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TEMA I
LA TIERRA, PLANETA EN MOVIMIENTO Y SU REPRESENTACIÓN
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Situación de la Tierra en el Universo
— El Sistema Solar. Cuerpos que lo forman.
— Un Universo en expansión.
— El conocimiento de la forma de la Tierra y su situación en
el espacio.
2.
Forma y dimensiones de la Tierra.
—
—
—
—
—
3.
Pruebas de la esfericidad de la Tierra.
La Geodesia.
Medición de la Tierra.
Elipsoide y geoide.
Principales propiedades de la esfera.
Los movimientos de la Tierra.
3.1.
Rotación.
a)
Orientación y situación sobre la superficie terrestre.
-
Puntos cardinales.
Red geográfica.
Meridianos.
Paralelos.
Longitud.
Latitud.
Diferente extensión superficial de 1° de latitud y lon­
gitud.
- Velocidad de giro en cada zona terrestre.
15
b)
Consecuencias del movimiento de rotación.
-
3.2.
Fuerza centrífuga.
Efecto de Coriolis.
Alternancia día/noche.
Permite medir el tiempo.
• La hora.
• Los husos horarios.
5.
Los meteoritos.
La representación de la Tierra: Cartografía.
Importancia de la Cartografía en Geografía.
a)
5.2.
Base matemática para la confección de un mapa.
Características del movimiento de traslación.
- Zonas climáticas.
• Intertropical.
• Templadas.
• Polares.
c)
a)
Conclusión: consecuencias geográficas de la esfericidad
de la Tierra y de los movimientos de rotación y tras­
lación.
Cuerpos celestes que afectan a la Tierra.
La escala.
- Definición.
- Escala numérica y gráfica.
b)
Triangulación.
- Situación absoluta y relativa.
- Línea de base.
- Datum.
Consecuencias del movimiento de traslación.
- Sucesión de estaciones.
• Solsticios.
• Equinoccios.
c)
Determinación de la altitud.
- Método barométrico.
- Método trigonométrico.
- Nivelación.
d)
Proyecciones.
- Características.
• Equidistantes.
• Conformes.
• Equivalentes.
- Tipos de proyecciones.
• Cenitales o acimutales;
La Luna, único satélite de la Tierra.
- Características del satélite.
- Giro alrededor de la Tierra.
•
•
•
•
•
16
4.2.
5.1.
b)
4.1.
• Eclipses.
• Mareas.
Traslación.
- Sentido del giro.
- Trayectoria.
- Distancia media al Sol.
• Perihelio.
• Aphelio.
- Velocidad.
- Inclinación del eje terrestre.
4.
- Consecuencias del giro de la Luna alrededor de la Tierra.
Perigeo.
Apogeo.
Fases de la Luna.
Sizigia (conjunción, oposición).
Cuadratura.
Por su posición
Polar.
Ecuatorial.
Oblicua.
Principales tipos
Ortográfica.
Estereográfica.
Gnomònica.
Equivalente de Lambert.
17
INTRODUCCION
Geografía significa descripción de la Tierra. Por eso no es extraño
que tradicionalmente se inicien los tratados de Geografía General
con un capítulo dedicado a analizarla como un planeta situado en
el Universo. El objeto de la Geografía no es, en cambio, la Tierra
planeta, ni por supuesto el Universo, sino justamente la superficie
terrestre, ese complejo espacio en el que se interreiacionan cuatro
medios físicos: la litosfera, la biosfera, la hidrosfera y la atmósfera.
Esto debe quedar muy claro desde ahora. No obstante las carac­
terísticas de la Tierra como elemento del Sistema Solar tienen unas
repercusiones esenciales sobre la dinámica de la superficie, objeto
de nuestro estudio, por lo que analizar su forma y dimensiones,
sobre todo sus movimientos dentro del sistema, son de importancia
primordial para el conocimiento geográfico.
1.
SITUACIÓN DE LA TIERRA EN EL UNIVERSO
Durante un larguísimo período de tiempo los hombres desco­
nocieron el lugar que nuestro planeta ocupaba en el espacio, e
incluso que estaba dotado de movimiento así como su forma y
dimensiones. En la actualidad cuando hay seres humanos que han
podido llegar a la Luna y enviar naves a puntos aún más lejanos
y se han podido obtener fotografías de la Tierra desde el espacio,
nuestro conocimiento del Universo sigue siendo pequeño. Conoci­
miento en el que se multiplican las hipótesis científicas y en el que
queda mucho por saber, a pesar de los avances espectaculares. En
cambio hoy tenemos una serie de certezas que nos parecen obvias
19
y elementales. Así, cualquier colegial sabe que la Tierra es un planeta,
que gira alrededor de! Sol con su satélite la Luna. Que forma parte
del Sistema Solar y que el Sol es una estrella, que junto con otras
miles de estrellas constituyen una galaxia, la Vía Láctea, que a su
vez no es más que uno de los billones de galaxias que componen
el Universo (figura 1.1).
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Figura 1.1. El Sistema Solar en septiembre de 1975. Los trozos indican ia parte de
la órbita por debajo del plano de rotación de la Tierra.
El Sistema Solar, formado por si Sol, que rige su atracción
gravitatoria, nueve planetas con sus correspondientes satélites, un
número desconocido de meteoritos y cometas y cientos de asteroides,
es sólo una mínima parte de la Via Láctea, una galaxia que constituye
un sistema, que tiene la forma de una lente delgada, y gira sobre
su ej^ menor (cuadro 1.1).
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1
21
Sus dimensiones son enormes. Se miden por la velocidad de
propagación de la luz, que es de 300.000 km ^. y se calcula que
su eje mayor tiene la longitud equivalente a 100.000 millones de
años-luz.
Todo el sistema gira como una unidad, con un doble movimiento,
uno en torno a sí mismo y otro centrífugo, que nos va acercando
a toda velocidad a la constelación de Cefeo. Todas las galaxias que
constituyen el Universo están en movimiento, se alejan en todas
direcciones, lo que hace creer que el Universo todo está en expan­
sión, desde el momento en que hace 10 ó 20.000 millones de años
la gran masa en la que se contenían todas las galaxias actuales
estalló y lanzó sus fragmentos girando en el espacio (este instante
es el llamado big bang).
Esta moderna imagen del Universo procede de fecha muy reciente,
de 1924, cuando el astrónomo norteamericano Edwin Hubble de­
mostró que nuestra galaxia no era única, e incluso calculó las
distancias a nueve galaxias. Más tarde pudo com probar que, además
de existir muchas galaxias, se movían y al m edir los espectros de
todas las que aparecían más lejanas, las longitudes de onda eran
cada vez mayores, presentando una desviación hacia el rojo, que
demuestra que el Universo no es estático, sino que está en expansión.
Esta es una de las grandes revoluciones intelectuales del siglo xx,
pieza clave de la búsqueda de una teoría del Universo, en la que
cientos de científicos se afanan aún.
El proceso hasta llegar al estado actual de conocimientos ha sido
largo y penoso. Al hombre le costó mucho tom ar conciencia de
cómo era y dónde estaba la Tierra.
En el siglo vi a. de C. comenzó a dudarse de que la Tierra fuera
plana. Pitágoras pensó que si la Luna mostraba en todas sus fases
un perfil curvo, debería ser redonda y no sería extraño que la Tierra
tuviera idéntica forma. Aristóteles, observando los eclipses, llegó a
la conclusión de que la Tierra era esférica, puesto que la forma
proyectada sobre la Luna era siempre redonda.
En el siglo iii a. de C., Eratóstenes fue capaz de calcular el
perímetro de la Tierra, y lo hizo con una admirable aproximación.
Observó que en Siena (en el valle del Nilo), en el solsticio de verano
los rayos del Sol eran perpendiculares a las 12 horas, pudiendo ver
el Sol reflejado en el fondo de un pozo. En cambio, el mismo día,
en Alejandría, a 800 kms. de distancia, los objetos proyectaban una
sombra a las 12 horas que equivalía a una inclinación de los rayos
solares de 7°. Pensó que si 7 grados equivalían a 800 kilómetros y
la Tierra fuera una esfera, los 360° de perímetro de la misma medirían
sobre 45.000 kilómetros (lo calculó en estadios con la aproximación
22
que hemos transcrito a kilómetros). Nótese que el perímetro real es
de 40.075 km.
En cambio, después de tales atisbos de genialidad vinieron tierppos de oscuridad. La vuelta a los clásicos del Renacimiento hizo
resurgir el interés por estos temas. Colón, en su intento de probar
la esfericidad terrestre, se embarcó en su colosal aventura y Ma­
gallanes sería el primero en demostrarla, al circunnavegarla en 1522.
Al desconocimiento de la forma se unía el de la situación. Ptolomeo es considerado el prom otor de la idea de que la Tierra ocupaba
el centro del Universo, girando en torno a ella los cuerpos celestes,
en órbitas esféricas concéntricas, y permaneciendo en la última esfera
las estrellas fijas.
Copérnico, partiendo de los clásicos, llegó a la afirmación de que
la Tierra se mueve, y que, como los demás planetas, gira alrededor
del Sol. Pero hasta que esta idea estuviera admitida y afianzada
entre la humanidad transcurrió mucho tiempo y costó no pocos
sufrimientos a algunos de sus defensores [Giordano Bruno, Galileo,
etc.).
Los trabajos de Kepler y Newton fueron decisivos para llegar al
conocimiento actual de la Tierra como cuerpo espacial y del Sistema
Solar en el que se encuentra. Adentrarnos en este apasionante estudio
nos alejaría de nuestro objetivo, que es la Tierra.
2.
FORMA Y DIMENSIONES DE LA TIERRA
La Tierra es una gran esfera. Esta forma, como hemos visto, fue
advertida ya por los grandes pensadores griegos, aunque tardó mucho
en aceptarse en nuestra cultura.
En la actualidad disponemos de fotografías tomadas desde satélites
artificiales, que evidencian la forma esférica; hay otros múltiples
argumentos que aportan pruebas a favor de la afirmación con que
iniciábamos este apartado. A modo de ejemplo citaremos algunos:
— Siempre que se produce un eclipse de Luna, la Tierra proyecta
una sombra curva.
— Cuando en el horizonte marino vemos alejarse un barco parece
que se hunde hasta desaparecer, efecto que sólo puede darse
si el cuerpo sobre el que están barco y observador es esférico.
— Si miramos desde el Ecuador la Estrella Polar, la vemos sobre
el horizonte, pero al ir avanzando hacia el Norte, llega un
23
momento (en el Polo Norte), en que la estrella queda situada
verticalmente sobre el observador.
— El peso de un objeto está relacionado con la distancia que lo
separa del centro de la Tierra, por la gravedad. Si un mismo
objeto pesa igual en diversos puntos del globo, esto ocurrirá
porque es esférico.
