy fluida se desliza rápidamente y la capa superficial se solidifica, pero el interior se frunce, dando lugar a arrugas estiradas en el sentido del movimiento.

Superficie pedregosa, con grandes bloques, pináculos y agujas. Cuando el deslizamiento es lento, puede formarse una capa más ancha y rígida, cuya ruptura da este tipo de superficie. Las coladas, a veces aparecen colgadas con aspecto de franja de meseta o cerros tabulares. Estas mesas muestran la mayor resistencia a la erosión de las lavas respecto a las rocas del sustrato. 4.1.4. Las formas excavación Aparecen al actuar la erosión diferencial sobre las rocas sedimentarias que cubrían formaciones intrusivas o extrusivas de volcanita, dando lugar a formas estructurales exhumadas: Entre las intrusiones (plutones ígneos): o Concordantes. Intruyen a favor de las estructuras de la roca encajante:

Lacolitos. Forman domos elípticos, de perfil convexo, rodeados de cuestas o falsas cuestas, modelados en su cobertera sedimentaria

Sills. Son cornisas escalonadas a lo largo de las vertientes, producidas en las series sedimentarias afectadas. o Discordantes. Intruyen cortando las estructuras de las rocas encajantes.

Batolitos: Formas irregulares, ocupan áreas enormes, se agrandan hacia abajo.

Diques, filones, venas: plutones pequeños de forma tabular, con bordes irregulares y tamaño variable.

Entre las extrusiones:

Espigones. Columnas o escarpados pilones de lava compacta solidificada en los conductos.

Necks (agujas volcánicas). Resultado de exhumación de la lava solidificada en la antigua chimenea, su forma recuerda a los domos y agujas volcánicas.

Dykes. La erosión deja al decubierto las lavas solidificadas en las fisuras del antiguo volcán, constituyendo autenticas murallas o diques rectilíneos. Ring-dykes, si son circulares.

En los lugares donde las coladas recubrían rocas blandas, se forman mesas aisladas por encima de zonas rebajadas por la erosión (inversión del relieve); en los sitios donde reposaban sobre rocas duras del zócalo cristalino han permanecido en la posición primitiva, Cheires. Resumiendo, los diferentes relieves volcánicos dependen de tres hechos fundamentales: 1. Del tipo de erupción que los ha originado, depende de:

La importancia relativa de las coladas y el material de explosión.

La mayor o menor viscosidad de la lava según sea su composición química, hecho fundamental de cara a la resistencia de las rocas. Las lavas ácidas (riolitas) son mucho más duras que los basaltos. 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 volcánico. Un basamento plano favorece la formación de mesetas volcánicas. Si es poco resistente favorece la desaparición, por la acción de la erosión, de las formas primitivas. Por otra parte, la erosión actúa sobre la estructura volcánica apareciendo los barrancos y las planèzes, los trapps, las franjas de meseta y cerros tabulares, o actúa sobre la cobertera sedimentaria que recubría formaciones intrusivas y extrusivas, originando relieves estructurales exhumados como los sills, espigones, necks o dykes, según sea la estructura exhumada.

Tema 9. MORFOLOGÍAS LITOLÓGICAS 1. INTRODUCCIÓN 2. RELIEVE GRANÍTICO El granito es una roca ígnea plutónica, constituida esencialmente por cuarzo, feldespato y mica. Es la roca más abundante de la corteza continental y suele aparecer en superficie por la acción de la erosión. A causa de su gran dureza, es frecuente que terminen siendo la cima de una montaña. 2.1. Características de las rocas graníticas Son rígidas y resistentes, pero pueden descomponerse por alteración química. Notable homogeneidad que no favorece la erosión diferencial. Dan lugar a formas de modelado que dependen mucho del ambiente bioclimático. Las rocas cristalinas están compuestas por diferentes componentes. El granito: cuarzo, feldespato y mica más otros minerales accesorios que le confieren caracteres diversos según sus proporciones, así como el tamaño y la porosidad. Cuando las rocas plutónicas aparecen en superficie tras la erosión de las capas superiores pueden comportarse como rocas blandas o duras, dependiendo de:

Estructura heterogénea: si el granito es rico en cuarzo, será prácticamente inalterable en clima frío y muy poco en clima templado.

Tamaño del grano: el granito de grano fino es más resistente que el de grano grueso.

Porosidad: a mayor porosidad, mayor meteorización.

Diaclasas y fisuras: consecuencia de su formación. Su abundancia favorece la erosión mecánica y química. Su red guiará el proceso de modelado.

Clima:

frío alteración química pequeña; erosión mecánica importante (gelifracción).

cálido las temperaturas elevadas favorecen la alteración de la roca.

desértico las fuertes amplitudes térmicas provocan su desescamación (arenización). Proceso de emersión de rocas intrusivas: 1. intrusión del magma hasta encajarse en materiales diferentes (plutones); 2. proceso de acoplamiento y posterior afectación de la tectónica> fracturas y fisuras; 3. erosión y exhumación > expuesta a la meteorización y la erosión. Si hay un importante afloramiento de material cristalino con gran contenido en cuarzo > macizo granítico, que destaca del entorno y tiene un ritmo de erosión más lento. si hay una zona de material más blando, con la erosión > cubeta granítica, una depresión relativa. En afloramientos graníticos es frecuente ver resaltes aislados con forma de cerros o alineaciones, o pitones o crestas, restos de un dique o chimenea de cuarzo intercalada en la masa de roca plutónica. 2.2. Las formas graníticas 2.2.1. Formas mayores Formas prismáticas y domos.

Domos. zonas frías, montañosas o templadas. Forman relieves aislados, destacando del nivel de cumbres, con paredes lisas y curvilíneas de forma convexa. Se agrupan bajo este nombre todo un conjunto de formas de resalte más o menos abovedado, que presentan una variada tipología, simétricas o no. La clave de su formación está en el diaclasado curvo y en la acción de la gelifracción, que se da cuando las condiciones climáticas dan lugar a la alternancia de ciclos de hielo y deshielo en el agua. A su pie suelen aparecer acumulaciones de bloques o lajas, apareciendo el granito en superficie.

Agujas alpinas. zonas frías, montañosas o templadas. Se sitúan de forma aislada talladas en primas cuadrangulares o dando a formas piramidales o formando cresterías. La gelifracción es la principal causante; las diaclasas rectas, predominantemente verticales, provocan la formación de

relieves más o menos monolíticos, estrechos y alargados, limitados por paredes verticales,. Pueden presentarse aisladas o no. Progresivamente estos relieves se van estrechando y el relieve se hace más afilado y escarpado, según la red de diaclasas verticales y lo riguroso de los procesos de congelación y deshielo. Al igual que en las formas dómicas, el granito aparece sano en superficie y a su pie suelen acumularse bloques de roca desgajados.

Crestas y aristas. Menos espectaculares, configuran perfiles de sierra, más o menos agudas, con tendencia piramidal, guiadas por un diaclasado vertical importante.

Panes de azúcar y medias naranjas En forma de domo, grandes semiesferas o cúpulas, más regular y perfecta que los así denominados, y que también pueden alcanzar grandes dimensiones. Se desarrolla en climas tropicales, sin frío y sin necesidad de que existan diaclasas curvas. Constituyen relieves de resalte sobre superficies llanas, de arrasamiento, a modo de grandes cerros, de planta aproximadamente circular, con paredes curvilíneas. El granito está alterado en superficie y al pie no aparecen acumulaciones de bloques, sino profundos y extensos mantos de roca granítica muy alterada. Monte-Isla o Inselberg Bajo climas subtropicales aparecen relieves aislados que sobresalen de superficies de erosión recubiertos por mantos de arenización, en general poco potentes. Están constituidos por granito masivo poco alterado en superficie. Al pie de estos relieves se desarrolla un talud de derrubios generado en procesos mecánicos de rotura de la roca. Los mantos de alteración de potencia variable son transportados por el viento y pueden dejar al descubierto la zona de contacto del inselberg con el material de la penillanura.

Paisajes de bolas Típico de un clima templado y cuando la red de diaclasas tiene marcado carácter ortogonal. Muy generalizado en las zonas graníticas españolas, donde recibe el nombre de canchal y berrocal. Se caracteriza por su aspecto caótico, de formas elementales de diversos tipos y tamaños medianos y pequeños, en zonas deprimidas o laderas. En zonas deprimidas alargadas, suelen aparecer sobre granito descompuesto (alvéolos o pasillos de arenización). En zonas más elevadas se habla de caos, con bloques aislados denominados bolos. Los bolos tienen forma variada (esféricos, cúbicos, de losa, torre) y su agrupación recibe el nombre de Tors, cuando los bloques se agrupan fragmentados siguiendo las diaclasas y sin sufrir desplazamiento, formando castillos. Cuando aparecen en precario sobre otras rocas se denomina piedras caballeras. Se deben a alteraciones generalizadas de la zona, de intensidad media, que ha seguido la red ortogonal de diaclasas con una evacuación posterior de los materiales alterados. En su desarrollo se distinguen dos fases: Hídrica, capaz de erosionar a partir de las diaclasas (arenización); De arrastre, capaz de limpiar los núcleos rocosos no alterados. 2.2.2. Formas de detalle Sobre el relieve granítico abundan las microformas, que son muy características y abundantes.

Acalanaduras. Surcos que recorren la superficie de la roca de más o menos vertical. Aparecen en paredes con alguna inclinación, en las vertientes de domos o en las caras laterales de los bolos. Corresponden a la trayectoria de las aguas que circulan por la superficie.

Pilancones. Concavidades relativamente grandes, que pueden superar el metro de diámetro, que se forman fuera de los cauces fluviales, por hidrólisis. Son frecuentes en la parte superior de bolos, domos, lajas… Se producen en zonas donde el agua puede quedar retenida y provoca una arenización local.En los cursos altos de los ríos, sobre el lechoso rocoso, pueden formarse mediante remolinos unas formas similares, llamadas marmitas de gigantes.

Taffoni. Cavidades que horadan la roca en superficie, en paredes laterales. Pueden evolucionar hacia rocas en forma de seta. Se forma por escurrimiento y concentración del agua, provocando un vaciado progresivo de dentro afuera.

Nerviaciones. Resaltes en la roca, que son causadas por filones de materiales más resistentes, como el cuarzo.

2.3. La variedad de paisajes graníticos según el clima

Clima frío La alteración química es pequeña, pero la acción mecánica, resultante de los cambios térmicos y los procesos de gelifracción, puede ser muy intensa. Abundan:

Agujas alpinas: crestas de fuertes pendientes y agujas afiladas de paredes lisas verticales.

Canchales: grandes depósitos de derrubios al pie de las agujas.

Crestas en oruga: montañas de formas más suaves debido a que la erosión glaciar no ha sido tan importante. Son frecuentes las formas de erosión glaciar.

Clima cálido y húmedo .Se ve muy afectado por la alteración química, dando lugar a formas espectaculares, con mantos de roca alterada. El agua tibia ataca la sílice y la disuelve, mientras que se alteran las micas que se descomponen, dando óxidos de hierro. Resulta de ella la formación de un espeso manto de alteritas de característico color rojo. La distinta resistencia de los materiales graníticos, unido a la forma de meteorización química dominante, da lugar a la aparición de formas características como, Panes de azúcar y Medias naranjas.

Clima tropical seco Los fuertes contrastes térmicos dan lugar a procesos de descamación y arenización.

Clima templado son muy frecuentes los paisajes de amontonamiento caótico de bloques y bolos junto a superficies suaves de macizo antiguo con presencia de relieves residuales a modo de cerros. Formas redondeadas, pendientes suaves, abundancia de bloques desgastados, procedentes de la desintegración del granito. Sobre la llanura monótona se elevan los monte-isla o inselberg, de abruptas paredes. Formas típicas: piedras caballeras, tors, acanaladuras y taffoni. Predomina la acción mecánica a favor de las diaclasas ayudada por la importancia de los cambios térmicos, que facilita una acción química considerable. En las zonas donde se dan estos materiales cristalinos, cuando han sido afectados por la tectónica, aparecen

fracturados. Las fracturas se traducen en escarpes más o menos desgastados, así como en la presencia de valles que se

alojan en las líneas de falla y en las fosas tectónicas. El resto de rocas plutónicas y metamórficas tienen un

comportamiento semejante y los principios básicos explicativos son similares.

3. MODELADO KÁRSTICO Buna parte de las rocas sedimentarias, en particular las calcáreas, presentan una especial sensibilidad a los procesos de disolución, configurando, unos paisajes de notable interés geomorfológico, caracterizados por la presencia de formas originales, a cuyo conjunto se conoce por el nombre de karst. El relieve kárstico o carso es el nombre que se da al conjunto de formas modeladas sobre rocas sedimentarias, e incluso metamórficas (mármoles), como consecuencia casi exclusiva de la disolución de sus componentes minerales. Se desarrolla principalmente sobre rocas carbonatadas de origen orgánico (calizas, dolomías), pero también en otras rocas, como las evaporitas (yeso, sal…),menos abundantes. 3.1. Las características de las rocas calcáreas y su disolución La caliza, como la dolomía, son rocas sedimentarias de origen químico, carbonatadas, compuestas por carbonatos de calcio (CO3Ca) o de calcio y magnesio, junto con pequeñas impurezas de carácter silíceo o arcilloso. Son rocas duras e impermeables, atravesadas por fisuras o diaclasas. Es insoluble en agua pura, pero cuando el agua es acidulada, cargada de ácidos, sobretodo ácido o anhídrido carbónico (CO2), la disuelve fácilmente.

El ácido carbónico ataca la caliza y produce bicarbonato cálcico. Este es muy soluble en agua y es arrastrado hacia el

interior, provocando la erosión de la roca, de hecho el modelado kárstico se da más en profundidad que en superficie. Se da más en climas templados y sobre todo fríos, ya que el gas carbónico es más soluble en agua fría que en caliente, por eso el agua procedente de la fusión de la nieve es muy agresiva. Cuando el bicarbonato cálcico se encuentra con un medio favorable, se vuelve a desprender el CO2 y el carbonato cálcico precipita, provocando que los materiales disueltos se acumulen. De esta forma se originan las estalactitas y estalagmitas. Más típico de climas cálidos, como los tropicales húmedos. Las condiciones principales para el desarrollo del karst son:

Que la roca se presente de forma relativamente masiva y que no esté excesivamente plegada.

La roca debe estar surcada por una importante red de fisuras y diaclasas.

