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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.
3.
4.
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.
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…
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
o
Comportamiento térmico. La temperatura es constante hasta los 18-20 km, aumentando después 3 C cada 1 km. Hay
presencia de ozono que absorbe las radiaciones ultravioletas del Sol, con lo que esta capa puede alcanzar los 100 oC.
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
o
hiela o rompe a hervir. Dividiendo el espacio de variación en cien grados centígrado ( C).
o
b. Farenheit, otros puntos de referencia en la medición; dio un valor 0 F 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
1.
2.
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:
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.
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 radiactivos 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
o
ecuatorial de vientos variables y calmas. Entre 5
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/m 2, 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 NESO, el HS es SENO. 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 (OE) 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 OE, 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(9498%). 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
BS
ESTEPA
Semiárido.
La
evapotranspiración
potencial
supera a la precipitación pero no
la dobla.
BW
DESIERTO
DEFINICIÓN
PRECIPITACIÓN
Limite
climático
cuantitativo
es
e>Pmm
VEGETACIÓN
Herbácea.
Insuficiente Pmm
para los árboles.
Árido. La evapotranspiración Límite
climático Plantas xerófilas.
potencial supera al doble de la cuantitativo
es
precipitación.
e>2Pmm
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 OE), 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
Presiones (BWh)
-
de
Altas
Tª medias elevadas.
Tª extremas acusadas.
Insolación 90%.
humedad inferior 50%
Escasas e irregulares precipitaciones.
Muy breves y débiles.
Fuerte evaporación
Vegetación escasa
Desiertos
(BWn)
Subtropicales
Costeros
Tª regulares y suaves.
Amplitud diaria baja.
Variaciones estacionales T° según
latitud.
Aire saturado de humedad y nieblas
frecuentes.
Vegetación bastante densa.
-
Desiertos de la Zona Templada (BWk)
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
Pmm.
• 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.
• 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 limoarcilloso 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 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.
VEGETACIÓN SABANA (sequía)
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
LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL RELIEVE.
TERRESTRES.
LOS
COMPONENTES
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 2050 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.
Márgenes de destrucción
Cordillera de los Andes
Archipiélago del Japón
Cordillera del Himalaya
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.
 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, potasioargón, 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.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
lacolito
estrato-volcán
colada de lava
mesas/mesetas basálticas
paredes o neck
diques
caldera
lacolito descubierto
 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.
 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 m 3/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,
3
hielo, de densidad entre 0,8 y 0,92 gr/cm . 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.