— Si se observan con instrumentos de precisión dos postes de
igual altura situados a 1 km. de distancia entre sí y se traza
la recta supuesta entre ambos, luego se alinea un tercer poste
y se hace la misma operación entre el primero y el tercero,
se observará que la nueva recta va por debajo de la anterior,
lo que constituye otra prueba de la esfericidad (figura 1.2).
que midieron un arco de meridiano de 57 minutos en Laponia,
resultando ser mayor que otro igual, medido en París. En cambio,
otro arco de tres grados medido en el Ecuador resultó ser menor
que en París.
El propio Newton, al interpretar el experimento de Richer, que
encontró una inesperada diferencia entre la oscilación del péndulo
en París y Cayena, dedujo que esta diferencia se debía a que la
Tierra no es perfectamente esférica, sino que, por causa de la IFuerza
centrífuga, sufre un ensanchamiento en el Ecuador.
La figura, cuyo perímetro es de 40.075 km., se define como un
elipsoide de revolución, es decir, la figura de un sólido engendrada
por una elipse que gira alrededor de su eje menor. Es una figura
imaginaria, en la que se borran las diferencias que hay en la superficie
terrestre entre los fondos oceánicos y los relieves más elevados. En
un intento de precisión aún mayor se define como geoide, que es
también una figura imaginaria, que equivale a la esfera, cuya superficie
sería el nivel del mar de los océanos y su prolongación bajo los
continentes, sin solución de continuidad. Las líneas de elipsoide y
geoide no coinciden exactamente. El geoide se puede imaginar como
una superficie ondulada de forma irregular. Dicha forma ha variado
a lo largo de la historia de la Tierra y continúa haciéndolo, puesto
que es suficientemente deformable como para registrar cambios en
la velocidad de rotación (figura 1.3).
l
Esfera
Hay una disciplina científica cuyo objeto es la determinación de
la forma y dimensiones de la Tierra. Es la Geodesia. A la Geografía
le interesa de forma marginal.
En 1967, la Asociación Internacional de Geodesia adoptó los
siguientes valores de medición de la Tierra:
Radio ecuatorial:
Radio polar:
Radio medio:
6.378,16 km.
6.356,77 km.
6.367,75 km.
Estas cifras prueban que no se trata de una esfera perfecta, sino
que está ligeramente achatada, con un índice de aplanamiento cer­
cano a 1/300. (Marte, Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno también
presentan un cierto achatamiento).
El achatamiento se atribuye a la fuerza centrífuga, que provoca
en la Tierra, que es un tanto plástica, una deformación, para lograr
el equilibrio entre las fuerzas de gravedad y de rotación. Fue puesto
de relieve ya en el siglo xviii, gracias a dos expediciones francesas
24
i
No obstante podemos considerar a la Tierra como una esfera y
aplicarle sus propiedades, sin correr riesgo de grandes errores. Las
propiedades más destacables de la esfera son:
25
— Si se corta en dos mitades, la intersección del plano con la
esfera es un círculo.
— Si un plano corta a una esfera pasando por su centro, sea
cual sea la posición, se obtiene un círculo máximo, que es el
mayor que puede trazarse en una esfera.
— Por dos puntos de la superficie de una esfera sólo puede
pasar un círculo máximo, salvo que correspondan a los dos
extremos de un mismo diámetro, en cuyo caso son infinitos.
— La distancia más corta entre dos puntos de la superficie de
una esfera, es un arco de círculo máximo.
— Un círculo máximo corta a otro dividiéndolo en dos semi­
círculos.
El hecho de que la Tierra sea una esfera es de una trascendencia
enorme. Esta forma, unida a los movimientos que realiza y que van
a ser el objeto de estudio de nuestro siguiente apartado, va a
condicionar la vida y las características climáticas del planeta. Por
otra parte, la necesidad de representar la superficie de la Tierra
sentida desde la antigüedad, encuentra en el hecho de la esfericidad
una de sus principales dificultades; acabaremos el tema analizando
las formas que encuentra la Cartografía para vencer los problemas
que este hecho plantea.
3.
3.1.
a)
Rotación
Orientación y situación sobre la superficie terrestre
La Tierra gira en torno a su eje polar y emplea en el giro completo
23 horas, 56 minutos y 4,09 segundos. Cada punto de la Tierra
recorre 360° en este giro, que se produce a una velocidad consi­
derable y en sentido Oeste a Este (por eso vemos salir el Sol por
el Este y ponerse por el Oeste).
De lo que acabamos de exponer se deduce claramente que el
movimiento de rotación nos sirve para situarnos en el espacio y en
el tiempo.
En primer lugar podemos orientarnos; con sólo observar el punto
por donde el Sol sale y se pone, sabemos dónde están los llamados
puntos cardinales (Norte, Sur, Este y Oeste). Los puntos de referencia
fijos y válidos para toda la superficie terrestre son los polos, es
decir, los extremos del eje de rotación, que sirven de base para
trazar la red geográfica.
La red geográfica es un entramado sobre la superficie terrestre
de líneas llamadas meridianos y paralelos, cuya finalidad es localizar
con exactitud matemática cualquier punto de la superficie (figura 1.4).
Los meridianos son arcos de círculo máximo cuyos extremos
coinciden con los polos. Cada meridiano mide 180° y dos opuestos
constituyen un círculo máximo.
LOS MOVIMIENTOS DE LA TIERRA
Situados sobre la superficie terrestre no tenemos conciencia de
que nos movemos; a pesar de la evidencia de la evolución del Sol
y la Luna a lo largo del día y de la noche, resultó más sencillo
para el hombre pensar que eran ellos los que se movían, antes que
aceptar que lo hacía la Tierra.
Pero la Tierra se mueve en el espacio, y lo hace con dos
movimientos principales: gira sobre sí misma alrededor de un eje
imaginario y gira alrededor del Sol, describiendo una curva casi
circular (una elipse) llamada órbita terrestre, a lo largo de un plano,
que es el plano de revolución de la Tierra, o plano de la eclíptica.
Figura 1.4. Red de meridianos y paralelos.
26
27
Los paralelos son círculos completos, que se obtienen por la
intersección de planos perpendiculares al eje de rotación. Uno sólo,
el Ecuador, es un círculo máximo, que divide la Tierra en dos mitades
iguales, o hemisferios.
En ambos casos el número que se puede trazar es infinito.
Meridianos y paralelos se cortan en ángulo recto.
Sobre este entramado se puede localizar cualquier punto con toda
precisión, por el sistema que consiste en medir por un lado la
distancia angular entre el paralelo en que esté el punto a localizar
y el Ecuador, y por otro entre el meridiano en cuestión y uno que
se toma como referencia con el valor 0° y que se denomina de
Greenwich (por el observatorio del mismo nombre, situado al Oeste
de Londres). Los valores obtenidos se denominan coordenadas del
punto y vienen definidas por dos valores: longitud y latitud, que
corresponden a las mediciones citadas.
La longitud puede definirse como el ángulo que forma el plano
del meridiano de un lugar con el meridiano cero, o como el arco
de paralelo medido en grados entre un punto y el meridiano cero.
Observando la figura 1.5 se deduce fácilmente que todos los puntos
situados sobre un mismo meridiano tienen la misma longitud. Ésta
puede ser Este u Oeste, y comprendida entre O y 180°.
La latitud es, en cambio, el ángulo comprendido entre el plano
del Ecuador y el que pasa por un punto de la superficie y el centro
de la Tierra. La latitud puede ser Norte y Sur, con valores com ­
prendidos entre cero grados (en el Ecuador) y 90° en cada uno de
los polos. También puede definirse como el arco de meridiano
medido en grados entre un punto y el Ecuador. Todos los puntos
de un mismo paralelo tienen la misma latitud (figura 1.5).
La extensión lineal de un grado de longitud y latitud varía. En
el Ecuador un grado de paralelo tiene 111,322 km. (el resultado de
dividir los 40.075 km. de perímetro ecuatorial por 360° de la cir­
cunferencia). Pero según ascendemos en latitud el tamaño disminuye;
así a los 60° de latitud la extensión de un grado de paralelo es de
55,8 km. y a 90° es cero. Por el contrario, los grados de meridiano
son sensiblemente iguales, con la única salvedad de la deformación
que hemos comentado en la forma esférica, que está ligeramente
achatada. A 0° de latitud un grado de meridiano mide 110,5 km. y
a 90° 111,7 km. (cuadro I.2.).
Naturalmente, con la latitud varía también la velocidad del giro,
dada la forma esférica. Es máxima en el Ecuador y mínima en los
polos. Cada punto de la Tierra recorre 360° en el día, pero como
hemos visto, no son de igual extensión en kilómetros. Por tanto,
sobre el Ecuador un punto recorrerá 40.075 km. y a 60° N. y S. tan
sólo 20.088 km. (55,8x360).
CUADRO 1.2
EXTENSIÓN DE UN GRADO DE MERIDIANO Y DE PARALELO SEGÚN LA
LATITUD
Figura 1.5. Longitud y latitud. E! ángulo a corresponde a ia longitud del punto x /
el ángulo p a su latitud.
28
LATITUD'^
EXTENSIÓN DE UN GRADO DE
MERIDIANO. KM
EXTENSIÓN DE UN GRADO DE
PARALELO. KM
0
110,56
111,32
10
110,60
109,64
20
110,70
104,65
30
110,85
96,49
40
111,03
85,39
50
111,23
71,70
60
111,41
55,80
70
111,56
38,18
80
111,66
19,39
90
111,70
0,00
29
Así, la velocidad del movimiento en el Ecuador es de 1.700 km/
hora; en el paralelo 60° es de 85 km/hora y en los polos es cero.
b)
Consecuencias de! movimiento de rotación
El movimiento de rotación hace que se generen una serie de fuerzas
que afectan a los objetos situados sobre la superficie. La fuerza
centrifuga tiende a separar los objetos, pero su efecto es contra­
rrestado por la fuerza de la gravedad (como es bien sabido ésta
consiste en que los cuerpos son atraídos entre sí de forma direc­
tamente proporcional a su masa, e inversamente proporcional al
cuadrado de la distancia que los separa). El resultado del efecto de
estas dos fuerzas es una variación en el peso, que es más reducido
en el Ecuador.
Un segundo efecto muy importante es el conocido como efecto
de Coriolis o fuerza de CorioHs. Consiste en que todo móvil sobre
la superficie terrestre sufre una desviación, que es hacia la derecha
en el sentido de su marcha en el Hemisferio Norte y a la izquierda
en el Hemisferio Sur. Esta desviación produce importantes efectos
sobre la circulación de los vientos y de las corrientes marinas, que
veremos en los capítulos siguientes (temas V y VI).
Como consecuencia del movimiento de rotación, todo punto de
la Tierra sufre una alternancia entre un período de iluminación (día),
y otro de oscuridad (noche), que coinciden con un período de
calentamiento y otro de enfriamiento, ya que la luz, como el calor,
tienen el mismo origen; el Sol.
Gracias a la rotación, todos los puntos de la Tierra reciben una
cantidad de luz y calor necesaria para la vida. Veremos que existen
diferencias muy notables de unos lugares a otros, pero nunca tan
grandes como las que habría entre la mitad iluminada y la mitad
en tinieblas permanentes, si no hubiera rotación. También veremos
cómo a lo largo del año hay importantes cambios en la duración
del día y de la noche para las distintas zonas terrestres.