Suficiente volumen de precipitaciones que aporten el agua y posibilite la presencia de vegetación, productora de anhídrido carbónico. 3.2. Las formas kársticas El término karst procede de una región de la península de Istria (Eslovenia), donde se manifiesta de forma predominante y significativa. El paisaje se caracteriza por la presencia de extensas superficies desnudas, con escaso valles y un desarticulado sistema de drenaje superficial, con poca circulación de agua en superficie, a pesar de que las precipitaciones son abundantes, y donde, en cambio, aparecen numerosas depresiones cerradas. 3.2.1. Las formas exteriores o exokársticas

Depresiones cerradas y cañones Dolina o torca. Pequeña depresión cerrada, cuya planta tiene de forma desde circular a ovalada, de contorno redondeado, cuyo diámetro puede oscilar entre unos metros y centenares de ellos. Su perfil predominante es el de cuba o cubeta, puede presentar forma cercana al embudo o pozo, con profundidades muy variables, desde pocos m hasta los 200 m. Con paredes de fuertes pendientes, en el que aflora la roca desnuda. El fondo suele estar cubierto de tierra, generalmente arcilla de descalcificación (terra rossa), espacio muy propicio para el cultivo. Se llama Torca al pozo con paredes escarpadas, como las famosas de Cuenca. Se forman en lugares que favorecen la retención y profundización del agua y se relaciona con fenómenos de hundimiento, provocados por un déficit de masa caliza superficial. En profundidad el límite lo pone el nivel del manto freático, cuando éste está próximo a la superficie, la dolina no alcanza gran profundidad y puede aparecer su fondo inundado. Uvala. Dolina de grandes dimensiones y de perfil sinuoso. Poljé. También es una depresión cerrada de grandes dimensiones, pero cuya planta no es circular. Configura una llanura enmarcada por paredes más o menos escarpadas. Su forma es más o menos alargada, de anchura entre varios centenares de metros a varios km y de longitud superior, con frecuencia de decenas de Km. Suelen estar relacionados con accidentes tectónicos importantes, apareciendo en potentes series calizas, deformadas por fallas o pliegues amplios, con condiciones favorables a la disolución y hundimiento. El fondo es marcadamente plano, a menudo cubierto de arcilla de descalcificación y accidentado por la presencia de cerros residuales de forma piramidal, hum; suelen se valles muy fértiles al funcionar coma trampas de sedimentos. Suelen estar recorridos por una corriente fluvial que surge desde una surgencia (izvort), a menudo situada en los bordes, y que desaparece a través de un sumidero (ponor). La génesis del poljé no está del todo clara, pero parece que la periódica inundación que suelen sufrir juega un papel fundamental, cuando en épocas de abundancia de lluvias, el nivel freático, que está relativamente cercano a la superficie, asciende. Cañones. Valles caracterizados por tener flancos rectos, verticales, a cuyo pie se acumula un talud de derrubios.

Suelen estar recorridos por cursos de agua, que, a menudo, proceden de áreas externas al karst. En las paredes se observan aberturas de cuevas y son frecuentes las surgencias. En ocasiones terminan en auténticos fondos de saco, cerrados por escarpe de roca dura, donde aparece el río en forma de fuente vauclasiana. Se producen por disolución de antiguos cauces que han formado galerías subterráneas, el hundimiento de estos techos darían lugar a la formación del cañón y a que el agua volviera a correr en superficie. En el cañón se produce una poderosa erosión lineal con karstificación. Dado que en los cañones el aporte de agua procede de surgencias laterales, no se observan valles afluentes, que alteren las características de las paredes.

Las formas menores Lapiaz, lenar o karren. Acanaladuras formadas por disolución a modo de surcos, más o menos profundos y de distinta anchura, que pueden a aparecer en zonas planas o en vertientes y paredes verticales. Se forman por disolución superficial de la caliza por el agua de escorrentía o por aguas retenidas; esta disolución se ve acentuada por la existencia de discontinuidades estructurales, fisuras… o Según el proceso de formación pueden ser:

De arroyada. Formados por el agua corriente, suelen presentar canales estrechos

De fractura. Tienen anchas grietas, de hasta varios m o Según su forma:

Lineales. Formados por aristas y ranuras más o menos continuas, finas, sinuosas; entre los canales quedan tabiques estrechos como pequeñas crestas.

Acanaladura. Trazos rectos, que siguen las diaclasas o planos de estratificación; presentan aristas romas y macizas.

Mesas de lapiaz. Cuando las fisuras forman una trama cuadrangular.

Alveolares. Presentan pequeñas cubetas, entre las que se intercalan pozos profundos en las intersecciones de las diaclasas. Son propios de zonas planas de escasa fisuración. Tienen el aspecto de la superficie ondulada del mar, por lo que se les conoce como mar de piedra. Si las cavidades son muy numerosas y pequeñas se denominan de nido de abeja. Si los pozos son importantes y profundos, se llaman pozos. o También pueden ser:

Cubiertos. Rellenos de tierra. Propio de terrenos calcáreos con muchas impurezas, por lo que quedan cubiertos por la arcilla de descalcificación.

Descubiertos. Bogaz. Estrechos pasos excavados en la roca, formados por disolución, y por lo que nunca ha corrido el agua. Algunos los consideran macrolapices. Tormos. Grandes bloques de caliza de acusado aspecto fungiforme, de varios m de altura. Arcos o puentes. Pináculos o karst de mogotes. La masa caliza se dispone en gruesas columnas puntiagudas y macizas de varios m de

altura. Es típico de regiones de clima tropical, pero también tenemos ejemplos en zonas templadas, herencia de un pasado diferente. Simas. Aberturas, normalmente estrechas, que van ensanchándose en profundidad, que comunica las cavidades subterráneas con el exterior. Pueden alcanzar cientos de m de profundidad. Se suelen diferenciar las que son pozos de disolución de las que se han formado par hundimiento del techo de una cueva. 3.2.2. Las formas endokársticas La clave está en la circulación subterránea de las aguas. En el karst apenas hay ríos, porque el agua de la superficie se infiltra y la circulación no sigue las reglas de las corrientes al aire libre. Los cauces fluviales son raros en superficie, manteniéndose casi sólo los ríos que ya llegaron a las tierras calcáreas siendo caudalosos. Es

frecuente que los ríos que circulan desaparezcan súbitamente, pudiendo reaparecer a larga distancia. La red subterránea es más anárquica que la de superficie, siendo menos frecuente las grandes concentraciones de caudal y se adapta al cañamazo que le impone la red formada por los planos de estratificación, las diaclasas, las fisuras y fracturas ensanchadas por la disolución. Provoca la formación de una impresionante red de galerías. El agua penetra en el macizo calcáreo y sigue la dirección natural del desagüe, realizando una labor disolvente, en profundidad es superior al que realiza en superficie, incrementado por la acción de los materiales que transporta y que provoca una mayor erosión al circular a presión por los conductos kársticos. La profundización continúa hasta que el nivel freático alcanza la zona impermeable.

La salida del agua se hace a través de surgencias, constituyendo verdaderas fuentes vauclasianas, en las que el agua puede brotar de forma intermitente, al actuar el conducto subterráneo como un sifón. Pueden ser: Exurgencias. Si el curso de agua se ha formado en el interior por infiltración. Resurgencias. Ríos alóctonos que se han introducido en el interior del roquedo calcáreo y vuelven al exterior. En ocasiones las surgencias pueden formar terrazas de travertino, por precipitación de los minerales disueltos al salir al exterior. El agua va descendiendo a zonas cada vez más profundas, abandonando las galerías superiores, que quedan convertidas en cuevas, con lo que la caliza se va quedando literalmente hueca. Algunos estudiosos han distinguido tres zonas: superior, seca y con infiltración con predominio de trayecto vertical descendiente; media, con la red de galerías y conductos; inferior, permanentemente inundada. Las principales formas subterráneas En principio, su forma general es la de un río subterráneo. La forma elemental es la galería, más o menos horizontal y suelen estar dispuestas en pisos, que pueden estar conectados entre sí por sifones. La galería puede estrecharse en túneles y pasillos, a menudo ramificados y sin salida. Localmente se desarrollan grandes salas o cámaras, a veces de enormes dimensiones, cuya parte superior forma una bóveda. Estas formas sólo son visibles cuando quedan fuera de la acción del agua, que continúa profundizando. En las galerías, el modelado kárstico continúa, el modelado por precipitación. El agua de la superficie se infiltra y cae continuamente desde el techo y las bóvedas. Esa agua lleva disuelta caliza, que se precipita formando estalactitas (macarroni si son finitas)que cuelgan del techo y estalagmitas, que se levantan del suelo. Cuando estas concreciones calizas entran en contacto forman columnas, tabiques y cortinas. Se habla de holokarst cuando se ha desarrollado un karst completo; merokarst, asociado a caliza impura, donde abundan valles secos; karst cerrado, cuando la masa caliza está rodeada de terrenos permeables que favorecen el estancamiento de aguas subterráneas; karts cubierto, cuando las formas superficiales están enterradas bajo los productos de descalcificación. 3.3. El karst en las diversas zonas climáticas o Climas tropicales húmedos. Se manifiestan con formas espectaculares, grandes poljes accidentados por hums elevados, dolina de formas estrelladas y abundancia de pináculos y mogotes. Las elevadas temperaturas no favorecen la presencia de CO2, pero se compensa por la producción abundante de ácidos húmicos y anhídrido carbónico en el suelo, consecuencia de las precipitaciones y de la vegetación. Vietman. o Climas fríos y de alta montaña. Abundan los grandes lapiaces descubiertos y muy activos, dada la abundancia de aguas muy frías, con mucho CO2. Las dolinas suelen ser modestas, muchas en forma de embudo y de pocos metros. Las formas subterráneas suelen ser muy ricas, grandiosas, con un gran desarrollo de la circulación de agua en profundidad. o Climas templados. Hay tanta variedad como en los propios climas. Si son húmedos, suelen tener importante circulación subterránea y formas modestas y con frecuencia se presenta cubierto. En el área mediterránea, donde es muy abundante, las formas superficiales son muy numerosas, pero sólo de grandes dimensiones si están afectadas por la tectónica. Al ascender en altura se pasan a las características del grupo de clima frío. o Climas desérticos. Las condiciones para que se forme este modelado no se dan, no obstante existen ejemplos, que constituyen paisajes relictos.

Tema 10. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS I. LOS PROCESOS ELEMENTALES METEORIZACIÓN Y DINÁMICA DE VERTIENTES. 1. INTRODUCCIÓN Las fuerzas internas 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 fuerzas externas, que proceden de fuentes de energía exteriores al globo, y van dando lugar a la transformación del relieve. 2. LAS FUERZAS EXTERNAS La gravedad y la energía térmica procedente del Sol son las dos principales fuerzas capaces de realizar la dinámica geomorfológica externa, que tiene lugar en la superficie de la litosfera. Hay que tener presente que hay una interacción entre las fuerzas internas y externas, ya que actúan simultáneamente, en un proceso que se desarrolla de forma ininterrumpida y constante. 2.1. La gravedad La gravedad actúa sobre todos los cuerpos y juega un importante papel en las acciones de modelado. Su actuación puede ser:

Forma directa. Provoca el desplazamiento de partículas sueltas, que por su propio peso tienden a caer, a moverse.

Forma indirecta. Afecta muy especialmente a masas que tienden a fluir, desplazándose y ejerciendo una acción sobre la superficie por la que se movilizan. La existencia de desniveles en la superficie terrestre es esencial para que actúe la gravedad. Su acción tiende teóricamente a buscar el equilibrio y suavizar los desniveles, en un proceso constante, pues las fuerzas internas lo renuevan 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 constituyen parte esencial de la acción de las fuerzas externas. Como consecuencia del desigual balance de radiación solar se producen unos desequilibrios térmicos que originan flujos convectivos de aire y agua que entran en contacto con la superficie terrestre y, si tienen la suficiente energía, pueden movilizar partículas, produciendo efecto de modelado. El viento es un importante agente capaz de actuar de forma directa, movilizando partículas; e indirecta, al producir sobre las aguas movimientos ondulatorios, que alcanzan gran energía al contacto con la costa. El agua en movimiento es el más activo de los agentes de erosión. Las diferencias de temperatura son, también, directamente causantes de tensiones sobre los materiales de la superficie, que colaboran en la preparación de los procesos erosivos. 2.3. Incidencia de las características de los materiales de la superficie y las condiciones externas Inicialmente, la mayor parte de las rocas necesitan un proceso previo para ser afectadas por los procesos de modelado. Éstas son acciones físicas o químicas que se producen en contacto con la atmósfera y sus fenómenos meteorológicos. Por eso son llamados procesos de meteorización. Los procesos de modelado, o morfogenéticos, se producen en la superficie de la litosfera por acción de las fuerzas externas, por medio de procesos físicos y químicos, condicionados por las características de los materiales del roquedo, las condiciones topográficas y medioambientales. Las fuerzas internas, al ser causantes de la configuración y evolución de los materiales iniciales son, naturalmente, una parte clave del proceso. 3. LA METEORIZACIÓN La meteorización es la alteración de la roca por la acción de agentes atmosféricos y biológicos. La roca sufre la acción de estos agentes, que tienden a descomponerla y desintegrarla, dejando los materiales dispuestos para ser movilizados por los agentes de la erosión. La acción geológica de la erosión por meteorización se lleva a cabo de forma física (por ruptura de la roca) y química (transformación de sus propiedades), actuando en conjunto. La meteorización actúa constantemente en todas partes. Es de decisiva importancia, pues prepara la formación del suelo y deja las rocas a disposición de la erosión. Sin ella no existirían ni la vegetación ni los continentes. 3.1. Procesos mecánicos de meteorización. Fragmentación Las acciones físicas o mecánicas producen rupturas en las rocas (clastos, de formas angulosas) sin alterar la naturaleza química de las mismas. 3.1.1. Fragmentaciones o clastias de origen térmico Termoclastia: fragmentación de la roca por variaciones de temperatura. La roca, al sufrir cambios de temperatura se dilata y contrae y si este proceso se da con la amplitud y frecuencia suficiente, llega a romperse. juegan un papel esencial las características de la roca (color, textura, material), ya que la capacidad de absorción y la conductividad difieren.

Disgregación granular. Se desprenden pequeños elementos.

Descamación. Separación de capas enteras de la roca, como si se produjera una descamación.

Cuarteamiento. Se cuartea en bloques la roca fisurándose.

Fractura irregular: bloques angulosos en rocas coherentes (amontonamiento de derrubios). 3.1.2. Fragmentaciones de origen hídrico La crioclastia o gelifracción se produce cuando, por las variaciones de temperatura, el agua que rellena los huecos de las rocas se congela. Esto provoca una tensión en la roca que puede llevar al desprendimiento de granos o fragmentos. Microgelifracción si actúa en los poros, macrogelifracción si actúa en fisuras o grietas.

La hidroclastia se produce por los cambios de volumen que experimentan ciertas rocas al sufrir variaciones importantes en su contenido de agua. Hay rocas muy hidrófilas –sobre todo las arcillosas- capaces de absorber gran cantidad de agua, hinchándose; cuando se secan se retraen a su volumen inicial. La descamación y las redes de grietas poligonales se observan en terrenos que se secan tras ser inundados. La haloclastia se produce cuando el agua, con gran cantidad de sales, se evapora dando lugar a la formación de cristales capaces de provocar una considerable tensión en los poros y fisuras de las rocas. 3.2. Procesos químicos Provoca transformaciones químicas en la roca y actúa conjuntamente con la meteorización física, de forma que cuanto mayor sea la fragmentación física, mayor será la eficacia de la química, y viceversa. El agua juega un papel esencial en la meteorización química. 3.2.1. La disolución Proceso que combina acciones físicas y químicas, en el cual las moléculas de un cuerpo se disocian en iones por acción de un disolvente, en este caso el agua. En el proceso de disolución es muy importante la constitución mineralógica, pero también la porosidad y fisuración de la roca, que permite la penetración del agua, así como que esta contenga determinados compuestos químicos, capaces de aumentar su poder disolvente. Disolución de ciertas rocas por el agua, tanto en superficie como en profundidad (aguas subterráneas), jugando un gran papel en la formación de los suelos. Es especialmente notable en el caso de rocas calcáreas (carbonatación). En algunas rocas la disolución actúa sólo sobre los componentes solubles (como el feldespato en el granito). 3.2.2. Alteraciones químicas Diversas acciones químicas provocan la alteración del roquedo, transformando, al menos, una parte de los componentes minerales de la roca. Este proceso de descomposición superficial da lugar a lo que se denomina mantos de alteración o alteritas, deleznables y que pueden penetrar incluso bastantes m y que están formados por los minerales iniciales y por otros nuevos generados en el proceso.

Oxidación Es el proceso más común. El oxígeno del aire se une a los componentes de las rocas, sobre todo a carbonatos y sulfuros, transformándose en óxidos. Produce cambios en el color, adquieren un tono rojizo, así como en la dureza y solubilidad, provocando la intensificación de otros procesos mecánicos.

Hidrólisis Es la reacción más importante, y consiste en el desdoblamiento de las moléculas en presencia de agua, cuyos iones H+ y OH- se combinan con los minerales de la roca, produciendo su alteración, como en el granito y basalto. En climas cálidos y húmedos actúa hasta 90 m en el subsuelo. La eliminación de la sílice que provoca y la formación de hidróxidos de aluminio causa la aparición de costras lateríticas de gran dureza.

Hidratación Fijación del agua sobre un cuerpo que se convierte en hidrato, aumentando de volumen y desintegrándose (en especial rocas ígneas de grano grueso). Afecta muy especialmente a los esquistos y pizarras.

Acción de ácidos orgánicos. Siempre que existe un suelo con materia vegetal en proceso de descomposición, se desarrollan en él ácidos orgánicos, que también son capaces de reaccionar con los minerales y contribuyen a la meteorización química. 3.3. Acciones biológicas No es despreciable la acción de los organismos vivos en el ataque a las rocas:

Animales. Actúan de varias formas, sobre todo de forma mecánica sobre materiales deleznables, e incluso excavando galerías, que favorecen otras acciones mecánicas.

Plantas. Las raíces de plantas que penetran por fisuras facilitan la fragmentación.

Líquenes. Se alimentan de los minerales de la roca y pueden generar un barniz que recubre la superficie.

La descomposición microbiana de los desechos vegetales, que se depositan sobre la roca, provoca la formación de humus y desempeña un importante papel en la génesis y evolución de los suelos, que se forman sobre el regolito, capa que recubre la 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.

3.5. El regolito El regolito es la capa formada por el resultado de los procesos de meteorización. No es uniforme, y su potencia puede oscilar desde cero a varias decenas de metros. También son muy variadas en su capacidad de infiltración, grado de resistencia, propiedades, etc. Sobre esta capa se desarrollan los suelos. 4. LA DINÁMICA DE VERTIENTES. PROCESOS ELEMENTALES DE EROSIÓN Los procesos de meteorización genera unos materiales detríticos que son susceptibles de ser transportados por los agentes erosivos, que llevan a cabo el modelado de esa superficie, constituyendo la erosión propiamente dicha, que incluye destrucción y construcción de relieve. Llamamos dinámica de vertientes al conjunto de procesos de desplazamiento de partículas a corta y media distancia desarrollados en los sectores del territorio situados fuera de los cauces de los grandes agentes de evacuación (es decir, en el ámbito de los interfluvios). Los procesos se desencadenan por la acción de la gravedad, que tiende a que los materiales sueltos se desplacen hacia lugares más bajos y se ven apoyados por los agentes meteorológicos y biológicos. 4.1. Desplazamiento por elementos 4.1.1. Caída libre y desprendimiento Caída libre de fragmentos de roca Es el movimiento más rápido. Resulta de la rotura de la pared rocosa en fragmentos de varios tamaños que descienden por la pendiente hasta quedar estabilizados en un punto. La trayectoria depende de la inclinación y la rugosidad de la vertiente 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, con los más gruesos en la base. Los taludes y conos de derrubios son inestables, por cualquier perturbación produce nuevos deslizamientos de roca. La vertiente generada por gravedad presenta un escarpe o cornisa, de inclinación acusas (siempre de +45°), un talud, y una base suave. Desprendimiento o derrumbamiento Puede revestir carácter catastrófico. Son menos frecuentes y se desencadenan por diversas causas, incluso por movimientos sísmicos. Al pie del escarpe se acumulan en forma caótica grandes masas de bloques rocosos. 4.1.2. Reptación (creeping) Consiste en un desplazamiento y redistribución de partículas en el seno de una formación deleznable, por acción de la gravedad. El movimiento se realiza de forma individual, pero la suma de todos esos movimientos imperceptibles se traduce en un lento descenso de todo el conjunto. Resulta apreciable a simple vista por la inclinación de los troncos de los árboles, postes y estacas, e incluso por la presencia de estratos curvados hacia la vertiente. La razón de la reptación está en la gravedad, pero los agentes desencadenantes son variados: pisadas, raíces, calentamiento y enfriamiento de la superficie, etc. Un fenómeno que participa en la reptación es el realizado por el agua que se hiela en la capa superficial del terreno que empapa, y que forma unas columnillas que levantan un grano de 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 derrubios pequeños o donde son importantes los fenómenos de gelifracción en la roca, como en laderas de montañas expuestas a la acción hielo/deshielo. 4.2. Desplazamientos en masa Son aquellos que movilizan en conjunto un volumen más o menos grande de materiales, afectando a todo el

recubrimiento superficial resultado de la meteorización. 4.2.1. Solifluxión. Cuando una formación se embebe de agua puede llegar a comportarse como plástica, formando un fango que se desplaza sobre un basamento estable, con movimiento rápido, variando la velocidad según la viscosidad del fango. Afecta a materiales ricos en coloides (margas, arcillas y loess), sobre todo cuando poseen sales solubles. Puede presentar varias formas:

Laminar: descenso lento de una fina capa de barro.

Abombamiento de la cobertera vegetal: producido por solifluxión subcutánea, que no sale al exterior por quedar enmarañada en la red de raíces. A veces el abombamiento llaga a producir que el tapiz vegetal se rasgue y el fango salga al exterior.

En terracillas: como peldaños escalonados 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 áreas de montaña húmeda, así como en altas latitudes con escasa vegetación y un importante papel del proceso hielo/deshielo. En regímenes glaciares se da frecuentemente, siendo raro en regiones áridas. Muy vinculadas a la solifluxión debe considerar las coladas de tierra. Consiste en una corriente de materiales saturados de agua que se desliza por laderas, cañones y valles. Los más móviles se llaman coladas de barro. Están condicionados por la naturaleza de los materiales y la cantidad de agua, siendo frecuentes en terrenos arcillosos. En zonas desérticas de escasa vegetación, a veces el agua no puede ser retenida y al descender por una ladera forma con los materiales sueltos un barro fluido que se desliza hasta el fondo del valle y sigue el curso de la corriente, espesándose, llegando a movilizar grandes bloques hasta detenerse. También son coladas de barro las que se forman en los volcanes, cuando tras la erupción en que se desprende ceniza y polvo se producen lluvias torrenciales, formando un barro viscoso que desciende a gran velocidad por la ladera. 4.2.2. Deslizamiento Desplazamiento rápido y masivo de materiales por una vertiente, que puede presentarse de forma catastrófica. Es preciso que exista una superficie de deslizamiento adecuada, a menudo procedente de la propia estructura del terreno (fallas, planos de estratificación). A este tipo pertenece el deslizamiento en capas, en el que toda una masa rocosa se desliza sin sufrir grandes deformaciones. Suelen ser movimientos esporádicos sin alto valor geológico, aunque su trascendencia puede ser grande (destrucción de Erratzu, Baztán, en 1913). Sobre rocas de tipo arcilloso o arenoso se produce a veces un deslizamiento con perfil cóncavo o curvo muy peculiar. Se habla en este caso de hundimiento, y la masa deslizada suele fragmentarse en bloques, que pueden quedar buzando en sentido contrario a la pendiente. Los desencadenantes de los deslizamientos suelen ser la lluvia abundante, movimientos sísmicos o una perforación artificial, y se ven favorecidos por laderas fuertemente inclinadas. 4.3. La arroyada. Es un proceso que podemos considerar entre los movimientos de materiales de las vertientes, por elementos y en masa, y la labor erosiva, lineal, que llevan a cabo las corrientes de agua encauzadas. El agua de arroyada es agua de lluvia o de fusión de nieve y hielo que no es absorbida por el suelo y circula libremente por la superficie de las vertientes. Está a medio camino entre la meteorización y los procesos iniciales de desplazamiento por las vertientes y la erosión propiamente dicha, que implica transporte y sedimentación. Adquiere varias formas.

Concentrada. Cuando resbala en regueros que se marcan profundamente, formando cárcavas (crestas más o menos agudas) o pequeños barrancos (bad lands).

Difusa. Cuando resbala en forma de hilillos sinuosos y cambiantes a los que cualquier obstáculo puede desviar, arrastrando partículas finas, como limos o arcillas. Provoca surcos poco profundos.

Laminar. Cuando resbala formando un manto continuo a modo de película delgada, que posee cierta turbulencia, cargada de elementos en suspensión, con una gran capacidad de arrastre (sheet flood).

Como resultado de la arroyada se da una acción morfogenética importante, en la que se encuentran ya todos los elementos que caracterizan a la erosión propiamente dicha, con ablación, transporte y sedimentación. Cuando actúa de forma concentrada es erosión lineal, que forma cárcavas y pequeños barrancos (bad lands). Cuando es difusa, provoca la aparición de una red de pequeños surcos poco profundos y, si llega a trasladar elementos de cierto calibre, forma pedregales. Las arroyadas de forma laminar o difusa dan como resultado unas rampas al pie de zonas de relieve importante, formas suaves de poca pendiente llamados glacis.

Glacis rocosos (pediment o pedimento). Cuando se forma sobre la propia roca que constituye el relieve destacado.

Glacis de acumulación (o detríticos). Cuando se forma sobre materiales detríticos, acumulados al pie del relieve destacado.

Glacis mixto. Cuando se combinan ambas formas. Los principales factores condicionantes 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. Se da en todas las regiones del mundo, tanto húmedas como áridas, si bien en estas últimas, si la sequía es muy notable, aparece sólo en determinadas zonas.

Regiones frías: el subsuelo helado impide la infiltración, posibilitando la arroyada difusa.

Algo similar ocurre en zonas tropicales húmedas, cuyo suelo está permanentemente saturado.

Regiones templadas: acción menos intensa (salvo en áreas montañosas) por la moderación de las lluvias y las condiciones del suelo y la cubierta vegetal.

Regiones áridas y secas: se reduce a espacios muy concretos si la escasez de precipitaciones es muy acusada.

Tema 11. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS II. LA EROSIÓN. 1. 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 las vertientes, son transportados hacia zonas de sedimentación marina o continental. Estos agentes de transporte, esencialmente las aguas corrientes, los glaciares y el viento, ponen en funcionamiento numerosos procesos de erosión. La erosión consta de tres actos:

Desgaste de materiales. La acción de roer, de gastar, provoca una pérdida de sustancia del relieve y una disminución de volumen.

Desplazamiento de los materiales desgastados. Implica el transporte de los mismos.

Acumulación. Unas veces al aire libre, formando conos de deyección, acumulación de derrubios, dunas, etc. y otras en el fondo de un lago u océano, en un proceso de sedimentación. En la erosión se produce, por tanto, destrucción y construcción del relieve. Estas tres fases, correlativas e inseparablemente unidas, es a lo que se le ha llamado erosión. Viers hacía hincapié en la necesidad de precisar el concepto diferenciando:

Agentes de erosión. Los elementos que dan forma al modelado. Algunos poco visibles, como los que actúan en la meteorización (cambios de temperatura…) y otros visibles, como: el agua, que diluye un material o hace rodar los guijarros; el viento, que arrastra la arena; el hielo, que transporta bloques, el hombre, que escalona las vertientes o dinamita una montaña.

Procesos de erosión. Los agentes llevan a cabo su labor de formas diversas según las condiciones y circunstancias. o Zonales. Cuando determinados procesos se vinculan a un clima determinado, o Azonales. Cuando se dan de forma similar en diversos climas.

Sistemas de erosión o sistemas morfogenéticos (o morfogénicos). Son las combinaciones regionales de procesos de erosión que están muy relacionados con el clima. En la evolución de un modelado concreto, en un dominio particular, trabajan determinados agentes, que no lo hacen en otro dominio, y se dan igualmente determinados procesos, que tampoco están presentes en otros ámbitos. 1.1. Los conceptos de ciclo de erosión y erosión normal de Davis El geógrafo norteamericano W. M. Davis, considerado el fundador de la geomorfología, ideó una teoría y el concepto del ciclo de erosión> concibe el relieve terrestre como resultado de una evolución. Davis distinguía tres etapas: juventud, madurez y vejez. El resultado de esta sucesión sería una penillanura. El ciclo de erosión normal. El papel fundamental en la evolución de la erosión se lo asignaba a los cursos de agua,

especialmente a los ríos. Por lo que la erosión “normal”, la fluvial, la más evidente en las regiones templadas húmedas, con drenaje exorreico (al mar). Actualmente esta teoría evolucionó hacia los sistemas morfoclimáticos, dando al clima toda la importancia que tiene, y no a la erosión fluvial. 1.2. Los sistemas morfogenéticos o morfogénicos La geomorfología climática considera que los grandes arrasamientos no son el resultado de sucesivos ciclos de erosión normal, sino que se forman por la actuación sucesiva de varios sistemas morfogenéticos relacionados con variaciones bioclimáticas. La erosión se produce como un sistema de procesos elementales. Un sistema morfogenético es un sistema de relaciones entre procesos, unos dominantes y otros subordinados, que actúan condicionados por una serie de factores, que dependen; de las características de las rocas, de la topografía, del clima y de la vegetación. El clima tiene un papel relevante, pues del él depende que actúe uno u otro agente (viento, hielo…) y su forma de hacerlo. 1.3. Los grandes agentes de erosión El agua encauzada en ríos, los glaciares, las aguas marinas en la costa y el viento son los grandes agentes capaces de realizar procesos morfogenéticos, sin olvidar los seres humanos. 1.3.1. Acción erosiva ejercida por las actividades humanas El papel erosivo del hombre, iniciado con la agricultura en el Neolítico, desencadena o provoca la intensificación de todos los procesos erosivos, favoreciendo los más agresivos. La agricultura es la más importante causa de erosión antrópica, con transformación de la composición y estructura del suelo, con lo que se favorece el inicio de los procesos de meteorización. Las manifestaciones más acusadas de la erosión antrópica son: movimientos masivos en vertientes; truncamiento de suelos, removiendo sus horizontes; acumulación de materiales no fértiles que saturan los cauces de evacuación. La destrucción de la vegetación natural produce también importantes cambios en el balance hídrico y en el régimen de escorrentía, que se hace más irregular, y se avanza hacia una desertización. Otras acciones del hombre que también producen erosión son: construcción de embalses; explotación de minas y canteras; construcción de vías de comunicación, asentamientos urbanos, puertos, etc. La erosión antrópica, pese a todo, tiene poca importancia en la modificación del relieve, con huellas de detalle, pero muy importantes para el futuro de la humanidad. 2. DINÁMICA Y MORFOGÉNESIS FLUVIAL Davis basaba la formación del relieve terrestre en la combinación entre la erosión areolar producida en los interfluvios, donde se inicia la disgregación y el desplazamiento de los materiales rocosos, en forma de partículas y la erosión lineal, que se produce a lo largo del cauce de los ríos, en los lechos, y tienen un papel esencial en el transporte y evacuación de los materiales. Las aguas corrientes completan el ciclo hidrológico de la superficie terrestre. La labor erosiva de las aguas corrientes se lleva a cabo por la arroyada elemental, por los torrentes, los uadis y los ríos, que constituyen los diversos modos de circulación del agua. 2.1. Torrentes y uadis (de circulación esporádica y actividad espasmódica)

Torrentes Los torrentes son cursos de agua cortos que circulan por cauce fijo, de acusada pendiente, de forma temporal. Son episódicos, pudiendo quedar secos durante parte del año.Partes:

Cuenca de recepción. Es la parte alta, con forma de embudo. Se forman en las laderas, ensanchándose con el agua de las lluvias. En ellas la excavación es la forma de erosión dominante.