La última consecuencia trascendental del movimiento de rotación
es que nos permite medir el tiempo. La unidad de medida es el
día, período que tarda la Tierra en girar sobre sí misma.
El día se ha dividido en 24 horas, de modo que una hora es el
período que tarda la Tierra en girar 15°.
El centro del día, o mediodía, es el momento en que el Sol está
en el punto más alto de su recorrido «aparente» en torno a la Tierra.
Como es natural este punto coincide para todos los lugares situados
a lo largo de un meridiano, pero varía de unos lugares a otros,
según la longitud a que se encuentren.
30
Figura 1.6. Mapa de husos horarios de! mundo. Tomado de Stahier.
31
Dado que la Tierra gira de Oeste a Este, si desde el meridiano
cero, en el que suponemos son las doce horas, nos desplazaramos
hacia el Este, tendríamos que adelantar una hora el reloj por cada
15° recorridos, mientras que si lo hiciéramos al Oeste, tendríamos
que retrasarlo en igual medida.
Las necesidades de la vida moderna hacen imposible mantener
la hora real de cada lugar, por lo que se han adoptado los llamados
husos horarios. La Tierra está dividida en 24 husos horarios en los
que se toma la hora media para todo el huso y que son un tanto
irregulares sobre los continentes, para adaptarse en lo posible a las
fronteras políticas, de modo que en un mismo país se evite tener
un elevado número de horas diferentes. Tan sólo los países muy
extensos (Canadá, Rusia, USA, Australia) tienen varios husos horarios
y, por tanto, varias horas oficiales. La hora oficia! se basa en un
meridiano de referencia. Se toma la hora real de este meridiano y
se aplica de forma arbitraria a un amplio territorio. Cada país procura
tener para todo su territorio una sola hora oficial, salvo los muy
extensos. Normalmente se adopta como hora oficial la del huso
horario en que se halle comprendida la capital del Estado, salvo
que por intereses comerciales o culturales prefieran utilizar la del
huso próximo. Por ejemplo, en España la hora oficial corresponde
a la del huso de Europa Central (figura 1.6).
Los meridianos esenciales son ei de Greenwich y el llamado de
medianoche, que es el de 180°. En 1884, la Conferencia Internacional
sobre Meridianos acordó fijar en él, aunque con algunas desviaciones
para evitar problemas de horario en tierra firme, ia línea .de fecha
astronómico es el tiempo transcurrido entre dos pasos sucesivos de
la Tierra por un mismo punto, medido respecto a las estrellas fijas
y el año solar es el tiem po transcurrido entre dos equinoccios).
El movimiento se efectúa de Oeste a Este, coincidiendo con el
de rotación, hecho general en casi todos los planetas y satélites del
sistema Solar.
La trayectoria que describe la Tierra es una elipse de muy pequeña
excentricidad, en uno de cuyos focos se sitúa el Sol. A lo largo del
recorrido la Tierra está a una distancia media del Sol de 150 millones
de kilómetros, estando a 147 millones de kilómetros en el momento
de mayor proximidad o perihelio y a 152 millones en el momento
de máximo alejamiento o aphelio. La velocidad media a la que la
Tierra gira es de 107.000 km/hora.
No podemos detenernos en los principios y leyes que rigen este
movimiento, vamos a analizar, tan sólo, algún aspecto de trascen­
dentales consecuencias geográficas.
Si nos fijamos a lo largo del año en la salida y en la puesta del
Sol, veremos que paulatinamente va cambiando de lugar. Si fuéramos
fijando en cada momento la posición del Sol, obtendríamos que
recorre un círculo oblicuo, y, por tanto, inclinado con respecto al
Ecuador. Esto ocurre por una sencilla razón: ia Tierra gira indinada
sobre el piano de traslación o plano de ia eclíptica.
internacional.
De lo expuesto se desprende que si conocemos la hora real que
es en un lugar y podemos saber la hora que es en ese mismo
momento en Greenwich, podemos deducir la longitud exacta a la
que se encuentra el lugar. E, inversamente, si conocemos la hora
de Greenwich y la longitud del lugar, podemos determinar la hora
solar.
3.2.
a)
Traslación
Características del movimiento de traslación
Es el segundo movimiento. En él la Tierra realiza un giro completo
alrededor del Sol, en el que invierte 365 días, 5 horas y 48 minutos
con 45,6 segundos, período al que se llama año (se puede hacer
una matización entre el año astronómico y el año solar. El año
32
33
El eje terrestre presenta una inclinación con relación al plano de
la eclíptica de 23° 27'. Es decir forma con este plano un ángulo de
66° 33'. Esta inclinación se mantiene de forma constante y el eje
siempre apunta en la misma dirección. Por tanto, a lo largo del giro
efectuado alrededor del Sol, habrá un momento en que se dirija
hacia el Sol y otro en que lo haga en sentido contrario (figura 1.7).
b)
Consecuencias del movimiento de traslación
De este hecho se derivan importantes consecuencias, las princi­
pales son la sucesión de estaciones y la delimitación de zonas
climáticas.
Si observamos la figura 1.8, vemos destacados cuatro momentos
clave para la vida en la Tierra.
22 Junio
X
22 Diciembre
22 Septiembre
Figura 1.8. Posición de la Tierra con respecto al Sol en el momento de los equinoccios
Y solsticios. Obsérvese cómo varia la posición de la mitad iluminada con relación a
los Polos.
34
En torno al 22-23 de diciembre los rayos del Sol son perpen­
diculares al plano tangente a la supeficie terrestre en el Trópico de
Capricornio (paralelo situado a 23° 27' de latitud Sur) (A). En este
momento la línea que delimita la parte iluminada de la Tierra de la
que no lo está, es tangente a dos paralelos situados a 66° 33' (Circulo
Polar Ártico y Antàrtico respectivamente). En el Ecuador hay una
igualdad entre día y noche, ya que la línea de iluminación lo divide
por la mitad. Pero fuera de esta latitud, hay una notable desigualdad
entre el día y noche en toda la Tierra. En el hemisferio Norte es
mayor la zona oscura que la iluminada, por tanto los días son mucho
más cortos que las noches, y tanto más cuanto más nos acercamos
al Polo Norte. A partir del Círculo Polar Ártico (66° 33') reina la
noche permanente, no se ve salir el Sol.
La situación en el Hemisferio Sur es la opuesta: días más largos
que las noches y desde el Círculo Polar Antàrtico al Polo Sur un
día de 24 horas. Es el solsticio de invierno, momento en que se
inicia esta estación para el Hemisferio Norte.
En torno al 22 de junio se da una situación idéntica pero invertida
(C). Es el momento del solsticio de verano. Entonces, los rayos del
Sol son perpendiculares al plano tangente a la superficie terrestre
en el Trópico de Cáncer (23° 27' Norte). Por tanto, en el Círculo
Polar Ártico el día tiene 24 horas de luz, mientras que en el Antàrtico
es la noche la que tiene esta duración. Salvo en el Ecuador, es
máxima la desigualdad de duración entre día y noche, pero ahora
en el Hemisferio Norte, donde comienza el verano, los días son más
largos que las noches y en el Sur ocurre al revés. Entre el Hemisferio
Norte y el Hemisferio Sur las estaciones se presentan invertidas.
Los Trópicos de Cáncer y Capricornio son la latitud máxima en
la que los rayos del Sol son perpendiculares al mediodía en algún
momento del año, alcanzando éste una altura de 90° sobre el ho­
rizonte. Por encima de esta latitud nunca se alcanza la verticalidad.
En cada Trópico el movimiento aparente del Sol oscila entre estos
dos momentos, en que alcanza la máxima y mínima altura. Cuando
llega a la vertical parece que se para y vuelve hacia atrás, por eso
a este momento se le llama solsticio (de sol-l-stare).
Los otros dos momentos clave son los llamados equinoccios.
Alrededor del 22 de marzo se produce el equinoccio de primavera
(B) (comienzo de la primavera para el Hemisferio Norte). Los rayos
del Sol son perpendiculares al plano perpendicular a la superficie
terrestre en el Ecuador (círculo máximo perpendicular al eje terrestre).
Por tanto, la línea que separa la mitad iluminada de la oscura en
la Tierra, pasa por los polos. Todos los paralelos terrestres quedan
35
divididos en dos semicírculos iguales y, consiguientemente, en todas
las latitudes el día y la noche tienen la misma duración (12 horas)
(la palabra equinoccio significa igual noche, del latín aequus nox).
La altura del Sol sobre el horizonte es máxima: 90° en el Ecuador.
En el resto de la Tierra la altura coincide con la latitud (90° menos
la latitud del lugar considerado).
En torno al 22 de septiembre se produce el equinoccio de otoño
(D), en el que la situación es idéntica pero invertida.
A partir de los equinoccios comienza para los polos un día o
una noche de seis meses de duración, que va extendiéndose hasta
el momento del solsticio, en que llega a alcanzar a los Círculos
Polares.
A partir de estos cuatro momentos, observando la figura 1.8,
podemos deducir con facilidad cuál será la situación en las etapas
intermedias para todos los puntos del globo.
La sucesión de estaciones es de enorme importancia. Si la Tierra
no girara inclinada, exponiendo alternativamente sus hemisferios al
Sol, las cosas serían muy diferentes. En todos los lugares la duración
del día y de la noche sería igual todo el año, no habría estaciones.
Por el contrario, como consecuencia de la inclinación hay, como
hemos visto, estaciones, y además, a partir de los paralelos signi­
ficativos que hemos resaltado (Trópicos y Círculos Polares), se pueden
delimitar cinco zonas climáticas-.
— Una zona intertropical. Situada entre los Trópicos. Se carac­
teriza porque los rayos solares alcanzan la máxima verticalidad, que
nunca logran fuera de ella. La duración entre el día y noche es
sensiblemente igual a lo largo del año, con una oscilación mínima.
El calentamiento diurno supera al enfriamiento nocturno, es la zona
Figura 1.9. Incidencia de los rayos solares sobre la superficie terrestre, consecuencia
de su esfericidad. Compárese la superficie calentada en cada caso por ei mismo
volumen de rayos, así como la parte de atmósfera atravesada.
cálida.
de la noche, unida a la extrema oblicuidad de los rayos solares,
explica las bajas temperaturas de estas zonas frías (figura 1.10).
— Dos zonas templadas. Entre los Trópicos y los Círculos Polares.
A ellas los rayos solares llegan mas oblicuos cuanto mayor es la
latitud y por tanto con una energía calorífica menor, ya que han de
atravesar mayor espesor de atmósfera y calentar mayor superficie.
Además, hay una notable oscilación de la duración del día y la
noche a lo largo del año y según la latitud. Todo ello hace que
estas zonas conozcan grandes variaciones de temperaturas, que, no
obstante, se mantienen, en general, moderadas (figura 1.9) (tema IV).