Canal de desagüe. Lecho principal en el fondo de la garganta. En él hay excavación y erosión lateral, pero la labor dominante es el transporte.

Cono de deyección. Al suavizarse la pendiente cuando llega al valle principal, el torrente pierde velocidad y comienza a depositar la carga que arrastra. Al hacerlo se eleva el lecho y el agua se reparte en canales divergentes yreactiva su capacidad de arrastre. Así se va formando el cono, de gran fertilidad, pero un tanto inestable. El torrente realiza un importante trabajo erosivo, tanto vertical (profundizando el cauce) como lateral (ensanchándolo). La acción erosiva es muy intensa en la cabecera del torrente, que poco a poco se desploma en sentido opuesto a la corriente (erosión remontante).

Uadis Son cursos de agua intermitentes propios de regiones áridas. Poseen un lecho único, en cuyo fondo hay una serie de canales anastomosados (bifurcados), rodeados de bancos de piedra o arena donde puede haber vegetación esteparia.

Aguas abajo, el uadi termina convertido en una serie de canales dispersos. Se organizan en redes, que terminan por ser tramos aislados en una red desorganizada. Algunos llegan al mar con caudal permanente, pero la mayoría acaban en depresiones cerradas por infiltración. 2.2. Los ríos Los ríos son corrientes de agua permanente, que circulan por un lecho y se organiza en redes, realizando una labor de erosión, transporte y acumulación. 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 es igual a las precipitaciones más las fuentes menos la infiltración y la evaporación. La evaporación depende de la temperatura, variando su intensidad de invierno a verano en zonas templadas. En regiones intertropicales es más homogénea a lo largo del año.

Factores Físicos

Altitud. Condiciona el volumen y forma de las precipitaciones y las condiciones climáticas.

Pendiente. Influye en la velocidad y capacidad de carga del río, mayores cuanto más inclinación.

Exposición a los vientos. Afecta a la posibilidad de precipitaciones.

Naturaleza del roquedo. La dureza influye en la capacidad de arrastre, y la permeabilidad en la capacidad reguladora de la corriente.

Biogeográficos

Vegetación. Es el principal factor biogeográfico que incide en el río, además de interceptar parte de la precipitación, actúa regulando los aportes (si es abundante se reduce la escorrentía) y frenando las crecidas.

Humanos, que de forma voluntaria o involuntaria, directa o indirecta, interviene en los ríos. La roturación y el cultivo de tierras, tala de bosques, embalses, etc., intervienen en el régimen y características de muchos ríos. 2.2.1. Nociones básicas de dinámica fluvial La capacidad erosiva del río depende de su potencia, que a su vez es fruto del caudal (condicionado por las precipitaciones y las características de la cuenca) y de la velocidad (condicionada por el relieve, la carga y la forma del lecho). Potencia. Capacidad total del río para erosionar. La potencia bruta es la capacidad total del río para erosionar. Sobre ella actúan fuerzas inhibitorias: el rozamiento del agua, la carga, el choque entre partículas y la energía necesaria para transportar la carga. El resultado es la potencia neta, la que el río puede emplear efectivamente para erosionar. Si la potencia bruta es mayor que las fuerzas inhibidoras, el río excava, si son menores, deposita, mientras que si están en equilibrio, el río transporta, situación ésta de equilibrio hacia la que tienden todos los ríos. Caudal. Es la cantidad de agua que lleva el río en un punto y momento concretos, expresada en m3/s (caudal absoluto) y en m3/s/km2 de cuenca (caudal relativo). El caudal puede ser irregular en diferentes períodos de tiempo. El río puede llevar aguas altas o bajas (valores medios), pudiendo experimentar crecidas y estiajes (máximos y mínimos puntuales), repercutiendo directamente en su acción erosiva. De las características del caudal dependen la ponderación y la regularidad. o La ponderación es la oscilación entre aguas altas y bajas tomando como referencia los valores medios mensuales o diferencias entre crecidas y estiajes. o La regularidad se calcula dividiendo el caudal medio más alto de un período (varios años) por el más bajo del mismo período. Si el resultado es 2 quiere decir que el año de caudal más alto llevaba el doble que el más bajo, si es 3 el triple, etc. Velocidad. Condiciona la potencia erosiva del río. Se mide en m/s, y es mayor en el centro de la corriente y menor en el fondo y laterales, variando en función del caudal y la pendiente. El flujo de agua puede ser: o Laminar, discurre en forma de láminas ordenadas paralelas al fondo, es propio de ríos tranquilos. o Turbulento, el agua forma torbellinos horizontales o verticales de diversos tamaños. Los movimientos turbulentos son muy activos en las crecidas, y son de gran importancia al ser la causa de casi la totalidad del trabajo erosivo del río. 2.2.2. Redes y regímenes fluviales Los cursos fluviales se organizan en redes jerarquizadas y estructuradas que aseguran el drenaje de una cuenca. Cuenca hidrográfica es la superficie del terreno cuyas aguas afluyen a un mismo río. Su límite son las divisorias de aguas, líneas que limitan las aguas que van a un río de las del adyacente. El río resulta de la concentración de aguas de escorrentía de toda su cuenca, tanto las directas de superficie como indirectas, por escorrentía superficial o subterránea. La cuenca teórica comprende todos los drenajes, aunque estén secos, y la cuenca circulante sólo los ríos activos.

Las redes de drenaje están compuestas por un colector principal y una serie de afluentes. Existen muchas redes: poco jerarquizadas, anárquicas, de tipo paralelo, trenzadas, reticuladas, rectangulares, radiales, radiales anulares, etc. El trazado más característico es el dendrítico, donde los afluentes forman un dibujo de tipo arborescente irregular. Los ríos presentan régimen fluvial, según como sea su alimentación predominante, y que caracteriza la forma de producirse las oscilaciones del caudal a lo largo del año. El régimen es consecuencia del clima, siendo el régimen de precipitaciones un factor decisivo en su configuración. Para su representación se utilizan gráficos confeccionados con los coeficientes mensuales de caudal. Regímenes simples. Tienen dos estaciones hidrológicas, una de abundancia y otra de escasez, es decir, una forma de alimentación dominante. Existen tres tipos: o Glaciar. Propio de zonas de alta montaña, con la mayor parte de precipitaciones en forma de nieve. En invierno lleva aguas bajas, y las aguas altas se dan tras la fusión de las nieves. Caudales muy altos durante unas semanas.

Nival: Nival de montaña. Casi idéntico al glaciar, aunque el máximo se da un poco antes (junio) porque la nieve por debajo de las nieves perpetuas se funde antes. Nival de llanura, en clima continental, con precipitaciones sólidas en invierno. Su principal forma de alimentación es la fusión de las nieves, que provoca a veces crecidas catastróficas.

Pluvial. Tipo oceánico. Posee aguas altas en invierno, y bajas en verano por la mayor evaporación. Son ríos regulares. Tropical alimentado por precipitaciones líquidas. Debido al contraste entre estación húmeda y seca, se produce una gran oscilación del caudal, con mínimos en la estación seca. Pero no en clima ecuatorial con lluvias a lo largo de todo el año. También en el clima mediterráneo puede haber períodos de cauces secos en verano. Regímenes complejos. Es en el que se suceden varios tipos de alimentación. Suele ser frecuente para los grandes ríos, que atraviesan en su recorrido zonas climáticas distintas y reciben afluentes que modifican sus características. 3.2.4. Labor erosiva de los ríos Actualmente el río se concibe como una corriente que fluye, no sólo sobre el cauce o talweg, sino sobre una franja superior, los lechos, dando gran importancia a la forma del lecho y al carácter turbulento de la corriente. El trabajo del río como agente modelador consiste en una triple acción de erosión, transporte y sedimentación.

Erosión fluvial o Corrosión. Es la acción química y disolvente del agua sobre los materiales con que entra en contacto, con importantes efectos sobre rocas calizas. o Acción hidráulica. Pérdida de cohesión y arranque de los materiales por el agua, que pueden ser barridos por el agua, río abajo. o Abrasión, o desgaste del fondo y las paredes, efectuada por el choque de los materiales que transporta el río, que puede ser de importancia, configurando los pilacones o marmitas de gigante sobre el lecho rocoso. o Desgaste o rozamiento de los propios materiales transportados, que se redondean, pulimentan o desmenuzan. La turbulencia es muy importante en la erosión, aumentando de forma significativa en las crecidas violentas. o Transporte Las aguas corrientes tienen como actividad fundamental el transporte de materiales. Esos materiales constituyen la carga, o caudal sólido, que se caracteriza por su masa y sus calibres. La cantidad o masa de carga que el río puede transportar por unidad de tiempo define la capacidad del río y la masa de elementos más gruesos define su competencia. Cada río tiene una carga límite 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 río de movilizar materiales, y de mayor tamaño. El río transporta su carga de diferentes formas:

En disolución. Descomposición de las rocas en forma de sales minerales.

En suspensión. Partículas de pequeño tamaño (partículas coloidales, limos o arenas finas), que se mantienen en suspensión gracias a la turbulencia y remolinos de la corriente. La cantidad es muy variable, elevada en ríos de regiones áridas, por la escasa cubierta vegetal, lo que da al río turbiedad y una cierta coloración.

Deslizamiento, rodamiento, saltación (esta última para materiales intermedios) de los materiales más gruesos, de forma discontinua, a impulsos de corrientes rápidas.

A lo largo del curso fluvial se produce una diferenciación, de modo que en el curso alto, de más fuerte pendiente, se movilizan bloques grandes, mientras que río abajo, al disminuir la pendiente, también van disminuyendo el tamaño de los materiales, por decantación y por desgaste. o Sedimentación Cuando el río no es capaz de transportar toda la carga comienza a depositarla. La disminución de la velocidad de la corriente es muy importante en este proceso, al reducir la turbulencia y la capacidad de carga. Es un proceso selectivo, comenzando por materiales de mayor tamaño hasta las partículas más finas. La sucesión de periodos de estiaje y crecida hace que varíe la potencia del río y su capacidad de carga. 3.2.4. Labor erosiva de los ríos Los ríos circulan concentrados en un lecho, que es la parte más excavada de los valles o depresiones drenadas. Las dimensiones del lecho se relacionan con el caudal. En él se distinguen varias partes:

Lecho mayor. Lecho máximo ocupado en las crecidas o aguas altas que ocupan el lecho mayor periódico, de perfil alomado por los resaltes de ribera. Llamado también lecho o llanura de inundación o llanura baja aluvial, cubierto de limos.

Lecho menor u ordinario. Ocupado normalmente por las aguas de estiaje, delimitado por los márgenes, o resaltes de ribera. Suele estar accidentado por aluviones y depósitos de cantos rodados.

Canal de estiaje. Sector siempre sumergido. Tiene un trazado sinuoso con un sector más profundo, llamado surco. El fondo del lecho está constituido por roca in situ, que normalmente está cubierta por materiales. Desde el nacimiento hasta la desembocadura el río va modelando un perfil, cuya pendiente va disminuyendo aguas abajo. Este perfil longitudinal dibuja una curva cóncava hacia el cielo, accidentada por diversas rupturas de pendiente El río va aumentando su caudal desde el nacimiento por aportaciones de otros ríos afluentes, así como la profundidad y anchura de su cauce, disminuyendo la carga. El río tiende hacia un objetivo inalcanzable, el de conseguir el perfil de equilibrio, curva regularizada para que hubiera un equilibrio perfecto entre la capacidad de carga y la de acumulación, siendo capaz de transportar toda la carga sin excavar ni depositar, invirtiendo su energía en vencer el rozamiento sin erosionar, transportar ni sedimentar. El nivel de base es el punto más bajo de cada sector de un río. Si se le considera en su totalidad, es la desembocadura. Si éste desciende, el río activa su erosión de forma remontante, y si asciende, el río realiza un aumento de sedimentación remontante, en distancias pequeñas y con materiales blandos. A lo largo de su evolución, el perfil tiende al equilibrio, produciéndose una regularización que suaviza las pendientes fuertes por ablación y a aumentar las débiles por acumulación. Se realiza por sectores. El nivel de base marca siempre el límite del trabajo erosivo del río. Los lechos fluviales se van modelando a lo largo del tiempo, como consecuencia de la combinación de los procesos de ablación, transporte y acumulación. En todo este proceso tendrá un papel muy importante las características de los materiales por los que el río discurre: o Lechos de erosión. Provocados por la abrasión, cuando los materiales son de rocas duras, muy coherentes o en bloques grandes. La acción del río da lugar a una excavación, así como a fenómenos de pulido, estrías y acanaladuras. Una formación típica son las marmitas de gigantes. o Lechos móviles. Los instalados sobre rocas deleznables o sobre materiales de pequeño calibre, que permite su movilización rápida. Una crecida o una disminución del caudal provocan cambios en la configuración del fondo del lecho y de los márgenes, pudiendo afectar al propio trazado fluvial. Podemos diferenciar tres tipos:

Calibrados. Las tareas de excavado y acumulación se producen en el fondo del canal y no provocan cambios de trazado.

Anastomosados o trenzados. Circulación de las aguas en brazos o canales, separados entre sí por bancos de material aluvial. Esos brazos cambian de posición y presentan confluencias y difluencias entre ellos.

Meandriformes. Presentan un trazado de curvas alternantes, más o menos regulares, que reciben el nombre de meandros. 3.2.5. Meandros y saltos de agua

Meandros Los meandros, definidos como “sinuosidades de trazado de los cursos de agua, que se aparta de su dirección de escorrentía sin motivo aparente, para volver a ella después de describir una pronunciada curva”. Se producen en tramos fluviales donde la actividad erosiva es similar, o superior, a la de acumulación. Se presentan en series de diverso número, pero no aislados. Se forman por la combinación sistemática y alternante a lo largo del lecho de una acción de zapa en una margen (la cóncava del meandro) y la de acumulación en la opuesta (margen convexa). La lámina de máxima velocidad se hace ondulante y se acerca a una u otra margen alternativamente, impactando en ellas en puntos diversos. En la zona donde impacta ejerce una labor de zapa, excavando, mientras que la margen de

enfrente, donde la velocidad es menor, se produce una acumulación de materiales, que alcanza un volumen equivalente al del material excavado en la margen opuesta. El lecho, creciendo por un lado y reduciéndose por el contrario, tiende a curvarse, sin cambiar de anchura. A veces, dos meandros sucesivos llegan a unirse, quedando estrangulado el trazado y formando un brazo muerto, llamado meandro abandonado. Los meandros sólo se desarrollan en terrenos suficientemente deleznables. La mayoría se forman sobre las zonas resultantes de la sedimentación de los ríos, es decir sobre llanuras aluviales. Los meandros encajados en rocas coherentes proceden de la profundización de meandros libres formados anteriormente.

Saltos de agua Son los accidentes que se producen en el curso alto y medio de un río para salvar un brusco desnivel. Si son de grandes dimensiones y se desarrollan en una serie de peldaños conforman cascadas y si son de gran desnivel y con mucho caudal, cataratas. Se forman como consecuencia de la tectónica (por fallas) por cambios de nivel de base del río, o por diferencia de dureza en los materiales. Con el tiempo tienden a retroceder aguas arriba y a suavizarse por efecto de la erosión vertical del río, pudiendo sufrir desplomes por horadamiento de la base del escalón. Si la erosión es fuerte tiende a desaparecer y el río adopta la forma de rápidos, deslizándose con carácter torrencial. 3.2.6. Las formas producidas por acumulación, construcciones aluviales Los materiales que el río deposita reciben el nombre de aluviones. Los principales depósitos dan lugar a tres formas topográficas:

Conos aluviales. Depósitos de la carga de un río cuando éste pierde velocidad al perder inclinación la pendiente en las zonas bajas. Tiene forma triangular, con el vértice superior en la boca del valle y el lado opuesto en tierras bajas. Son de diferentes tamaños, y se forman por la acción de corrientes intermitentes (torrentes), en especial en zonas áridas y semiáridas.

Deltas. La detención del agua de un río al llegar al mar provoca la acumulación de aluviones que forman una plataforma marina por la que el río mantiene su cauce. La mayoría están en litorales con corrientes marinas débiles o inexistentes. Presentas formas variadas: triangulares, digitados, etc., y a menudo tienen varios canales de desagüe. Su velocidad de crecimiento es diversa, pudiendo alcanzar hasta 60 metros por año.

Llanuras aluviales. En el curso medio y bajo, en zonas de poca pendiente, los ríos depositan la carga formando llanuras aluviales o de inundación, amplios valles de fondo plano cubierto de aluviones. También se llaman vegas, donde el río corre por un canal, y a veces inunda toda la llanura, depositando de nuevo al retirarse una fina capa de aluviones. Las llanuras aluviales aparecen, a menudo, interrumpidas por escalones lineales que dejan una especie de peldaños colgados mediante un talud, más o menos abrupto, sobre el lecho, son la terrazas aluviales. Son plataformas planas, extensas y continuas. Para explicarlas, la teoría más generalizada es que las terrazas se fundan en factores climáticos, que han podido provocar variaciones muy grandes en el caudal y la carga de los ríos. Los periodos interglaciares del Cuaternario podrían ser las causantes. Presentan varias formas: Encajadas. Cuando se desarrollan íntegramente sobre los materiales aluviales. Escalonadas, si aparecen talladas sobre la roca in situ. También pueden ser: Simétricas. Con todos los niveles a ambos lados del río. Asimétricas. Cuando el grado de conservación es muy diferente en cada uno de los lados, pudiendo faltar niveles en alguno de ellos. Las terrazas se conservan mejor en los tramos rectos de los ríos y son muy aptas para el cultivo y para emplazamientos urbanos y de comunicaciones (carreteras, vías…). Por encima de la terraza más alta suele aparecer la raña, una superficie horizontal cubierta de canturrales, correspondiente a depósitos de arroyada de finales del Plioceno, anteriores a la formación de terrazas. El encajamiento de los cursos fluviales se produce cuando un río atraviesa una masa rocosa cortándola por una estrecha garganta, en claro desacuerdo con la estructura y el relieve. Existen dos hipótesis para su formación: o Antecedencia. Cuando se considera que la zona en la que existía un curso fluvial sufre un levantamiento lento, durante el cual el río continúa su proceso erosivo, de forma que va quedando cada vez más encajado en el terreno. o Sobreimposición. Sobre una antigua superficie plegada se hubieran depositados sedimentos, que llegaran a fosilizar por completo, y sobre los cuales se desarrolla un curso fluvial, con una trayectoria libre de condicionantes del terreno. Al desmantelarse por erosión los materiales de la cobertera, el río continuaría profundizando con su trayectoria inicial, quedando encajado entre los materiales más antiguos y plegados, en clara discordancia. 4. MORFOGÉNESIS LITORAL La zona costera constituye un medio con características propias, en el que interactúan litosfera, atmósfera e hidrosfera. Es un medio que participa de todas las zonas climáticas, por lo que podemos considerarlo azonal. El principal agente modelador es el agua, en este caso marina, actuando en forma esencialmente horizontal, no lineal, con gran capacidad morfogenética.

El litoral es un medio bastante extenso y abarca una franja por encima y por debajo del nivel medio de las aguas, sometida a la influencia marina. Costa se aplica a la zona que desde el nivel de la bajamar se extiende tierra adentro, con una anchura indeterminada. 4.1. Acción erosiva del mar 4.1.1. Acción mecánica, química y biológica Por medio de las olas, corrientes y mareas se llevan a cabo acciones mecánicas importantes, dada la gran energía que se manifiesta a través de ellas. Las olas al romper producen un violento movimiento de avances del agua, seguido de un retroceso. En él hay una brusca liberación de energía, que hace que la ola actúe contra la costa como agente geomorfológico. Si la ola rompe contra un acantilado, el efecto se ve ampliado. Se introduce violentamente en los huecos llenos de aire, provocando pequeñas explosiones y el retroceso ejerce una succión. Además, las pequeñas rocas y partículas sueltas que moviliza, realizan una labor de ametrallamiento y abrasión. Las corrientes realizan, también, un trabajo erosivo. Su principal acción consiste en arrastrar partículas en suspensión. Aún mayor resulta el efecto 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 actividad química. Producen disolución apreciable en rocas calcáreas, en las que puede dar lugar a fenómenos kársticos. En rocas no calcáreas, como granitos y areniscas, por hidrólisis da lugar a oquedades, al afectar a las componentes silicatados de aquéllas. La presencia de seres vivos también juega un destacable papel. Su acción, mecánica y química, es especialmente notable en las zonas cálidas, donde da lugar a importantes formaciones. Por tanto, en la costa, por acción del mar, se dan varios procesos erosivos importantes: o Acción hidráulica. El agua al golpear contra la roca resquebrajada es capaz de arrancar materiales, desmenuzarlos y transportarlos. o Corrasión. Los fragmentos de rocas de las olas son lanzados contra la costa y esparcidos. o Abrasión. Los materiales se golpean, rozan, etc. o Corrosión. La acción química está muy condicionada por el tipo de roca y las características del agua. 4.1.2. Alternancia de sumersión y emersión En el medio litoral se suceden de forma permanente periodos de sumersión y periodos de emersión que intensifican algunos procesos erosivos: cambios de volumen en rocas capaces de absorber agua (heladizas); cambios de temperatura; acción de cuña (como el hielo), cuando al retirarse el agua, la evaporación hace que las sales, que quedan en los intersticios, cristalice; cambios de presión; procesos de arroyada y transporte. Como principal consecuencia química está la renovación del agua en contacto con la roca, retirándose el agua saturada. 4.1.3. Influencia del medio

Circulación atmosférica. Las características atmosféricas y climáticas juegan un papel importante en la génesis de olas y corrientes. Las latitudes medias tiene mares más agitados con costas que reúnen condiciones para una importante erosión, mientras los litorales de zonas cálidas reúnen condiciones óptimas para formaciones de origen animal (corales) y predominio de la acción química y biológica.

Características del agua. La diferente temperatura y salinidad del agua del mar provoca en mares fríos la gelifracción, y en mares cálidos favorece actividades químicas y biológicas.

Sistemas morfogenéticos según el clima. Según sea el clima de cada zona actuarán diferentes sistemas morfogenéticos que presentarán unos materiales en distinto estado para reaccionar frente a la erosión costera. En regiones tropicales húmedas hay intensa actividad química, que facilita grandes cantidades de materiales para movimientos en masa, mientras que en las regiones frías habrá más materiales fragmentados y fisurados en bloque, debidos a la gelifracción.

Condiciones climáticas. Influye el grado de humedad, que condiciona las precipitaciones, la temperatura, con los ritmos estacionales, y todas las actividades climáticas, sin olvidar que la vegetación también afecta.

Naturaleza del roquedo y estructura 4.2. Principales formas litorales de erosión 4.2.1. De ablación Son las resultantes de la acción del mar sobre el relieve costero, propias de costas rocosas y abruptas.

Acantilado. Escarpe litoral modelado por la erosión marina en zonas montañosas, volcánicas, macizos antiguos y en afloramientos de rocas duras. Existe mucha variedad, dependiendo del tipo de roca, estructura geológica y de la forma de modelado. Tienen una considerable pendiente y una altura variable, entre pocos m a centenares. Los más verticales son los formados por rocas sedimentarias, esquistosas coherentes y eruptivas. En la base muestran una clara línea de ruptura,

que da paso a una plataforma rocosa. Hay que distinguir entre acantilados vivos (batidos por el agua) y acantilados muertos (quedan separados del agua por acumulación de materiales delante de ellos). Hay falsos acantilados, que corresponden a formas producidas por otros sistemas (ej. la parte levantada de un bloque fallado) y sólo están modelados por el mar en su base. En los acantilados aparecen otros accidentes, como arcos, cuevas, islotes, etc. El horadamiento de las olas en su base suele producir derrumbamientos. Plataforma de abrasión. Se desarrollan al pie de los acantilados, en la zona comprendida entre pleamar y bajamar, donde actúan las olas. Tienen forma de rampa de anchura variable, con una pendiente que depende del calibre de los materiales, accidentados por resaltes, escalones y acanaladuras y con frecuencia terminan en una terraza de acumulación, donde puede desarrollarse una playa. Las dos formas van unidas. En su génesis interviene directamente el mar, combinando la acción mecánica con la química, ayudada por las características de la roca. 4.2.2. De acumulación Se originan por sedimentación marina, resultado del balance entre los materiales que llegan a la costa y la capacidad de las corrientes marinas de transportarlos mar adentro, y, en otros casos, por la acción de organismos vivos, animales y vegetales, que fijan los minerales que utilizan para su crecimiento.

Playas Es la más común. Se forma por acumulación de materiales detríticos. Aparecen en todos los mares y latitudes. Todas las playas están formadas por materiales -arenas, gravas, cantos sueltos- que proceden de aportes continentales de los ríos, que por acción marina son triturados y acumulados y las olas y las corrientes se encargan de transportarlos y depositarlos. La superficie está a menudo accidentada por pequeños surcos (ripplemarks) de gran movilidad. El perfil de una playa es ligeramente cóncavo y de suave pendiente. Una parte de la playa está siempre cubierta por el agua y afectada por el oleaje, mientras que otra sólo se cubre en la marea alta. Por el lado de tierra suele acabar en una pequeña elevación, cresta de playa, donde se acumulan los materiales más gruesos. Detrás puede haber un acantilado o una zona de dunas. Hay varios tipos de playas: o Adosadas a la costa:

En forma de arco, entre promontorios rocosos, en ensenadas abiertas, que suelen ser muy duraderas.

Rectilíneas, al pie de un acantilado, se desplazan con facilidad, movidas por las corrientes. Se forman playas al abrigo de cualquier obstáculo, como islotes o escollos, desarrollándose en la cara opuesta a la dirección de la corriente.

Colas de cometa. Formadas a partir de un escollo.

Tómbolos. Formados a partir de islotes cercanos a la costa, que sirven de unión entre el islote y la tierra firme. o Separadas de la línea de costa, las barras costeras. Acumulaciones en costas bajas de zonas llanas. Se forman por efecto del arrastre de materiales provenientes de las playas adosadas, arrastradas por las corrientes de retorno, que al alcanzar un punto se acumulan y constituyen fondos elevados, donde rompen las olas. Están sumergidas, pero si hay aportes importantes llegan a aparecer en superficie. Unas son oblicuas a la costa, unidas por un extremo, flechas, que a veces llegan a cerrar una bahía, convirtiéndola en laguna, que, no obstante suele mantener una abertura (grao) con el mar abierto. Las de mayor extensión, paralelas a la costa, que alcanzan varios km, a veces cientos de km, son los llamados cordones litorales.

Zonas pantanosas y marismas En las costas sedimentan también limos, materiales muy finos, controlados por las mareas, que dan lugar a la formación de zonas pantanosas y marismas. Se trata de limos diversos, viscosos y de composición principalmente arcillosa, ricos en hierro y materia orgánica, que proceden de la erosión marina y de aportes de los ríos. Forman una llanura baja en los fondos de bahía y en zonas más o menos resguardadas. La parte más exterior es pantanosa y susceptible de ser cubierta durante la marea. En regiones tropicales se forman en estas zonas los manglares, con árboles de enormes raíces, que le permiten permanecer en el agua. La marisma es una llanura de acumulación litoral que puede explotarse agrícolamente. Se caracteriza por ser más elevada en la zona próxima al mar, que en la interior, lo que dificulta la evacuación de las aguas continentales, que se estancan en el interior formando turberas. Es importante la acción humana sobre las marismas, con obras encaminadas a desecar para el cultivo estas fértiles zonas, como en los famosos polders holandeses.

Deltas y estuarios Allí se encuentran las aguas dulces continentales, que llegan con mayor o menor turbulencia y aporte de materiales, con las aguas marinas, afectadas por las olas, corrientes y mareas.