— Dos zonas polares. Limitadas por los Círculos Polares a 66°
33' N. y S. Allí la desigualdad día/noche llega al máximo, alcanzando
en los polos una duración de seis meses continuos. La larga duración
c)
Conclusión: consecuencias geográficas de la esfericidad de la
Tierra y de los movimientos de rotación y traslación
Recapitulando sobre todo lo expuesto hasta aquí, podemos con­
cluir destacando los hechos más importantes, desde el punto de
vista geográfico:
— El hecho de la esfericidad de la Tierra hace que los rayos
solares incidan de forma perpendicular tan sólo en torno al
Ecuador y hasta la latitud de 23° 27' (por la inclinación del
36
37
— En definitiva, como consecuencia última, se definen sobre la
superficie terrestre unas zonas climáticas que condicionan la
vida sobre el planeta, dándole una notable diversidad y riqueza
(figura 1.10).
eje terrestre), mientras que según aumenta la latitud hacia los
polos la oblicuidad va siendo mayor, con las repercusiones
consiguientes en cuanto a capacidad energética (figura 1.9).
Al girar sobre sí misma, hecho que permite una fácil orientación
y localización, así como un sistema cómodo para medir el
tiempo, produce una serie de efectos de los que destacamos:
• Que los móviles sufren una desviación en su desplazamiento
(fuerza de Coriolis).
• Que hay una sucesión alternativa de períodos de iluminación
y caldeamiento (día) y de oscuridad y enfriamiento (noche),
para todos los puntos de la Tierra.
- Al girar alrededor del Sol inclinada sobre su eje hace que se
produzca una sucesión de estaciones climatológicas, que afec­
tan sobre todo a las latitudes por encima de los Trópicos, en
las que las diferencias entre la duración del día y la noche
son cada vez más acusadas, según nos aproximamos a los
polos, al tiem po que se acrecienta la oblicuidad de los rayos
solares.
Polo N.
4.
CUERPOS CELESTES QUE AFECTAN A LA TIERRA
4.1.
La Luna, único satélite de la Tierra
La Luna es un pequeño satélite cuyo diámetro es de aproxim a­
damente una cuarta parte de la Tierra (3.475 km) y cuya masa es
de alrededor de la octava parte de la misma, por lo que la fuerza
de gravedad en su superficie es mucho menor que la de la Tierra.
Gira en torno a nuestro planeta a una distancia media de 381.500
km. describiendo una órbita elíptica, en sentido Oeste a Este, con
su eje de rotación aproximadamente paralelo al terrestre. La Tierra
ocupa uno de los focos de esta elipse, que es mucho más excéntrica
que la órbita terrestre. Así en el perigeo (momento de máxima
proximidad) su distancia es de 356.000 km. y en el apogeo (momento
de máximo alejamiento) es de 407.000 km.
Zona Polar
Zona Templada
Zona
Intertropical
Oposición
(sizigia)
Zona Templada
Zona Polar
Figura 1.10. Zonas climáticas de la Tierra.
38
Figura 1.11. Posiciones relativas de la Luna, la Tierra / el SoL Órbita lunar.
39
En su movimiento alrededor de la Tierra nos muestra siempre la
misma cara, porque el tiempo que emplea en girar sobre su eje
(rotación) es igual al que utiliza en realizar el giro en torno a la
Tierra (traslación), con una duración para ambos de 27 días, 7 horas,
43 minutos y 11,5 segundos (referido a una estrella fija, si lo referimos
al Sol tarda 29 días y medio). Según sea la posición que ocupa con
relación a la Tierra y al Sol se nos presenta con diferente iluminación,
que no es propia, sino reflejo de la luz solar. Estas diversas formas
son las denominadas fases de la Luna.
Cuando el Sol, la Luna y la Tierra se encuentran alineados,
aproximadamente en línea recta se dice que están en sizigia; que
será conjunción si Sol y Luna están al mismo lado de la Tierra y
oposición si ésta está en medio. Por el contrario, si entre los tres
forman un ángulo recto, se dice que están en cuadratura (figura
1.11).
Durante los momentos de sizigia pueden producirse eclipses, que
serán de Sol en la conjunción y de Luna en la oposición. Es uno
de los efectos de Tierra y Luna. Mayor importancia tiene otro fe­
nómeno que afecta a la Tierra, que veremos en el tema de los
Océanos: las mareas. Las mareas son el único efecto directo y
demostrado de la Luna sobre la Tierra.
5.
5.1.
LA REPRESENTACIÓN DE LA TIERRA. CARTOGRAFÍA
La importancia de la Cartografía en Geografía
Desde sus orígenes la Geografía ha estado vinculada a los mapas,
a la Cartografía, que constituye una ciencia independiente de enorme
importancia. En un curso inicia!, en que tratamos todos los grandes
apartados de la Geografía, no es posible ni siquiera una mínima
profundización en este tema, pero dada la importancia que para el
geógrafo tienen los mapas, vamos a analizar de forma muy breve
cómo se resuelve el problema de representar en plano una superficie
curva, dado que la Tierra es una esfera. Veremos también lo que
significa la escala, las fases que se siguen para levantar un mapa
y los tipos de mapas más importantes.
El hombre no puede captar de forma directa, no ya la realidad
del globo terrestre, ni siquiera el conjunto de su propia ciudad, por
lo que es imprescindible representar la superficie terrestre sobre la
que vivim os para poder «abarcarla» con la mirada. Inicialmente surgen
dos problemas esenciales, uno el del tamaño, que se resuelve con
la escala y otro el paso de la curva al plano, que se resuelve con
los sistemas de proyección.
4.2.
Los meteoritos
De los restantes cuerpos celestes, tan sólo los meteoritos afectan
a la Tierra. Son cuerpos, metálicos unos (compuestos de hierro puro
y algo de níquel) y pétreos otros (formados por silicatos), que se
suponen restos de un cuerpo planetario similar a la Tierra, que se
desintegró (su estudio se utiliza para descifrar las características del
interior de nuestro planeta).
Se trasladan en órbitas independientes alrededor del Sol y a
menudo son interceptados por la Tierra, precipitándose en la at­
mósfera. La mayoría son muy pequeños y se volatilizan. Los más
grandes han llegado hasta la superficie, habiendo dejado incluso la
huella de su impacto (ejemplo cráter meteor de Arizona). Los grandes
cráteres lunares que se aprecian con un telescopio sencillo, son
resultado de la caída de grandes meteoritos, que no son frenados,
dado que la Luna no posee atmósfera, por lo que llegan a la superficie
y se hunden, explotando posteriormente.
40
5.2.
a)
Base matemática para la confección de un mapa
La escala
El mapa es una representación convencional de la configuración
superficial de la superficie terrestre. Como toda representación debe
guardar una relación de tamaño o proporción con el objeto real.
Esta proporción viene dada por la escala, que es la relación de
reducción entre las distancias reales y las del mapa.
La escala numérica se expresa como una fracción, en la que el
numerador es la unidad y el denominador indica el número de veces
que cualquier medida del mapa es mayor en la realidad. Así, si la
escala es 1:100.000 y medimos en centímetros, quiere decir que un
centímetro sobre el mapa equivale a 100.000 cm. en la realidad, es
decir, 1 cm. = 1 km. Se denomina gran escala a la que tiene pequeño
denominador y pequeña escala a la que lo tiene grande. Los mapas
de escalas más grandes se denominan planos.
41
La escala puede ser numérica y gráfica. La gráfica consiste en
representar en un segmento la equivalencia en metros, kilómetros,
etc. que permite medir directamente distancias sobre el mapa, con
sólo trasladar la medida realizada sobre la escala gráfica (figura 1.12).
1:50.000
1000 m
Figura 1.12.
5 km
2
-4^
-
Escala gráfica en una hoja del Mapa Topográfico Nacional a escala
1:50.000.
Gracias a la escala no sólo es posible medir distancias lineales,
sino también superficies, ya que las figuras representadas son se­
mejantes y por tanto sus áreas son iguales al cuadrado de la razón
de semejanza.
Sm/Sr = (1/x)^
Siendo:
= denominador de la escala.
Sm = superficie medida en el mapa.
Sr = superficie en la realidad.
X
Por tanto:
Sr = Sm • x^.
Para confeccionar un mapa previamente a la elección de la escala
hay que llevar a cabo una serie de operaciones, que constituyen,
junto a la escala, la base matemática del mapa.
b)
Triangulación
De cualquier punto terrestre podemos conocer su posición relativa
y su posición absoluta. Supongamos unos exploradores que llegan
a una tierra poco conocida. Allí encuentran tres puntos clave: dos
montañas y una laguna. Si logran medir la distancia entre cada punto
pueden levantar un plano de situación, en el que marcar, mediante
un triángulo, las distancias entre los tres lugares y tener, por tanto,
su situación relativa. Si por métodos astronómicos se pueden obtener
42
las coordenadas geográficas de uno de ellos tendríamos la situación
absoluta.
Para levantar mapas reales se procede del mismo modo. Se deben
establecer las posiciones relativas de varios puntos clave, a los que
luego se añaden puntos secundarios y con mucha menor precisión
un número indefinido de puntos menos importantes.
La primera operación consiste en medir una línea de base. Es
decir, medir con toda precisión una línea recta y larga, de hasta
varios kilómetros. (Hoy se hace con instrumentos electrónicos y
anteriormente con una cinta métrica especial, que no sufre m odifi­
caciones con la temperatura.)
Sobre la base así medida se realiza una triangulación, que consiste
en cubrir la zona a cartografiar de una red de triángulos, cuyos
vértices serán los citados puntos de referencia. Una vez conocido
el valor de la base, si, desde los extremos, medimos dos ángulos,
lanzando una visual con el teodolito sobre un tercer punto, tenemos
los elementos clave para desde allí trazar cuantos triángulos que­
ramos, ya que conociendo un lado y dos ángulos de un triángulo,
conocemos los otros dos lados y el tercer ángulo.
Los extremos de la base tienen que enlazarse con un punto
fundamental que se establece como origen de todas las coordenadas
de la red y que constituye el llamado datum. La triangulación no
es el único método para iniciar la cartografía de un territorio, pero
es, sin duda, uno de los más utilizados.
c)
Determinación de la altitud
Después de conocer la posición absoluta de los puntos clave es
necesario saber su altura. Para ello hay tres métodos:
— Barométrico. Muy sencillo de realizar, pero con grandes riesgos
de error (se basa en la disminución de la presión con la altura
que veremos en el tema V).
— Trigonométrico. Poco preciso. Consiste en hallar el desnivel a
partir del ángulo de la pendiente y la distancia.
— Nivelación. Utilizando el aparato llamado nivel, que consiste
en un telescopio montado horizontalmente, con un nivel de
burbuja en el tubo. Se establece una superficie de nivel, que
suele ser el nivel medio del mar en calma y a partir de ella
se van realizando mediciones, enfocando horizontalmente hacia
la pendiente desde un punto de mira elevado hasta 4 m. Es
un método lento y costoso, pero de gran precisión. En la
actualidad hay métodos mucho más rápidos a partir de la
fotografía aérea, pero no tan precisos (figura 1.13.)
43
Escala
vertical
Proyección
globular.
Proyección
ortodròmica.
Figura 1.13. Medición de altura por nivelación. Conocida la altura del punto «x» para
averiguar la del punto «y» se sitúan en ambos puntos dos escalas graduadas. Con
el nivel se lanza una visual horizontal y se mide la altura que alcanza en ambos.
h (y )= h (x )+ a -b .
Una vez conocidas las coordenadas geográficas
clave hay que trasladarlas al plano. El paso de
constituye la red geográfica a una superficie plana
esencial de la cartografía; se resuelve mediante las
d)
de los puntos
la retícula que
es el problema
proyecciones.
Proyección
de Mercator.
Proyecciones
Por geometría elemental sabemos que hay una serie de figuras
geométricas desarrollables, es decir, que si se cortan por determi­
nadas líneas se pueden desenvolver y desarrollar, dando lugar a una
superficie plana. Son ejemplos el cono o el cilindro. Pero la Tierra
es una esfera y por tanto pertenece al grupo de figuras no desa­
rrollables, no se puede cortar y desenvolver a lo largo de una recta,
de modo que si hemos de «estirarla» sobre una superficie plana
quedará deformada, siendo imposible la proyección perfecta.
Si se pretende representar una parte muy pequeña de la superficie,
la distorsión puede ser mínima, pero ésta aumentará según lo haga
la superficie a representar, llegando al máximo si se pretende abarcar
todo el globo (figura 1.14).
44
Proyección
estereográfica.
Figura 1.14. Deformaciones según el tipo de proyección (de Eckertj.
La proyección consiste en pasar al plano la red de meridianos y
paralelos. Existen multitud de sistemas de proyección, sin que se
pueda decir que haya uno perfecto, sino más o menos adecuados
a las necesidades. Las deformaciones pueden afectar de forma es45
pecial a las superficies, a los ángulos o a las distancias. Hay sistemas
que conservan las distancias a lo largo de direcciones especiales,
son los equidistantes. Otros conservan los ángulos, o sea que las
líneas en la esfera forman al cortarse el mismo ángulo que en la
representación plana. Son proyecciones conformes. Éstas conservan
la forma de la figura representada, pero entrañan grandes cambios
de superficie. Las proyecciones de este tipo son muy útiles para
representaciones de carácter general, pues reflejan bastante bien las
características físicas.
Por último, hay proyecciones que conservan la superficie de
cualquier figura, es decir, conservan las áreas. Son equivalentes. En
ellas cualquier extensión, grande o pequeña, tiene la misma superficie
en el plano que en la esfera a igualdad de escala. Naturalmente,
las deformaciones de los ángulos, sobre todo en los bordes, son
considerables.
Según lo que se pretenda del mapa, serán más útiles unas u
otras. Por ejemplo, en un mapa de navegación es esencial medir
ángulos, por tanto necesitamos una proyección conforme. Si interesa
medir distancias desde un punto, se preferirán equidistantes y si se
desea representar la distribución de un fenómeno (por ejemplo las
áreas de bosque) buscaremos una equivalente.
— Cenitales o acimutales. Resultan de proyectar la superficie del
globo sobre un plano, desde un cierto centro de perspectiva (un
ejemplo práctico consistiría en hacer una réplica de la red de me­
ridianos y paralelos terrestres en alambre, introducir una bombilla y
proyectar la sombra de la red en la pared. El punto de mira, la
bombilla en este caso, puede situarse en el interior, en la antípoda
de lo que se desea representar, o, incluso, en el exterior).
Tipos de proyecciones
Se pueden clasificar en cuatro grandes grupos (figura 1.15):
Figura 1.15. La mayor parte de las proyecciones se resuelven considerando a la Tierra
inscrita en un cicHndro, un cono o trasladada a un plano.
46
47
Estas proyecciones poseen simetría radial respecto a un punto
central. Toda recta trazada desde el centro hacia el exterior, coincide
con un círculo máximo.
Según la posición que tengan respecto al globo, pueden ser de
tres formas:
• Polar, si el plano de proyección es perpendicular al eje terrestre.
• Ecuatorial, si el plano es paralelo al eje, o sea, perpendicular
al Ecuador.
• Oblicua, si el plano es perpendicular a cualquier punto inter­
medio.
Entre las más importantes proyecciones cenitales se pueden citar
las ortográficas, estereográficas y gnomónicas, que difieren por la
localización del foco desde el que se realiza la proyección (figura
1.16).
Hay otros tipos de proyecciones cenitales entre las que destaca
la equivalente de Lambert, muy generalizada (figuras 1.17, 1.18 y 1.19).
90°
—
Sistemas de proyección cónicos. En este caso se proyecta la
red geográfica sobre un cono que se desarrolla sobre un plano.
Se caracteriza porque los meridianos aparecen como rectas y los
paralelos como arcos de círculo concéntricos. Resulta especialmente
útil para zonas situadas en latitudes medias, siendo imposible re­
presentar por este sistema la totalidad del globo.
Figura 1.18. Ejennplo de proyección estereográfica.
90°
í 1 1f
0°
60°
30°
^
I f
15'
f 7
90°
Figura 1.17. Ejemplo de proyección ortográfica. A. oblicua. B. Ecuatorial.
48
B
Figura 1.19.
E jem plo de p ro y e c a o n gnom onica.
49
Entre los muchos tipos de proyección cónica, la más sencilla es
la simple, que es tangente al globo en un paralelo, el único que
conserva la escala. Una modificación de la misma consiste en hacer
el cono tangente a dos paralelos (figura 1.20).
Muy utilizada y difundida, porque su error en la escala es muy
pequeño, es la llamada proyección cónica conforme de Lambert, en
la que una recta trazada sobre el mapa resulta muy aproximada a
un segmento de círculo máximo.
Si se utilizan varios paralelos de base, por medio de varios conos,
se obtiene una proyección poUcónica.
él la escala aumenta rápidamente. Es conforme. Muy utilizada en
navegación y en mapas mundi, a pesar de no ser recomendable
por la deformación que produce en las altas latitudes (figura I. 21).
—
Sistemas de proyección cilindricos. En este caso se proyecta
la red geográfica sobre un cilindro, para desarrollarla luego en un
plano.
En las proyecciones cilindricas los paralelos aparecen como rectas
con un espaciamiento más acusado según nos alejamos del Ecuador.
Los meridianos aparecen con idéntica separación, es decir, paralelos
entre sí. Es muy útil para latitudes bajas y para mapas de conjunto.
Las más generalizadas son: la proyección de Mercator, en la que
los meridianos son paralelos. Sólo mantienen su separación real en
el Ecuador, al que el cilindro es tangente. Según nos alejamos de
0°
30“
60°
90°
60°
30°
Figura 1.21. Ejemplo de proyección cilindrica. Proyección de Mercator.
Figura 1.20. E¡emplo de proyección cónica simple
50
La transversal de Mercator, llamada U.T.M. (Universal Transversa
de Mercator) o conforme de Gauss, consiste en utilizar un cilindro
tangente a un meridiano, a lo largo del cual la escala se mantiene
constante (figura I. 22).
51
801
Figura 1.22. Proyección U.T.iV!.
—
Otros sistemas de proyección. Hay otras importantes proyec­
ciones que no se ajustan a los tres tipos citados. Son especialmente
utilizadas para mapas mundi. Las más interesantes son:
I
I
• Homolográfica (o de Mollweide) que conserva las áreas. Los
paralelos aparecen como rectas (el Ecuador doble que el me­
ridiano central) y los meridianos, salvo el central que es recto,
como arcos de elipse.
• Sinusoidal. Muy similar, salvo que los meridianos aparecen como
curvas sinusoidales.
• Homolosena. Resultado de combinar las dos anteriores. Los
paralelos son rectas y en cuanto a los meridianos utiliza uno
como central para cada continente (figura I. 23).
Hay otras muchas cuya simple enumeración parece innecesaria.
El geógrafo necesita conocer las características de las más im por­
tantes, que serán las que más utilice. Sabemos que la mejor repre­
sentación de la Tierra es el globo, pero, puesto que es inevitable
el uso de mapas, hemos de tener muy claro que debemos elegir
el que mejor se adecúe a nuestros fines, para lo cual hay que
prestar atención a la proyección utilizada en su confección.
Figura 1.23. Proyecciones complejas. A. proyección homolográfica. B. proyección si­
nusoidal. C. proyección homolosena.
52
53
5.3.
Base geográfica para la confección de un mapa
Todo lo hasta aquí visto constituye la base matemática de la
elaboración de un mapa. Hay además lo que podemos llamar base
geográfica, que consiste esencialmente en la representación del re­
lieve y de la planimetría.
La representación del relieve o altimetría, problema esencial en
cartografía, es uno de los campos en que más se ha perfeccionado.
Ha habido múltiples métodos más o menos rústicos para representar
el relieve, como los perfiles abatidos, que ya usaron los babilonios,
o el sombreado con pequeños trazos, o simplemente el hacer apa­
recer las cotas de altitud en el mapa.
El sistema más perfecto y generalizado es el de las curvas de
nivel o isohipsas, consistente en unir con una línea todos los puntos
del terreno que tienen la misma altitud, en relación a la base de
referencia, que se establece previamente y que con frecuencia no
es otra que el nivel del mar. Es como si supusiéramos el relieve
cortado por planos horizontales paralelos entre sí (figura I. 24).
En cada mapa se mantiene constante la separación entre las
curvas de nivel, que recibe el nombre de equidistancia. Ésta es
elegida, por lo general, en m últiplos de 10, teniendo en cuenta las
características del terreno y la escala del mapa. En el Mapa Topo­
gráfico Nacional de escala 1:50.000 la equidistancia es de 20 m.
Las isohipsas se trazan a partir de la medición de cotas en el
terreno. Cuanto mayor sea el número de acotaciones, mayor será
la precisión del mapa. En la actualidad, los avances de la fotogrametria
permiten el trazado directo de curvas de nivel, a partir de la fotografía
aérea.
El mapa de curvas de nivel deja de ser expresivo a partir de
escalas de 1:500.000, aproximadamente. A partir de estas escalas lo
más frecuente es representar el relieve por medio de tintas hipsométricas, que consisten en dar el mismo color a los espacios com ­
prendidos entre los intervalos elegidos, por ejemplo de O a 200 m.,
de 200 a 500, etc. De esta forma suele aparecer representado el
relieve en la mayoría de los atlas.
En los mapas de isohipsas es frecuente hoy añadir un sombreado,
que consigue un buen efecto plástico y facilita la rápida observación
del relieve. El sombreado puede hacerse con luz cenital (imaginando
el foco sobre el mapa) o procedente del NW, que aunque es falso
(en nuestra latitud la iluminación real solar procedería del SE o SW),
consigue un buen efecto óptico (figura 1. 25).