Los deltas son formaciones originadas por acumulación de materiales en la desembocadura de ríos caudalosos, donde la labor esencial corresponde al propio río y sólo modeladas por acción marina en su borde externo. Su evolución es compleja. Los elementos más gruesos que el río transporta son depositados cuando la corriente, al llegar al mar pierde velocidad. Van formando capas de fondo y frontales sobre las que, ya de forma subaérea, se depositan las capas superiores. Los estuarios, desembocaduras en las que el río forma un gran canal, flanqueado por acumulaciones sedimentarias, se forman sólo en mares de grandes mareas, pudiendo alcanzar extensiones kilométricas (Amazonas). Presentan formas variadas, limitados unas veces por escarpes rocosos y otras por zonas bajas de acumulación. Siempre se produce en ellos la sedimentación en los márgenes del canal, afectada directamente por las mareas y no suele se homogénea.

Arrecifes coralinos Proceden de restos de seres vivos. Están formados por una acumulación de esqueletos de animales que viven en colonias. Su armazón está formado de políperos, y en sus partes vivas coexisten numerosas asociaciones vegetales y animales. Esta compleja biocenosis (comunidad de animales y vegetales que comparten unas mismas condiciones de vida, en un lugar dado) tiene unas exigencias muy estrictas: aguas a no menos de 18°, claras, bien oxigenadas, con luz y con una salinidad que no esté por debajo de 27 0/00. Son sólo posibles en mares tropicales, salvo que estén recorridos por corrientes frías. Hay tres tipos de arrecifes coralinos:

Arrecifes barrera. Auténtica barrera a una distancia de la costa de hasta decenas de kilómetros. Pueden llegar a tener bastante extensión, y con frecuencia rodean a una isla. El espacio entre la costa y el arrecife de barrera recibe el nombre de lagoon, con fondo plano y poco profundo.

Arrecifes costeros o marginales. Están adosados a la costa, y un leve canal marca el punto de unión. Por el lado exterior se desarrollan las playas.

Atolones. De forma más o menos circular, en cuyo interior hay un lagoon que mantiene un canal con el exterior. Son de pequeño tamaño, sin superar los 50 km de diámetro. El fondo es plano con algunas irregularidades, y las vertientes son abruptas, llegando a grandes profundidades, lo que llevó a la explicación de que muchos se han formado a partir de arrecifes costeros que hubo en unas islas que se hundieron (subsidencia), mientras los corales se mantenían emergidos por su rápido crecimiento. 4.3. Tipos de costas La clasificación de las costas se puede hacer con diversos criterios. Una muy generalizada es la de Davis, que distinguía dos tipos básicos: de hundimiento y de emersión, además de uno neutro, sin variación aparente entre el nivel del mar y del continente, como consecuencia de las variaciones que el nivel del mar ha sufrido en el tiempo geológico. Autores como Coque utilizan una clasificación que da primacía a la acción del mar en el modelado costero, distinguiendo las costas primitivas, poco afectadas por su acción y las evolucionadas, en las que la acción marina es la principal causante del modelado. (la del cuadro>) 5. DINÁMICA Y MORFOGÉNESIS GLACIAR El hielo constituye un agente erosivo de gran importancia. Las masas de hielo se localizan en las áreas más frías del planeta, en las altas latitudes y en las grandes altitudes, un hecho zonal. Los glaciares, resultantes de la acumulación de hielos, son agentes erosivos de notable eficacia. Su marco de acción es más reducido que el de las aguas corrientes, afectando sólo al 10% de la superficie continental, y hoy día están limitados a las altas latitudes y a las zonas más elevadas de las cordilleras. 5.1. Las glaciaciones La tierra ha conocido etapas de enfriamiento sostenido que constituyen periodos glaciares, en los que la persistencia del frío dio lugar a que grandes superficies estuvieran cubiertas de hielo. Se han datado cuatro grandes glaciaciones en el Cuaternario, denominadas en Europa Günz, Mindel, Riss y Würm. Durante las glaciaciones se produjo, por la acumulación de hielos en los continentes, un descenso del nivel de las aguas oceánicas. Por otro lado, los continentes, a causa del peso, sufrieron hundimiento. Al producirse la fusión de los hielos,

el proceso fue de elevación del nivel del mar (movimiento eustático) y ascenso de los bloques continentales libres del hielo (movimiento isostático). Del complejo proceso de movimientos citados quedan huellas en el paisaje, sobre todo costero, donde se aprecian costas levantadas y zonas sumergidas, que antes no lo estaban. 5.2. Formación de los glaciares El hielo glaciar se forma a partir de la acumulación de nieve, que está constituida por cristales microscópicos de agua sólida de muy baja densidad (0,1 gr/cm3). Su propio peso al acumularse la va apelmazando y mediante procesos de fusión y recristalización, originan lo que se llama nevé o neviza, de densidad mayor (0,6 gr/cm3) y, posteriormente, hielo, de densidad entre 0,8 y 0,92 gr/cm

3. Deben de existir precipitaciones suficientes y que la cantidad caída en

invierno supere a la evaporada en verano. Actualmente las condiciones se dan sólo en regiones árticas y polares, y en las montañas por encima del nivel de las nieves perpetuas (que varía con la latitud). 5.3. Tipos de glaciares Los glaciares son masas de hielo que, acumulado en grandes espesores, se comporta como un material plástico y, por influencia de la gravedad, se deslizan desde su lugar de formación hasta zonas más bajas. Hay dos grandes tipos: 5.3.1. Glaciares regionales o inlandsis Enormes extensiones de hielo, con un perfil ligeramente convexo, en forma de casquete, independiente de la superficie que recubren. Parece que para su formación es necesaria la presencia de tierras. Se mueven desde la zona de mayor espesor, cubriendo el relieve de manera uniforme, dejando al descubierto a veces las cumbres más elevadas (nunataks, en esquimal). Llegan al mar, penetrando varios km creando plataformas flotantes que acaban en grandes acantilados de hielo, de los que se desprenden grandes bloques, que flotan en las aguas, los llamados icebergs. Los grandes islansis actuales están uno sobre la Antártida, con centro en el Polo Sur, ocupando más de 13M de km2 y con 4.270 m de altitud y otro sobre Groenlandia, notablemente desplazado del Polo Norte, que no posee tierra emergida, sino que se encuentra sobre un océano. Es mucho menor, con 1,8M de km y su altitud alcanza los 3.420 m. Entre ambos, suman el 99% de la masa de agua en estado sólido del planeta. Los casquetes glaciares mantienen bajas temperaturas (-25 a -40°C), por lo que hay pocos fenómenos de fusión y recongelación. La nieve, que cae en cantidad pequeña, se transforma lentamente en hielo, por lo que están recubiertos de una espesa neviza. La escasa alimentación actual no puede explicar estas vastas extensiones de hielo, por lo que se cree que son herencias del pasado. 5.3.2. 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. o Glaciares locales de casquete, de plataforma, de fjell o simplemente escandinavos. Tienen cierta semejanza con los inlandsis, en pequeño tamaño. Cubren superficies de cumbres por encima de las nieves perpetuas y pueden emitir lenguas de hielo, que se canalizan por los valles. o Glaciares alpinos o de valle. Son los más conocidos y en muchas ocasiones sus características se consideran extensivas a todos los glaciares de montaña. Se forman en zonas de montaña con importantes precipitaciones de nieve. Constan de una zona de recepción y acumulación de neviza, llamada circo, que suele ser un área deprimida entre paredes rocosas, situado por encima del nivel de las nieves perpetuas, desde el que sale, aprovechando un valle fluvial preexistente, una lengua de hielo, que se encaja en el valle y puede alcanzar docenas de km. Son a modo de ríos de hielo, que configuran una especie de red, con afluentes hacia el cauce principal. En algunos casos, la lengua llega hasta la zona llana, saliendo del valle encajado y se expande por ella, en lo que se denomina lóbulos o glaciares de piedemonte (Glaciar Malaespina, Alaska). o Glaciares pirenaicos o de circo. En zonas montañosas que sobrepasan poco el nivel de las nieves perpetúas. Son de pequeño tamaño y con una muy corta, o inexistente, lengua. Los glaciares locales tienen temperaturas próximas a los 0°C, por lo que frecuentemente se dan procesos de fusión y recongelación. Las lenguas suelen estar cubiertas de neviza y surcadas por multitud de grietas (seracs) y oquedades. Debido a la fusión, hay una circulación de agua superficial e interna, que colabora a la erosión, arrastrando materiales. 5.4. Flujo glaciar La masa de hielo de los glaciares se mueve, lo que resulta esencial para que ejerza su labor erosiva. El movimiento se evidencia por algunos signos externos, como la formación de grietas por la tensión del movimiento superficial, por los avances y retrocesos del frente, los desplazamientos de objetos en su superficie, etc. Pero su desplazamiento es muy lento y sin turbulencias, por lo que no resulta perceptible a primera vista. El movimiento comienza cuando el espesor es de unos 15 m y la pendiente de unos 10°. El espesor y la pendiente son decisivos para controlar el flujo de hielo. La velocidad es muy variable y no es uniforme, siendo mayor en el centro y disminuye en los bordes por el roce con las paredes y en el extremo de la lengua por la ablación progresiva (fusión y evaporación de la nieve y el hielo). Parece ser que también disminuye en profundidad.

Las diferencias también afectan a las características dinámicas del glaciar: o Activos. Bien alimentados y rápidos evacuadores. o Tipo pasivo. Lentos y de poco caudal. o Residuales. Estancados, sólo se mueven por la gravedad débilmente (glaciares pirenaicos). Por lo general, en los glaciares simples hay un equilibrio entre la velocidad de acumulación en la parte superior, y la de ablación en la inferior. Suelen mantenerse constantes tanto la longitud como el área transversal del glaciar. 5.5. Labor erosiva del glaciar Aunque el hielo por si mismo tiene poco poder para erosionar rocas compactas, al adquirir movimiento y pasar sobre rocas diaclasadas es capaz de arrancar y arrastrar fragmentos de ellas. Esta carga, que se va acumulando en el hielo, lo convierte en una especie de lima gigantesca, que actúa por abrasión, produciendo estrías y acanaladuras en el fondo y en las paredes, y a su vez va aplanando y estriándose las piedras arrastradas. Sobre las rocas cristalinas y calizas compactas, la acción abrasiva produce un efecto de pulido, que deja la superficie de la roca lisa. En las propias fisuras y grietas de las rocas, se produce gelifracción, cuando hay fusión y recristalización del hielo, lo que contribuye a desgajar fragmentos y bloques, que luego son arrastrados e incrementan la capacidad erosiva. En el fondo, además del efecto de abrasión, puede producirse lo que se llama sobreexcavación, que es la acción de movilización y desalojo de fragmentos de diversos tamaños y que da lugar a una profundización del lecho. La labor abrasiva del glaciar es más intensa en los desniveles del lecho. En los efectos de erosión entran en juego varios factores condicionantes: la pendiente.; la alteración tectónica y periglaciar a que estuvo sometido el roquedo antes de la presencia del glaciar.; la resistencia de la roca subyacente.; el espesor del hielo y la velocidad de desplazamiento.; el volumen y abundancia de los fragmentos transportados. Respecto a la acción erosiva de los glaciares hay diversas posturas: Ultraglaciaristas. Consideran que el hielo tiene una enorme capacidad erosiva y es capaz de excavar profundamente el material preexistente, sea el que fuere. Antiglaciaristas. Consideran que el glaciar es casi sólo un agente de transporte y que el hielo más bien protege el terreno que cubre. mTransaccionistas. Creen que el glaciar es capaz de excavar, pero no crea topografía nueva, propiamente dicha, y tan sólo produce retoques sobre la morfología creada por las aguas corrientes. Las morrenas están constituidas por los materiales rocosos que el glaciar arrastra, y según su posición podemos hablar de:

Morrenas de superficie. Están alimentadas por desprendimientos y avalanchas de las vertientes próximas.

Morrenas laterales. También alimentadas por las avalanchas y desprendimientos de las vertientes donde son más abundantes.

Morrena de fondo, en contacto con el lecho.

Morrena interna. Dentro de la masa de hielo.

Morrena frontal o terminal. La que se sitúa en el frente de avance. También podemos encontrar las de retroceso. El término morrena se utiliza, tanto para los materiales que están siendo transportados en el hielo, como para los que quedan depositados cuando aquél desaparece. 5.5.1. Formas de relieve resultante de la erosión glaciar

Formas de acumulación

Till o tillitas. Cuando los hielos retroceden, se produce un depósito de materiales que acarreaban, con la colaboración de las corrientes de fusión, que se producen en el deshielo. Están formadas por materiales poco desgastados, con estrías, que reflejan el roce entre sí y aparecen desordenados, en una mezcla anárquica de bloques y cantos, envueltos en una matriz arcillosa.

Barros glaciares. De materiales heterogéneos, irregulares, de diversos tamaños y empastados en arena, arcilla o roca pulverizada. Es típico de zonas templadas al retirase los inlandsis.

Morrenas. Ya explicadas en el punto anterior.

Drumlim. Aparecen en las llanuras glaciales detrás de las morrenas. Son como pequeñas colinas lisas como lomos de ballena, de diversos tamaños y de oscura génesis. Están formadas por materiales aportados por el glaciar.

Llanuras fluvioglaciares. Se forman por delante de la morrena terminal. Tienen suave pendiente y una tosca estratificación de depósitos. En ellas aparecen hondonadas, a veces ocupadas por lagos y curiosa formas de

acumulación, resultantes de la acción de corrientes de agua que corrieron por un túnel subglaciar (esker), o entre el hielo y la ladera (kame de terraza), o sobre el hielo, desembocando en un pequeño delta, en la parte exterior del hielo (kame).

Lagos. Se asocian en gran medida a los glaciares, ya que los de este origen son los más abundantes en el mundo. Se dan, tanto en montañas donde hubo pequeños glaciares locales, como en las grandes llanuras cubiertas por los inlandsis cuaternarios (Grandes Lagos americanos). En ellos se deposita materiales procedentes de los glaciares llamados varvas, depósitos alternantes en forma de bandas claras y oscuras de arena y arcilla. Cada par de varvas constituye el depósito de un año, y se han usado para datar las épocas de retroceso de los glaciares.

Formas mayores de modelado La mayor parte de los sistemas montañosos elevados han sufrido la acción erosiva de los glaciares, que, sobre un modelado fluvial previo, han realizado una trasformación de su aspecto y características.

Circo glaciar. Depresión más o menos semicircular, rodeada de paredes abruptas, que presenta gran variedad dependiendo de la intensidad de la glaciación y de las características de la roca. Suelen aparece agrupados, separados tan sólo por un farallón de gran verticalidad llamado arista. La desaparición de las aristas entre varios circos da lugar a un horn.

Valle glaciar. Es el antiguo valle fluvial transformado por la ocupación de la lengua glaciar. El hielo produce un desgaste, ensanchamiento y profundización, que tiende a transformar el perfil en V de los valles fluviales en un nuevo perfil en forma de artesa, o en U. Presentan unos rasgos característicos que los diferencias de los valles fluviales: o El perfil longitudinal es muy irregular, con una sucesión de cubetas separadas por zonas en resalte llamadas umbrales. Las cubetas u hoyas están con frecuencia sobrexcavadas y albergan lagos. o El perfil transversal, con la citada forma de U suele tener también la irregularidad que les confiere las llamadas hombreras, unos rellanos a cierta altura del fondo, que son, a menudo, lugares de asentamiento de pueblos. o El fondo del valle presenta un micromodelado muy característico formado por estrías y acanaladuras, que arañan la roca (las superficies estriadas reciben el nombre de lamiares). También es frecuente encontrar rocas pulidas y aborregadas*, como resultado del paso del hielo sobre una roca resistente. o A menudo, hay valles afluentes del valle principal, que quedan colgados a notable altura, como resultado de la diferente capacidad erosiva de las correspondientes lenguas. En la actualidad, al haber desaparecido los hielos, los ríos que recorren los valles afluentes se precipitan en el valle principal en cascadas. En el caso de los casquetes glaciares, la erosión ha afectado a zonas muy extensas. El hielo fluye en los casquetes radialmente, desde la zona de máxima acumulación, con un movimiento lento que produce un arrasamiento. El resultado final es la formación vastas llanuras y plataformas de topografía suave, en las que aparecen formas similares a las de los fondos de valle de montaña. Estrías, acanaladuras, rocas aborregadas, drumlins y abundantes lagos, además de kame y esker. En los márgenes de los casquetes destacan dos formas características: fiordos y strandflat.

Fiordo. Es una artesa glaciar ocupada por el mar. Los valles, sobreexcavados por el hielo, llegaban al mar a nivel inferior: tras el deshielo, el mar penetra por al valle en brazos muy profundos y de paredes verticales.

Strandflat. Es una plataforma litoral entre el mar y la montaña que, sumergida en parte, se muestra como un archipiélago.

*Las rocas aborregadas suelen aparecer, generalmente en grupos, sobre sustratos de rocas cristalinas que estuvieron cubiertas por glaciares de casquete o en las zonas de los umbrales en glaciares de tipo alpino. El tamaño es muy variable, desde alrededor del metro hasta varios cientos. Su génesis y forma asimétrica se explican como resultado de un mecanismo llamado quarrying: El empuje de la masa de hielo sobre la superficie de un resalte rocoso (A) provoca la fusión del hielo sometido a presión a la vez que la abrasión da lugar al pulido y las estrías en la dirección de flujo (E, señaladas con flechas blancas en la figura 1). El agua así formada migra a la zona B,

donde el despegue de la lengua de hielo crea una zona de baja presión, y penetra en grietas y fisuras. Al decrecer la presión ese agua recristaliza y provoca la rotura de la roca por crioclastia en la zona B además de soldarla a la lengua de hielo, que tracciona arrancando fragmentos y dando así forma a esa superficie quebrada e irregular. En muchos casos se ha podido constatar que también influye la fracturación previa de la roca, pues la orientación de los planos de diaclasas (D, señaladas con flechas amarillas en la figura 1) es paralelo a la cara abrupta de la roca aborregada y tienen la misma dirección que las fuerzas de empuje del hielo, como se esquematiza en la figura 2, facilitando la rotura según esos planos:

6. EL VIENTO COMO AGENTE EROSIVO. El viento, aunque no llega a producir formas de relieve de la magnitud de las anteriores, es un importante agente erosivo, con una actividad morfogenética moderada, que actúa en todas las zonas terrestres, aunque su labor es más acentuada en las regiones áridas, donde es mayor la presencia de materiales sueltos, no protegidos por la vegetación. 6.1. Movimiento del aire El aire, como el agua, se mueve de forma laminar, en forma de hilos paralelos a la superficie, y turbulenta, cuando aumenta su velocidad, sea por variaciones de temperatura o por presencia de obstáculos. La turbulencia del viento es más compleja que la del agua, aunque se puede considerar comparable a la que se da en el lecho de un río. 6.2. Acción erosiva Es posible en cualquier lugar del globo, pero, para que tenga una relevancia, es necesario que se den determinados factores favorables:

Topografía suave. El terreno abrupto reduce la velocidad del viento y, consiguientemente, su capacidad erosiva.

Presencia de abundantes materiales sueltos, resultantes de la meteorización.

Escasa cobertera vegetal, ya que la vegetación espesa y enraizada dificulta la acción del viento.

Poca humedad, dado que ésta aporta cohesión a las partículas y dificulta la deflacción. Las condiciones idóneas se dan en regiones llanas sin vegetación, con poca humedad y con materiales meteorizados sueltos de pequeño tamaño. La temperatura alta del suelo es también favorable al producir mayor turbulencia del aire. 6.2.1. Deflacción El viento realiza una labor de barrido que transporta materiales sueltos de pequeño tamaño. La superficie debe estar seca y existir material suelto sobre ella suministrado por la meteorización, facilitada por la ausencia de vegetación. Las partículas más pequeñas son transportadas en suspensión, y las de mayor tamaño, por saltación y rodamiento. Por saltación se mueve el mayor volumen de partículas, sobre todo arenas, que no suelen sobrepasar los 0’5 mm de diámetro. Los granos más gruesos son rodados. La movilización de partículas sólo se realiza a partir de una velocidad crítica. La importancia del transporte eólico se calcula mediante el caudal sólido del viento, que es el volumen de arena que atraviesa una columna vertical de un metro de anchura y altura ilimitada, durante un año. 6.2.2. Abrasión o corrasión De forma parecida a los glaciares, el viento, a través de los materiales que transporta, ejerce una labor erosiva directa, mecánica, que se produce por el choque contra el roquedo de los fragmentos arenosos que acarrea. La corrasión o abrasión se da especialmente en las partes bajas, cerca del suelo, ya que las partículas más grandes no pueden alcanzar gran altura. La acción es selectiva, va cincelando los materiales según su dureza. En rocas compactas, de grano fino, realiza tan solo acciones de detalle, destacando el limado y el pulido. Una forma interesante que resulta de esta acción son los cantos facetados, que adquieren forma piramidal. Si hay diferencias de dureza en la roca atacada suelen formarse alveolos y resaltes, quedando con frecuencia remetida la base, configurando curiosas rocas de aspecto fungiforme (rocas seta). 6.2.3. Formas de relieve producidas por la acción del viento En las regiones áridas, azotadas por viento frecuente, aparecen multitud de formas de detalle, como las comentadas y también otras de mayor envergadura.

Depresiones de deflación. Suaves hondonadas de diámetro entre algunas decenas de m y varios km, que se forman en zonas llanas. En ocasiones, en climas semiáridos, pueden estar ocasionalmente ocupados por una laguna. Si existe agua subterránea suelen albergar oasis.

Regs. Zonas llanas, donde la deflación ha actuado intensamente, arrastrando los materiales sueltos, hasta dejar una superficie de cantos gruesos, que pueden estar incluso cementados por precipitación de sales, yesos y carbonato cálcico disueltos en agua de saturación.

Dunas. Son las formas más características. Son acumulaciones de arena debidas a la acción eólica. Aunque se dan en cualquier lugar, alcanzan su mayor extensión en los desiertos. La duna se forma cuando un obstáculo fuerza el depósito de los materiales en movimiento, generándose un montículo inicial, que va creciendo. En una duna-tipo se distingue una pendiente suave del lado del viento, de alrededor de 10° de inclinación, por donde ascienden empujados por el viento, y una pendiente brusca a sotavento, de unos 30°, por la que caen los granos por su peso. Podemos distinguir las dunas por su forma y tamaño:

Barcanas. Con forma de media luna, se dan cuando hay vientos más o menos constantes y en una misma dirección. Pueden registrar un movimiento de hasta 15 m/año.

Dunas transversales. Que se alinean como olas, formando ángulo recto con la dirección del viento dominante.

Dunas longitudinales. Paralelas al viento dominante, formando colinas de hasta cientos de metros de altura y km de longitud. En Australia, constituyen los desiertos de barras de arena, de grandes dimensiones. A menudo, los corredores entre dunas pueden estar desprovistos de arena. Llamamos Erg a los campos de dunas, y pueden estar constituidos por cualquiera de los tipos expuestos. Las dunas también se pueden dar en zonas bajas de costa, donde el habitual viento mar-tierra es el causante. Son móviles y a menudo amenazan a las zonas próximas pobladas, por lo que se suelen fijar con vegetación.

Loess. Cubren grandes extensiones en latitudes medias, en zonas no desérticas y están formados por un polvo muy fino, transportado por el viento durante miles de años, que recubren un relieve preexistente. Son de variada composición, predominando los de tipo calcáreo. El material no está estratificado y no guarda relación con el relieve preexistente. Podemos encontrarlo en China, con espesores de hasta 30m, en ocasiones muy erosionados, con profundos abarrancamientos; América del Norte; la Pampa argentina; y en menor medida en Europa. El origen tiene diversas interpretaciones, desde arenas del desierto, hasta harina de roca, tras la desaparición de los glaciares. Como sobre el loess se han desarrollado fértiles suelos negros tienen un gran interés económico.

TEMA 12 GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA BREVE HISTORIA DE LA GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA: en 1913 el autor De Martone introdujo el término Geomorfología Climática; y en 1926 hubo una reunión sobre el análisis de las formas de relieve que supuso el intento más importante acerca del estudio de la problemática de la Geomorfología Climática. Hacia 1950 aparecen los primeros trabajos de Bedel que culminan en 1977 con la publicación del libro Geomorfología 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 ya distinguieron hasta trece zonas morfoclimáticas; más tarde otros autores se unieron con sus estudios al desarrollo de la Geomorfología Climática. CLIMA Y MORFOGÉNESIS LA INFLUENCIA DEL CLIMA EN LAS FORMAS DE RELIEVE: investigaciones recientes han puesto de manifiesto que el clima interviene como factor limitante en la aparición, en la amplitud con la que se dan y en el ritmo e intensidad de los procesos morfogenéticos, y lo hace de forma directa e indirecta, según sea el contacto de la superficie terrestre con la atmósfera. Cuando existe esa cobertera vegetal, las condiciones de meteorización varían y con ellas las de la morfogénesis; 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 enfriamiento, así mismo se interpone en la caída de las precipitaciones con lo que evita los procesos que se producirían 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 desintegradora de las rocas (efecto de las raíces). . Entre los aspectos en los que se manifiesta la relación clima y morfogénesis podemos destacar. Algunos como que las rocas se comportan ante la erosión como duras o resistentes y como blandas o deleznables, pero este comportamiento depende de las propiedades físicas de la roca que puede variar en función del sistema morfogenético en el que se encuentren. También destacaremos que la alternancia de rocas de distinta resistencia a la erosión provoca la actuación de la erosión diferencial, dejando en resalte las rocas duras y haciendo desaparecer las blandas; pero esta erosión diferencial es distinta según sea el clima en el que se encuentren. En los relieves estructurales también se puede observar una diferente evolución sobre el clima en el que se hallen. Por último se puede decir que no hay muchas formas de relieve específicas de un determinado tipo de clima, aunque en algunos sean predominantes unas concretas. PALEOCLIMAS Y HERENCIAS MORFOCLIMÁTICAS LOS CLIMAS DEL CUATERNARIO. Los climas del Cuaternario se han podido estudiar gracias al análisis de las huellas que han dejado en distintos medios (limos marinos, varvas de los glaciares, suelos fósiles, restos prehistóricos…); de todos estos estudios 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 glaciaciones, Günz, Mindel, Riss, Würm; esta última glaciación terminó en un periodo de intenso frío (12ka BP)y desde entonces 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 periodos interglaciares, en los que el clima era más cálido. Al sur de las áreas cubiertas de hielo se establece la existencia de periodos pluviales e interpluviales. En cada dominio morfoclimático se puede observar la existencia de formas que se están originando en la actualidad, llamadas formas vivas, y la de otras cuya formación fue en épocas pasadas y denominadas formas heredadas o relictas.

Los paleoclimas llevaban asociado un característico tipo de vegetación que no tiene por qué coincidir con el actual; ese tipo de clima propiciaba o desfavorecía la actuación de los distintos tipos de erosión, por lo que daba lugar a diferentes formas de relieve. Como norma general se puede afirmar que cuando una determinada forma de relieve no ha podido producirse en las condiciones bioclimáticas de la región en la que se encuentra, es evidente que es una forma del pasado, es decir, una forma relicta. El sistema bioclimático actual es el que permite la conservación o no de las formas que se originaron en el pasado. 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 dominios son poco activos, y estos son los que conservan las formas heredadas (como los dominios desérticos). También en los climas templados se conservan formas producidas durante las glaciaciones. Entre estos dos extremos existen áreas en las que se produce una situación intermedia (sabanas y estepas semiáridas). Cuando conviven formas actuales y formas heredadas se pueden dar dos situaciones: una es que tanto las formas actuales como las heredadas que se hayan formado bajo un mismo dominio morfoclimático serán homogéneas; y otro caso será que las formas actuales y las heredadas sean diferentes por haberse originado bajo condiciones morfoclimáticas muy distintas y el resultado será heterogéneo. LAS GRANDES ÁREAS MORFOCLIMÁTICAS DIVISIONES MORFOCLIMÁTICAS: en 1950 Peltier relacionó dos parámetros climáticos, temperatura media mensual y precipitación total anual, con cinco procesos geomorfológicos: meteorización química, acción de la helad, erosión pluvial, movimientos de masas y acción del viento; así mismo distinguió dos elementos morfogenéticos, los procesos de meteorización y los agentes de transporte. Como resultado de ese análisis propuso nueve regiones morfogenéticas diferenciadas por un conjunto de procesos geomorfológicos característicos. Otros geomorfólogos han tratado de hacer nuevas regiones sin llegar a un acuerdo, además de estos numerosos intentos de dividir la Tierra en dominios morfoclimáticos hay serias dificultades, de las que Tricart destaca tres que hacen que se pueda hablar de tentativa a la hora de establecer los grandes conjuntos morfoclimáticos y las grandes zonas morfoclimáticas de la Tierra. Basándose en criterios climáticos y biogeográficos, Tricart realizó la división morfoclimática de la Tierra en cuatro zonas, con subzonas. A las que hay que añadir la modificación que introduce la altura, dando lugar a pisos morfoclimáticos, junto a zonas y dominios.