Existen otros numerosos métodos, muchos de ellos hechos a
base de combinar varios sistemas, lográndose, en algunos, efectos
de gran belleza, e incluso pictóricos.
La representación de la altimetría por medio de curvas de nivel
nos permite medir, directamente sobre el mapa, alturas, pendientes
y levantar perfiles topográficos. Al geógrafo le resultan esenciales
para la interpretación del paisaje y el análisis de las formas y
características del relieve.
La representación planimétrica da una riquísima información. In­
cluye los diversos accidentes del terreno con su rotulación. De éstos,
unos son naturales (hidrografía, vegetación) y otros resultado de la
acción humana (cultivos, carreteras, pueblos, ciudades, etc.). Algunos
son inexistentes en la realidad (límites administrativos).
Según las características y, sobre todo, la escala del mapa, se
Figura 1.24. Representación de! relieve por curvas de nivel.
55
54
incluye mayor o menor número de accidentes, cuya representación,
que es en forma de símbolos, se explica en la llamada cartela o
leyenda del mapa.
Por último, todo mapa (excepto los llamados mudos) lleva ro­
tulación, es decir, se incorporan nombres que ayudan a la lectura
e interpretación, pero que cartográficamente representan un problema,
dado que «tapan» el terreno. Se juega con colores y tamaños de
letras y, por supuesto, se seleccionan según las características y la
escala del mapa.
En Geografía, y también en otras materias, es muy importante la
interpretación de los mapas, para lo que es preciso adquirir el hábito
a través de la práctica. Pero, además, el geógrafo confecciona un
elevado número de mapas, que corresponden a los llamados te­
máticos.
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Figura 1.25. Reproducción de un fragmento de una hoja de! níiapa Topográfico Nacional.
1:50.000.
56
Tipos de mapas
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Se pueden hacer múltiples clasificaciones: mapas marinos, mapas
de navegación aérea, etc. pero nos interesan aquí tan sólo los
terrestres.
Entre los terrestres se pueden distinguir los topográficos, que
representan la superficie tal como aparece, es decir, con su aspecto
físico, más los resultados de la acción humana.
La variedad de mapas topográficos es muy grande. Entre ellos
destacan los mapas nacionales, que realizan los propios países a
menudo con fines militares, de gran escala y precisión. El español
es el Mapa Topográfico Nacional a escala 1:50.000, del que existen
dos versiones, una realizada por el Instituto Geográfico Nacional y
otra por el Servicio Cartográfico del Ejército.
Existe un interesante Mapa Internacional del Mundo, a escala
1:1.000.000, cuya confección, propuesta por Penck en 1891, se acor­
dó, por medio de una Comisión Internacional, a comienzos de siglo,
comprometiéndose cada país a hacer su territorio. Hay otro a escala
1:2.500.000. Ambos están sin concluir.
Los mapas temáticos son, en cambio, los que tienen por objeto
la representación de un tema, fenómeno o aspecto concreto, que­
dando la parte topográfica en segundo plano, como simple marco
de referencia. La variedad es enorme. A grandes rasgos diremos
que los hay de tipo cualitativo (muestran tan sólo la localización o
distribución del fenómeno) y cuantitativo (si añaden una precisión
numérica, estadística, etc.). En todos los casos los tipos de repre57
f
sentación son variadísimos, desde el simple coloreado, al uso de
tramas, puntos, símbolos, superposición de gráficos, superficies es­
tadísticas proporcionales, trazado por ordenador, etc. (figura I. 26).
Los países más avanzados disponen de importantes servicios
cartográficos. En España, los principales son el Instituto Geográfico
Nacional, que edita el Mapa Topográfico Nacional a 1:50.000, el
Parcelario a 1:10.000 y 1:2.000. Los conjuntos provinciales a
1:200.000. Los mapas de España a 1:500.000 y 1:1.000.000. El Atlas
Nacional de España y múltiples mapas temáticos.
El Servicio Geográfico del Ejército, entre cuyas publicaciones des­
tacan los mapas de España a 1:50.000, 1:100.000, 1:200.000,
1:400.000 y 1:800.000.
El Instituto Hidrográfico de i a Marina, el Instituto Español de
Oceanografía, el Servicio Cartográfico y Fotográfico del Ejército del
Aire, el Instituto Geológico y Minero, Ministerios, Ayuntamientos y
Centros de Investigación, así como centros privados publican m úl­
tiples mapas de variado interés.
Para concluir, tan sólo citaremos muy brevemente que, en la
actualidad, otro elemento que facilita la tarea del geógrafo es la
fotografía aérea, de múltiples aplicaciones y para cuyo uso correcto
es preciso un aprendizaje y un dom inio de determinados aparatos
de apoyo (estereóscopos, barra de paralaje, etc.).
Se trata de fotografías verticales (el eje de la cámara es perpen­
dicular al suelo) que se toman desde una determinada altura, en
pasadas sucesivas, de modo que cada foto se solapa, en parte, con
la anterior para permitir una visión estereoscópica (en relieve).
La riqueza y exactitud de los detalles hacen que sus posibilidades
de utilización sean muy grandes, tanto para estudios de relieve como
de geografía urbana, de geología, agricultura, edafología, vegetación,
arqueología, etc.
El análisis de la Tierra como Planeta del Universo es de gran
interés en el comienzo del estudio de la Geografía. A lo largo de
los siguientes temas veremos las múltiples implicaciones que los
factores cosmológicos y planetarios tienen sobre la dinámica y la
vida en la Tierra, en cada una de sus manifestaciones: en la dinámica
atmosférica, que condiciona unos determinados climas que se dis­
tribuyen con una cierta zonalidad, en la distribución de la vegetación,
en la circulación de las aguas marinas, en la génesis de las formas
de relieve, resultado de la acción de unos sistemas de erosión,
relacionados con unos determinados climas.
58
59
A lo largo del estudio de la Geografía veremos también la gran
importancia que tiene en ella la representación cartográfica, tanto
como objeto de análisis e interpretación, cuanto como medio de
plasmar los resultados de la propia investigación.
b ib l io g r a f ìa
Geografia Fisica. Barcelona. Ed. Omega.
En este libro, que trata toda la Geografía Física, se dedica una
especial atención al estudio de la Tierra como planeta y a la
Cartografía. Para este tema son muy útiles los contenidos de las
páginas 5 a 10.
— S t r a h l e r , A.N. (1987)
Sobre el Universo y la Tierra planeta
— CoMELLAS, J.L. (1980) £/ Universo. Colección Salvat, Temas Clave
t
8
3
£
número 3. Barcelona. Salvat.
Es un libro de divulgación, en el que de forma sencilla y amena
se analiza el Sistema Solar, el Sistema Galáctico, la estructura del
Universo y las teorías cosmológicas. Contiene además numerosas
ilustraciones.
— D u m b a r , C.O. (1971) La Tierra. Barcelona. Ed. Destino. 393 páginas.
Los temas dedicados al Universo que nos rodea resultan útiles.
Contiene una amplia referencia a los enfoques geocentrista y heliocentrista del Universo y a las teorías de formación de la Tierra.
Sobre Cartografía
iQ
62
JoLY, F. (1979) La Cartografía. Barcelona. Ariel. 280 páginas.
Libro muy completo en que se tratan, en cuatro grandes capítulos,
la historia de la Cartografía, la expresión cartográfica, la repre­
sentación de la superficie terrestre, la cartografía temática y la
realización y uso de mapas.
Ra is z , E. (1974) Cartografía. Barcelona. Omega.
Libro muy didáctico, con buenas ilustraciones y bibliografía. Ofrece
una buena visión de conjunto de las bases de la confección de
un mapa. Se divide en dos partes, una de cartografía general
(escalas, proyecciones, altimetría, planimetría) y otra de cartografía
especial, sobre tipos de mapas.
Ro b in s o n , a. et alii. (1987) Elementos de Cartografía. Omega.
Barcelona. 543 páginas. Manual muy útil de consulta imprescin­
dible. Bien ilustrado y moderno. Tras una introducción trata de
los principios teóricos de la cartografía y de la práctica de la
cartografía en dos partes; por un lado el proceso de datos y
generalización y de otro la producción y reproducción.
63
Sobre comentario de mapas y prácticas de cartografía
— A r c h a m b a u lt , IVl. L hen aff , R. y V a n n e y , J.R. (1964) Documents et
méthode pour le commentaire de caries. París. Masson. 2 vols.
Libro de gran calidad, muy útil para analizar mapas topográficos
y geológicos. Eminentemente práctico.
— PuYOL, R. y Es téb a n e z , J. (1976) Análisis e interpretación del Mapa
Topográfico Nacional. Madrid. Ed. Tebar Flores. 88 páginas.
Libro de carácter práctico que explica las características del M.T.N.
y enseña cómo obtener el máximo aprovechamiento de su análisis.
Contiene un estudio práctico de la hoja de Segovia.
TEMA II
LA DINÁMICA TERRESTRE
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
La dinámica de la litosfera
— La capa superficial, lugar en que interactúan los cuatro sub­
sistemas terrestres: litosfera, hidrosfera, atmósfera y biosfera.
— El problema de las escalas.
— La teoría de la tectónica de placas da respuesta global.
- Expansión del fondo oceánico: movimiento de las placas.
- Proceso de formación de las montañas: geosinclinal previo.
— Movimientos orogénicos más importantes de la historia geo­
lógica: herciniano, caledoniano y alpino.
— Los agentes externos responsables de la destrucción del re­
lieve.
— El concepto de ciclo orogénico: fases. El modelo de Davis.
— El relieve terrestre, consecuencia de diversos procesos que
confluyen actuando de forma cíclica.
2.
La dinámica de la atmósfera e hidrosfera
— La máquina térmica terrestre.
— La Tierra, sistema abierto y equilibrado respecto a la energía
solar.
— La variación de la energía recibida por la Tierra puede mo­
dificar su temperatura media.
— El sistema térmico terrestre a dos niveles:
- La Tierra, elemento del sistema solar: ciclos diario y natural.
- A nivel interno, el desequilibrio térmico desencadena la
dinámica atmosférica y de las aguas terrestres.
67
— La circulación atmosférica:
miento.
esquema general de funciona­
- Intercambio de calor entre altas y bajas latitudes.
- Mecanismo básico del tiempo atmosférico.
— La circulación y movimientos de las aguas terrestres.
- El sistema de vientos, causa fundamental del movimiento
superficial de las aguas oceánicas.
- Los movimientos de equilibrio.
- Las mareas, corrientes de marea y olas.
INTRODUCCIÓN
— La influencia de los océanos sobre el tiem po atmosférico.
— El tiem po atmosférico y el clima fruto de la acción interactiva
de la atmósfera y de los océanos.
3.
La dinámica de ia biosfera
— La biosfera, el último subsistema terrestre y más interactivo.
— Un sistema mediatizado por las cadenas alimenticias.
— El suelo, producto de la interacción de los cuatro subsistemas
terrestres.
— La interrelación múltiple de algunos de los elementos del
sistema natural: roca madre, clima, vegetación y suelo.
La Tierra, gracias a los avances científicos de los últimos años,
puede ser contemplada hoy día como un complejo sistema donde
reina una maravillosa y rica diversidad. La visión estática de nuestro
planeta ha sido sustituida por otra más dinámica, donde las diversas
partes que ia integran {litosfera, hidrosfera, atmósfera y biosfera)
aparecen íntimamente relacionadas entre sí.
La historia de la conformación del Sistema Solar nos ayuda a
comprender la actual constitución, material y energética, de la Tierra.
Hace 5.000 millones de años, el Sol y ios demás planetas que giran
a su alrededor constituyeron una unidad que quedó englobada en
la Vía Láctea. Durante este dilatado período de tiempo, la masa
terrestre ha ido enfriándose progresivamente, contrayéndose en una
esfera compacta, de diferenciada estructura interior. Así, hoy en día,
gracias, entre otros, a los estudios sismográficos, podemos deducir
la existencia de diversas zonas de características contrastadas: un
núcleo sólido central, cuyo radio tiene un valor aproximado a 1.400
km, un núcleo líquido de níquel y hierro, fundidos hasta la distancia
de 3.000 km del centro terrestre, un manto semiplàstico de casi
3.000 km de espesor y una reducida corteza superficial, más soli­
dificada, denominada litosfera.
El aire que respiramos y el agua de los océanos y continentes
proceden también del interior. Parece ser, que la primitiva atmósfera
terrestre fue barrida por un viento solar de protones y neutrones,
que hizo desaparecer cualquier vestigio de materia volátil. Así, el
agua de la hidrosfera fue originariamente vapor volcánico, mientras
que la atmósfera procedía de la emisión, también volcánica, de
anhídrido carbónico (CO2 ), amoníaco (NH3) y metano (CHJ. Con el
paso del tiempo, fue transformándose hasta adquirir su composición
actual (cuatro partes de nitrógeno por cada parte de oxígeno y un
conjunto menor de otros gases residuales).
Finalmente, de los diversos sistemas dinámicos que integran nues­
tro planeta, la biosfera fue el último que se form ó y posiblemente
sea el que está más relacionado con los demás. Aunque no puede
determinarse con seguridad el momento de la aparición de la vida
sobre la Tierra, sí puede afirmarse que fueron las formas unicelulares
las primeras que se desarrollaron, como lo ponen de manifiesto
testimonios de restos de microorganismos encontrados que se re­
trotraen a 3.500 millones de años. Actualmente, las plantas y los
animales forman una cadena ecológica, sustentada en las relaciones
que mantienen con los otros sistemas terrestres.
La Tierra se nos ofrece, por tanto, como un organismo en evo­
lución, perfectamente diferenciado en diversas partes, que abarcan
desde su núcleo interior hasta los límites de la corteza exterior, con
dos envolturas externas, líquida y gaseosa de la hidrosfera y la
atmósfera y una última, la biosfera, que integra los seres vivos y
de la que el hombre forma parte importante. Estas diferentes partes
mantienen una estrecha relación entre sí. Las complejas interrelaciones existentes aconsejan la utilización del concepto de sistema para
facilitar la comprensión de los fenómenos que tienen lugar. Un
sistema está constituido por un conjunto de elementos o miembros
individuales, mutuamente dependientes, que actúan conjuntamente
como un todo complejo. Las diversas partes o elementos necesitan
de la unidad para funcionar, constituyendo el conjunto algo más que
la suma separada de las partes.
Los sistemas aparecen interrelacionados entre sí a diferente escala.
La Tierra puede servir de ejemplo en este sentido. Como elemento
integrante del Sistema Solar, vimos, en el capítulo anterior, que
constituía un planeta más, organizado en torno al Sol. Pero, además,
a escala inferior, está formado por subsistemas con distintos ele­
mentos relacionados entre sí. Antes de pasar a analizar más en
detalle, y de manera individualizada, cada una de las partes que
integran la Tierra, hemos preferido adelantar en un tema introductorio
una visión general de la dinámica terrestre de forma interrelacionada.
Pensamos que puede constituir un buen ejercicio para comprender
los fenómenos y procesos físicos terrestres en su verdadera dimen­
sión.
1.
LA DINÁMICA DE LA LITOSFERA
La Geografía es una ciencia interesada fundamentalmente en el
estudio de los fenómenos que tienen lugar en la capa superficial
70
de la Tierra. Es en esta capa externa donde interactúan de form i
permanente los cuatro subsistemas terrestres: litosfera, hidrosfera
atmósfera y biosfera. Sin embargo, un conocimiento de los procesos
que actúan en el interior de la esfera terrestre ayuda a comprende
la génesis, formación y evolución de las formas externas de la corteza
así como la distribución de las tierras y los mares.
La superior movilidad de los gases y líquidos ha facilitado, desdf
siempre, la interpretación dinámica de las envolturas fluidas terrestres
No ocurría lo mismo con la parte sólida de nuestro planeta, aunquf
existieran indicios de una intensa actividad interna, manifestada po
los terremotos y volcanes. Durante muchos años, una larga serie d(
interrogantes han encontrado, únicamente, respuestas parciales, di
fíciles de entroncar en una imagen común. ¿Cómo se forman las
montañas? ¿Ha habido siempre la misma distribución de tierras \
mares? ¿Existe alguna relación entre los fenómenos sísmicos de
interior y la topografía exterior? ¿Cómo se produce el desmantela
miento de los relieves elevados y la conformación de las diversa:
unidades estructurales terrestres? Demasiadas piezas de un rompe
cabezas que era necesario reconstruir.
El problema se ha complicado aún más por la distinta jerarquíí
de escalas. Hace tiempo que se concibe el relieve terrestre comc
el resultado de la actuación de fuerzas de carácter contrapuesto
Mientras que las fuerzas internas, endógenas, constituirían el facto
positivo capaz de elevar la masa terrestre para form ar las cordilleras
las fuerzas externas o exógenas serían las responsables de su des
trucción. De la acción de ambas resultaría la morfología y modeladc
de la superficie terrestre. Sin embargo, no todos los procesos de
sencadenados por dichas fuerzas se producen con igual velocidad
Así, mientras el flu ir de un río y su acción erosiva en unas deter
minadas condiciones climáticas puede ser observado casi de manerí
directa, la formación de las montañas es un proceso que se v<
gestando y configurando durante millones de años.
Actualmente, la teoría de la tectónica de placas ha venido a da
respuesta a muchos de los interrogantes planteados y lo que e¡
más importante, a contribuir a la construcción de una imagen globa
de los distintos fenómenos, externos e internos, de la corteza te
rrestre. Esta idea, hoy mundialmente aceptada, fue ya vislumbrad)
por Wegener a principios de siglo, al sugerir que todas las masa¡
continentales formaban un prim itivo continente, al que denomini
Pangea, que se fragmentó, separándose sus trozos hasta ocupar la
posiciones actuales. Durante mucho tiempo, esta idea de la denVi
continental no fue aceptada. Era difícil imaginar que los continente
pudieran desplazarse sobre los océanos y cuáles serían las fuerza
capaces de producir este movimiento. Sin embargo, la teoría, que
será analizada con mayor detalle en el tema XIV, se ha ido im po­
niendo a medida que nuevas investigaciones fructificaban en el pa­
norama científico. Hoy en día, se admite la existencia de placas,
que, a modo de mosaico, se van desplazando en la superficie
terrestre, configurando una distribución de tierras y mares no per­
manente, sino en constante evolución.
En el fondo de los océanos, parece encontrarse la clave para
comprender el movimiento de las placas terrestres. La teoría de la
expansión del fondo oceánico sugiere que en las dorsales existentes
en el centro de los océanos está formándose corteza oceánica nueva,
con material que procede del interior del manto, lo que origina que
la corteza se expanda y el océano se ensanche. Este crecimiento
de la masa cortical se ve compensado por la disminución que surge
cuando dos placas chocan entre sí, o cuando una placa se desliza
por debajo de otra. Existen claros ejemplos de estas tres situaciones
sobre la corteza terrestre. Un ejemplo del primer tipo se encontraría
en el centro del Océano Atlántico, entre las placas americana y
africana. La dorsal oceánica constituye un accidente que comenzó a
abrirse hace 150 millones de años al producirse la separación de
los continentes americano y africano. El segundo caso estaría re­
presentado por la placa pacífica chocando con la euroasiàtica en el
Pacífico occidental. Por último, el tercer tipo podría encontrarse en
la falla de San Andrés a lo largo de la costa del Pacífico, en el
Norte del continente americano. Es el movimiento de roce de la
placa subsidente, la que produce frecuentes temblores de tierra en
el área y la causante del famoso terremoto de San Francisco en el
año 1906.
La teoría de la tectónica de placas tiene la virtud de dar respuesta
al movimiento de los continentes, así como al proceso del formación
de los relieves montañosos. La fuerza impulsora de las placas debe
proceder de la actividad convectiva, del interior de manto (figura
XIV.1). Estas corrientes serían las causantes de la ascensión de
material en las dorsales oceánicas y de su hundimiento en las fosas
oceánicas profundas. Las placas se comportarían, por lo tanto, como
enormes trozos de corteza flotando sobre la masa plástica del manto
y serían movidas por las corrientes existentes en el interior de la
corteza terrestre.
También el problema de la formación de las montañas ha obtenido
una solución aceptable. La aproximación de las placas y actuación
sobre el material acumulado por sedimentación provoca su plegamiento por comprensión y la elevación y formación del relieve. El
primer estadio en la formación de las cordilleras montañosas requiere
72
la previa formación de un geosinclinal, lugar donde se acumulan los
sedimentos procedentes de la destrucción de relieves anteriores, hasta
alcanzar un grosor de miles de metros. La aproximación de las placas
comprime el material, relativamente móvil y plástico, dando lugar a
pliegues e incluso a la alteración de la propias rocas sedimentarias
que de esta forma se metamorfizan y transforman.
En la historia geológica de la Tierra ha habido diferentes movi­
mientos orogénicos importantes. Existió un importante período orogénico en el Paleozoico, que culminó con la formación de las m on­
tañas caledonianas del Noroeste de Europa y los montes Apalaches
entre las cordilleras más importantes. La siguiente fase orogénica
aconteció durante el mismo período geológico, antes de llegar al
Mesozoico, y dio lugar a la formación de las montañas hercinianas
y las montañas Rocosas. Por último, durante la Era Terciaria, se
originó el último gran levantamiento montañoso, el plegamiento al­
pino, que form ó los Alpes europeos, el Himalaya, las montañas del
sudeste asiático y Japón y la cordillera de los Andes entre otros.
Los Alpes y el Himalaya se formaron a expensas de los depósitos
sedimentarios acumulados en el mar de Tethys, al aproximarse, en
su movimiento, las placas europea y asiática a las africana e índica.