LA ZONA MORFOCLIMÁTICA FRÍA: se localiza en las altas latitudes más allá del paralelo 60°; su criterio diferenciador es el frío y las precipitaciones en forma de nieve. Dentro de esta zona se establece una subdivisión en dominios, el glaciar y el periglaciar. - DOMINIO GLACIAR: su característica fundamental es la presencia permanente de hielo, coincide con el límite de las nieves 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 la de las aguas de fusión que aparecen en los márgenes de los casquetes glaciares y por debajo de cierta altura en los glaciares. También la labor erosiva del viento. En el dominio morfogenético glaciar predominan los procesos mecánicos, pero se ven limitados porque los cambios de temperatura son muy escasos y casi siempre por debajo de los 0°C. En este dominio el agente morfogenético 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 de glaciares y casquetes se pueden estudiar en zonas antes cubiertas por los hielos pero en las que hoy han desaparecido y se encuentran fuera del dominio glaciar. - DOMINIO PERIGLACIAR: se encuentra en todas las áreas de clima frío cuyas temperaturas pasan varias veces por el umbral de 0°C (tª de congelación del agua y fusión del hielo), y cuyo régimen de precipitaciones asegura la cantidad necesaria de agua para darse dichos cambios de estado. En el dominio periglaciar (a diferencia del glaciar) existen

suelos y vegetación (de forma escasa, poco desarrollada y discontinua) aunque insuficientes para cambiar el carácter abiótico del medio en el que se desarrolla el relieve. Los procesos: el sistema morfogenético de este dominio se caracteriza por la abundancia de procesos mecánicos de meteorización (gelifracción, gelivación o crioclastia), siendo también importantes los procesos de disolución. Lo esencial del proceso erosivo es la acción de la alternancia hielo-deshielo, y su acción varía en función del tipo de roca; si la roca es porosa el agua penetra por sus poros y al helarse la va triturando hasta formar arenas y gravas (microgelifracción), y si la roca está fisurada el agua penetra por dichas fisuras y al helarse la fragmenta en bloques y cantos angulosos (macrogelifracción). En cuanto a la dinámica de vertientes es muy importante la acción de la gravedad, los desplazamientos en masa, la arroyada de las aguas fundidas y algunas de las acciones de movilización de partículas (crioturbación, pipkrake); todos estos procesos dan lugar a la aparición de abundantes materiales que deben ser evacuados por los cursos de agua (también la nieve y el viento pueden evacuar dichos materiales). Los procesos analizados son predominantes en regiones frías y en la zona en la que el subsuelo permanece siempre helado o se deshiela brevemente en la estación más cálida; este hecho sirve para establecer la primera diferencia dentro de este dominio, y hacer la división entre regiones con pergelisol o permafrost (suelo permanentemente 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 de mayor o menor pendiente, constituido por materiales acumulados; se dan también vertientes de goletz, de aspecto escalonado y horizontal que está separado por abruptos taludes; otra forma son las vertientes de gelifluxión, donde los materiales suelen sufrir desplazamientos en masa; y por último podemos encontrar nichos de nivación, que tienen a su pie un cono de acumulación por crioclastia. En las llanuras periglaciares aparecen unas formas llamadas pingo e hidrolacólitos (montículos producidos por la acumulación de hielo en el subsuelo que al fundirse pueden dar lugar a pequeñas balsas; pueden ser de diversos tamaños). En el enlace entre llanura y montaña destacan importantes glacis de acumulación debido a la acción de aguas de arroyada. Otra formación muy característica son los suelos poligonales, formaciones de figuras geométricas (desde el círculo al hexágono) dibujadas por las piedras removidas por el hielo-deshielo; junto a estas formas aparecen otras denominadas 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 hielo que 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 enlosado nival. Por último, unas formas periglaciares debidas a otro agente erosivo, el viento, son los campos de piedras, la formación de dunas y la acumulación de loess. Tipología de dominios periglaciares: Tricart diferencia tres; uno es el desierto de gelivación (en altas latitudes y no tiene vegetación; sus procesos dominantes son la crioturbación y la crioclastia), el siguiente es la tundra (se da en climas más suaves y húmedos) y finalmente la zona de transición (aparece el bosque pero con permafrost). Las regiones periglaciares actuales estuvieron en su día cubiertas de hielo, por eso podemos encontrar formas periglaciares relictas en las actuales zonas templadas. LA ZONA MORFOCLIMÁTICA DE LATITUDES MEDIAS: se localiza entre la tundra y los desiertos subtropicales y predominan en ella zonas que se caracterizan por tener una vegetación natural de bosque. El dominio templado-húmedo se denomina también dominio forestal de latitud media (climas Cf, Cs, Df y Dc de Köppen) y sus temperaturas son moderadas, la pluviosidad es media-alta distribuida regularmente y el régimen hídrico es estacional. Todas estas características favorecen la formación de suelos bastante bien desarrollados y la existencia de formaciones vegetales; la vegetación se interpone entre los agentes meteorológicos y el roquedo, lo que hace que las acciones de modelado sean indirectas y que la erosión se vea atenuada 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 los bosques frena las acciones 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 relieve que podemos observar hoy serán formas heredadas del pasado. Pero esta zona no es homogénea y se pueden distinguir distintos dominios. - DOMINIO MARÍTIMO: tiene un régimen de precipitaciones regular a lo largo del año y unas temperaturas suaves con reducida amplitud térmica. La acción del hielo es reducida y los ríos tienen un régimen muy regular (clima Cf de Köppen); estas características provocan procesos mecánicos escasos y predominio de los químicos, aunque poco activos por las débiles temperaturas. - DOMINIO CONTINENTAL SECO: el clima es contrastado, con inviernos fríos; la temperatura se caracteriza por su gran

amplitud y las precipitaciones son menos abundantes, alternando el hielo y la aridez (climas Da y Db de Köppen). Los suelos son extensos pero poco desarrollados y la cobertera vegetal es de matorral, lo que reduce la acción protectora, lo que supone que los procesos mecánicos sean más importantes. Los químicos tienen menor importancia. - DOMINIO TEMPLADO MEDITERRÁNEO (TIBIO): también se denomina dominio templado mediterráneo o subdominio mediterráneo (Csa de Köppen). Las alternancias de estaciones secas y húmedas juegan un papel fundamental en la morfogénesis, ya que por un lado provocan dilataciones y retracciones hidroclásticas y por otro superficies de discontinuidad hídrica que facilitan los desplazamientos. Así mismo los ríos tienen un régimen contrastado, con épocas de crecida (erosión y transporte) y otras con épocas de estiaje (sedimentación). Las precipitaciones favorecen las arroyadas, que originan cárcavas y barrancos. La acción de procesos mecánicos es significativa, pero sin predominar sobre las químicas y bioquímicas, aunque menos que en el dominio forestal por la menor presencia de aportes orgánicos. LA ZONA MORFOCLIMÁTICA ÁRIDA O XÉRICA: la sequía es la característica fundamental; sus condiciones climáticas se corresponden con la clasificación BS y BW de Köppen. Sus formaciones edáficas son esqueléticas y de vegetación escasa y xerófila. Se desarrolla en latitudes tropicales y templadas: entre desiertos subtropicales, los de degradación continental y los costeros y de barrera. Los procesos: las acciones mecánicas son los procesos dominantes. Las grandes oscilaciones térmicas llegan a provocar fragmentación en las rocas, y la esporádica presencia de agua y su rápida evaporación produce cambios de volumen en las rocas, lo que se une a la fragmentación. En los desiertos fríos hay que añadir el trabajo del hielo. Los procesos químicos son lentos pero destacables, los de disolución-precipitación; ya que el agua que penetra y se halla en el suelo 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 de mayor tamaño se originan costras. Las aguas corrientes juegan un papel esencial en los procesos morfogenéticos, y suelen ser además de carácter torrencial ya que el terreno sin vegetación no la frena y el suelo es poco apto 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 la sequía del ambiente. Las formas resultantes: la erosión diferencial es muy importante. Los glacis se extienden al pie de algunos relieves estructurales montañosos, se enraízan 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 corriente. Los uadis son cauces o valles secos de las áreas desérticas por lo que sólo corre agua de forma ocasional. Las ramblas son cauces típicos de los países áridos por lo que las aguas sólo corren cuando las lluvias son los suficientemente abundantes. Las hamadas son grandes llanuras planas o muy poco accidentadas en las que no existe dirección fluvial. Los glacis, uadis y hamadas a menudo convergen en depresiones cerradas que suelen encontrarse a menor altura que el nivel del mar (sebjas, depresiones cerradas muy saladas, planas que presentan eflorescencias salinas que impiden el crecimiento de vegetación, que aparece en los márgenes menos salados denominados chott). En esta zona son también muy características las formas debidas a la acción del viento, que las origina por ablación 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 de agua se establece una tipología de dominios áridos. Dominio semiárido o de estepa: se localiza alrededor de los grandes desiertos y en las zonas áridas templadas; coincide con los climas Bs de Köppen. La vegetación y el agua son escasos por lo que la cobertera vegetal no puede proteger de la erosión. La red hidrográfica está más organizada. Además la erosión antrópica (el hombre) que rotura tierras, usa la poca cobertera de alimento para ganado…da lugar a un intenso abarrancamiento y erosión. Dominio árido: extensiones con una escasez de agua importante, lo que provoca vegetación xerófila y discontinua. Las precipitaciones son escasas y coincide con los climas BW de Köppen. No existe una red hidrográfica organizada y el agua circula en forma de arroyada difusa o concentrada. Los procesos fundamentales son debidos a la meteorización mecánica, a la erosión del viento y a las aguas de arroyada. Se desarrollan glacis. Dominio hiperárido: ausencia total de precipitaciones incluso durante años. Los procesos de meteorización son exclusivamente térmicos (termoclastia) o a la acción de los seres vivos o cambios de presión; pero son muy importantes los generados por el viento, aunque su evolución es muy lenta. Hay que hacer mención especial a los desiertos costeros que son consecuencia de las corrientes frías donde la existencia de frecuentes nieblas producen en la roca importantes procesos de meteorización química (hidratación). LA ZONA MORFOCLIMÁTICA TROPICAL: se caracteriza por su elevada y constante temperatura (18°C), el volumen de precipitaciones es abundante, escasa amplitud térmica anual (- de 8°) y coincide con los climas A de Köppen. La diferencia fundamental entre los climas tropicales húmedos es la existencia de estación seca o no> sabana arbórea o selva y bosque denso.

La presencia del calor y las elevadas precipitaciones favorecen los procesos químicos, y las rocas se ven muy alteradas por estas condiciones; los procesos mecánicos apenas se dan. Los caudalosos ríos que recorren esta zona evacuan en suspensión materiales muy finos, resultado de los procesos químicos, y como consecuencia de esto la acción de abrasión de los ríos es muy pequeña. Son frecuentes los rápidos y los saltos. - DOMINIO TROPICAL DE SELVA: se extiende en torno al Ecuador y sus temperaturas son permanentemente cálidas (+18°C), las precipitaciones 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 un bosque denso o selva donde los procesos químicos y bioquímicos son los más abundantes. Las rocas se descomponen constantemente por disolución, hidratación e hidrólisis; estos procesos generan gran cantidad de rocas meteorizadas pero que difícilmente pueden ser movilizadas por los agentes de transporte. En este dominio morfoclimático tiene lugar de forma generalizada el proceso de laterización (el suelo se vuelve laterita, de color rojizo debido al óxido de hierro) por lo que el suelo se vuelve duro y 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 cubierta 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 producidas por la erosión areolar sobre material rocoso granítico), los panes de azúcar (formaciones que sobresalen bruscamente en una superficie plana producto de la erosión diferencial de rocas cristalinas y pendientes muy abruptas), los pitones, los domos graníticos, los mogotes y los pitones kársticos (a modo de torres emergen sobre una superficie llana por la gran cantidad de CO2 contenida en el humus). - DOMINIO TROPICAL DE SABANA: el aspecto morfoclimático fundamental es la existencia de una estación seca. Se corresponde con los climas Aw de Köppen. Aquí los procesos más generalizados son de origen químico, aunque también mecánicos. La sucesión de estación húmeda y seca favorece la aparición de procesos de distinta naturaleza; mientras que cuando llegan las lluvias, después de la estación seca, encuentran una tierra seca y endurecida en la que la arroyada tiene un papel fundamental; en la época lluviosa se observan procesos producidos por la infiltración 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 superiores 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 evaporación por la cual aparecen concreciones que pueden llegar a crear corazas de gran dureza. Cuando el horizonte 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 aumentan el papel erosivo. La erosión antrópica al roturar el bosque ha provocado la aparición de sabana en áreas antes ocupadas por la vegetación de selva. LA MORFOGÉNESIS EN ÁREAS DE MONTAÑA: en todos los tipos de climas existen áreas de montaña que presentan características diferentes de las de la zona climática en la que están insertos. Las montañas muestran un escalonamiento altitudinal en pisos que no se encuentran a la misma altura en todas las montañas debido a distintos factores pero principalmente, la exposición al sol y latitud. La altitud marca claros contrastes en el clima de las montañas, ya que la temperatura del aire disminuye con la altura, las precipitaciones son más abundantes en las laderas expuestas a vientos húmedos, los rayos solares atraviesan menor espesor de troposfera, la amplitud térmica en las montañas es mayor y por último en ellas se forman vientos locales entre el valle y la montaña. En la meteorización física las bajas temperaturas y la abundante humedad favorecen los procesos de gelifracción y la abundante precipitación la de escorrentía; también debido a las bajas temperaturas y a las precipitaciones en forma de nieve se forman hielos y nevé, dando lugar a la aparición de glaciares. Además de la altitud, las pendientes también favorecen la aparición de formas debidas a los fenómenos de ladera. En una misma zona montañosa, las características del clima y por lo tanto de la vegetación, varían con la exposición a los rayos solares. La solana, al recibir más luz, se ilumina y calienta más, por lo que los árboles alcanzan mayor nivel; en cuanto a la vertiente de barlovento, al recibir mayores precipitaciones, también favorece al tamaño de los árboles. Todo esto origina que existan pisos morfoclimáticos y que estos estén a diferentes alturas. - LOS PISOS MORFOCLIMÁTICOS Piso forestal: es la parte inferior de la montaña (según el clima, el límite superior está entre los 600 y los 3000m, en la Península, unos 1800m); aquí la vegetación actúa como filtro de algunos agentes meteóricos, facilita la infiltración de agua de lluvia gracias a las raíces, pero sin embargo también intercepta parte de la precipitación no dejándola caer directamente y atenuando la erosión del suelo. En este piso se dan grandes alteraciones de las rocas y los movimientos

en masa por las vertientes son muy importantes. Los pisos son muy dinámicos. Piso periglaciar: está inmediatamente por encima del forestal, y aquí el agente modelador fundamental es la acción hielo-deshielo. En este piso periglaciar de montaña no suele existir un subsuelo permanentemente helado, pero sí puede darse que una capa de nieve lo recubra gran parte del año, lo que evita la acción del hielo, 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 principal es la mecánica. Piso glaciar: inmediatamente por encima del periglaciar y a partir del nivel de las nieves perpetuas. Se caracteriza por estar cubierto de hielo (casquetes o glaciares) y su agente fundamental también es el hielo, que arranca, transporta y deposita los materiales. Para Tricart, la Geomorfología se puede basar en cuatro principios fundamentales: 1. El relieve está condicionado por el clima 2. En el modelado, se da una marcada diferenciación según el clima. 3. La evolución del relieve es mucho más compleja que la que propuso Davis en su ciclo de erosión y que tras las etapas de juventud, madurez y vejez terminaba en la peniplanación. 4. Nunca se vuelve a una situación idéntica a la de partida.