La formación de las montañas es, en consecuencia, uno de los
efectos fundamentales de la actuación de las fuerzas internas de la
Tierra. Frente a ellas, los agentes erosivos son los responsables de
su destrucción. El ciclo orogénico tiene lugar, por tanto, mediante
un largo proceso que abarca un conjunto de fases desde la sedi­
mentación hasta el levantamiento. La sedimentación, como primera
etapa de la orogenia, supone erosión, puesto que el material se­
dimentado procede de la destrucción de otros relieves, elevados en
una fase anterior. Fue W.M. Davis, quien sugirió que la erosión tenía
lugar mediante un modelo cíclico, con una etapa de juventud, otra
de madurez y por último otra de vejez. Según el modelo davisiano,
durante la primera fase tendría lugar la elevación sin erosión y
posteriormente los agentes erosivos (viento, agua, etc.) irían rebajando
gradualmente la superficie levantada hasta convertirla en una su­
perficie plana o penillanura. El modelo de Davis es demasiado teórico
y contiene graves errores, como la suposición de que durante el
levantamiento no se produce erosión, lo que contrasta con el co­
nocimiento que se tiene de que la erosión es muy activa cuando
las cordilleras emergen. Además, la erosión es un proceso que tiene
lugar durante un largo período de tiempo (D.L. Linton ha calculado
que se tarda al menos 20 millones de años en reducir una cordillera
a una zona de relieve suavizado, siempre que la Tierra se mantenga
estable y no existan otros movimientos que la compensación isos73
tática normal), y la acción de los agentes modeladores del relieve
está condicionada por el dim a en el que este proceso tiene lugar,
así como por las características y estructura de las rocas sobre las
que van a actuar. El fenómeno se complica aún más, debido a que
no siempre las condiciones climáticas han sido homogéneas sobre
la superficie terrestre. Así, durante una parte importante del Cuater­
nario, la Tierra estuvo sometida a un período glaciar, en el que la
acción del hielo fue determinante en el modelado del relieve. Hoy
en día, el hielo ha desaparecido de determinadas latitudes, pero las
formas del modelado anterior no han tenido tiempo de cambiar,
constituyendo una herencia de los tiempos pasados.
De todo cuanto llevamos señalado, puede deducirse la complejidad
intrínseca al fenómeno de la formación del relieve terrestre. Los
resultados, que se manifiestan en la corteza, son la consecuencia,
tanto de la dinámica terrestre interior como de la actuación de los
otros tres subsistemas terrestres: la atmósfera, la hidrosfera y la
biosfera. Siguiendo el esquema de la figura 11.1, puede observarse
la existencia de diversos procesos que confluyen de manera per­
manente. Cada proceso es puesto en acción por determinadas fuerzas
subyacentes. Los gradientes de la energía solar, la energía geotérmica,
la energía gravitatoria y la debida a la rotación terrestre proporcionan
las fuerzas primarias necesarias para el desarrollo del relieve y de
los procesos que confluyen en su formación. Veámos de qué manera.
La primera fuerza capaz de poner en movimiento los componentes
líquidos y gaseosos de la Tierra es la energía solar. La radiación
solar, distribuida desigualmente sobre la superficie terrestre, y la
rotación de nuestro planeta son las dos principales causas que
originan el movimiento del aire atmosférico y de las aguas terrestres.
La desigual distribución de las presiones en la troposfera origina los
vientos y, como veremos en el próxim o apartado, más específica­
mente dedicado a la dinámica atmosférica, una diferente distribución
de las precipitaciones y temperaturas en la superficie terrestre, o lo
que es lo mismo, una diferenciación climática en nuestro planeta.
La intervención del clima en el modelado del relieve se origina
en la zona de contacto de tres medios diferentes: litosfera, atmósfera
y biosfera. La acción de! dim a se manifiesta a través de sus elementos
(temperatura, precipitación, viento, etc.) en dos fases: la meteorización
y el transporte y sedimentación de los materiales porporcionados
por la erosión. La meteorización debe ser entendida como el conjunto
de modificaciones físicas y químicas que sufre la roca en contacto
con los agentes atmosféricos y que produce su descomposición. En
ella, las rocas se desintegran a causa de fluctuaciones térmicas y la
acción de las heladas o bien sus minerales se disuelven y desmenuzan
74
■§
■§
■5
s
o
I
I
D
U)
2.
LA DINÁMICA DE LA ATMOSFERA E HIDROSFERA
La atmosfera y las aguas, oceánicas y continentales, constituyen
las partes fluidas de la Tierra. Juntas funcionan como una gran
maquinaria térmica, cuya fuente de energía es el Sol y cuyos ele­
mentos transmisores de la energía calorífica son el aire y el agua.
Sintéticamente, el esquema general de su funcionam iento es bastante
simple. Las circulaciones atmosférica y de los océanos redistribuyen
la energía solar, desigualmente recibida sobre la superficie del globo
terrestre y en este proceso se interreiacionan mutuamente. Las prin­
cipales fuerzas que ponen en movimiento los fluidos, aire y agua,
de estos dos subsistemas terrestres son, además del desequilibrio
térmico ya señalado, la rotación terrestre y la atracción gravitatoria
del Sol y la Luna sobre las aguas marinas.
Al constituir la Tierra un sistema abierto que recibe la energía
del exterior, debemos considerar las relaciones entre sus elementos
a un doble nivel de escala. En el nivel superior, la Tierra forma parte
del Sistema Solar. Del lugar que ocupa en el mismo se deriva la
particular manera de captar o recibir la energía del Sol. En un segundo
nivel, el astro solar es capaz de poner en movimiento los elementos
materiales de todos los subsistemas terrestres, que de esta manera
se relacionan entre sí.
La composición de la atmósfera y la distancia de la Tierra al Sol
determinan el balance energético terrestre y la temperatura media
de su superficie. La radiación solar consiste en ondas electromag­
néticas que son transmitidas sin que exista ningún soporte material
para facilitar su propagación. No toda la energía irradiada por el Sol,
en el ángulo sólido que abarca la Tierra, llega a nuestro planeta.
Una parte importante es absorbida o reflejada por la atmósfera (por
el ozono atmosférico que absorbe las radiaciones ultravioletas y por
las nubes que reflejan la energía hacia el exterior), que actúa así a
modo de pantalla protectora. Incluso del porcentaje de energía que
alcanza la superficie terrestre, una parte es reflejada antes de ser
absorbida por el suelo. Es ésta última (la energía que recibe el
suelo), la fracción de la energía que sirve para calentar el aire y el
agua terrestres y la que desencadena el movimiento de la circulación
de ambos elementos fluidos.
Actualmente, el equilibrio térmico se mantiene porque la Tierra
emite la misma cantidad de energía que recibe, constituyendo el
sistema terrestre un sistema abierto y equilibrado, donde la tem ­
peratura media permanece aproximadamente constante. Esta tem ­
peratura media global de la atmósfera en contacto con la superficie
78
terrestre se cifra en torno a los 13 °C. No siempre su valor se ha
mantenido en idénticos niveles y posiblemente pueda cambiar en el
futuro. Si la cantidad de energía recibida varía, lo hará la temperatura
terrestre para adecuar e igualar las energías emitida y recibida. La
energía que alcanza la Tierra puede modificarse por dos motivos
fundamentales: por un descenso de la irradiación solar o por un
diferente comportamiento del filtro atmosférico. Según Budyke y
Seller, la Tierra se convertiría en un planeta brillante y cubierto de
hielos si la emisión solar se redujera en un pequeño porcentaje. En
el momento de la formación de la Tierra, la emitancia del Sol era
sensiblemente inferior a la actual y desde entonces ha ido incre­
mentándose sin solución de continuidad. En cuanto a la protección
atmosférica y el papel de la atmósfera como filtro solar, la actual
destrucción parcial de la capa de ozono por los aerosoles está
disminuyendo el efecto pantalla frente a la radiación ultravioleta y
permitiendo el aumento de la energía que alcanza la superficie
terrestre en una gama del espectro electromagnético altamente per­
judicial para la salud humana. Además, el incremento de las com ­
bustiones ha elevado el porcentaje de anhídrido carbónico atmosférico
(COj), acentuando el efecto de invernadero de la atmósfera sobre
las radiaciones infrarrojas que la Tierra emite hacia el exterior. El
resultado de ambos fenómenos está siendo, según opiniones au­
torizadas, el aumento de la temperatura media terrestre. Este último
hecho es tan importante que si la atmósfera contuviera cien veces
mayor proporción de CO2 de la actual, la reemisión de radiación
infrarroja hacia la Tierra (la atmósfera se comporta como el vidrio
de un invernadero, dejando pasar la luz de onda corta procedente
del Sol y evitando que se escape la energía de onda larga, infrarroja,
que emite la Tierra hacia el espacio), junto con la debida a la mayor
proporción de vapor de agua de la atmósfera caliente, elevaría la
temperatura terrestre en 20 ó 30 °C.
La recepción de la energía solar, variable como vemos a largo
plazo, está determinada, además, por la posición de nuestro planeta
en el sistema solar. Los efectos gravitatorios mutuos entre el Sol y
los planetas causan en la Tierra dos movimientos: el de traslación
alrededor del Sol, que tiene un período de duración de un año, y
el de rotación, diario, alrededor de su eje. Estos dos hechos tienen
consecuencias geográficas muy importantes. El movimiento de ro­
tación determina la existencia del ciclo diario, con la sucesión del
día y la noche, mientras que el movimiento de traslación conlleva
el ciclo natural del año, con sus contrastes estacionales. Éste es el
marco energético donde tienen lugar las interconexiones entre los
elementos del sistema terrestre. La energía se recibe desde el Sol,
no de manera uniforme y permanente, sino variable cada dia, con
la sucesión de los días y las noches, y a lo largo del año según
la latitud del lugar considerado.
Pasemos a considerar ahora el segundo nivel. Además de las
variaciones temporales, a largo plazo, o las diarias y estacionales
debidas a los movimientos terrestres, el reparto energético en la
superficie terrestre tiene lugar de forma no homogénea. La energía
solar es superior en las bajas que en las altas latitudes. Esta cir­
cunstancia genera un desequilibrio térmico que desencadena el m o­
vimiento de los dos elementos fluidos terrestres: la atmósfera y la
hidrosfera.
La primitiva idea sobre la circulación atmosférica fue suponer que
el movimiento del aire se produciría según una célula cerrada sobre
sí misma, en dirección meridiana, que trasvasara calor desde el
Ecuador a los Polos (figura V.24). El agua caliente de los océanos
tropicales se evaporaría, absorbiendo una cantidad importante de
calor (el agua al evaporarse absorbe calor, que cede al condensar),
que constituiría una fuente energética fundamental en el movimiento
de los vientos a escala planetaria. Los posteriores conocimientos
meteorológicos han modificado esta imagen simplificada de la rea­
lidad.
El esquema general del movimiento del aire atmosférico, actual­
mente válido, sería el siguiente. Hasta los 35° de latitud, a uno y
otro lado del Ecuador, la dirección de los vientos dominantes es
meridiana, corroborando así la hipótesis del intercambio de calor
entre las regiones cálidas y frías del globo. El aire caliente y cargado
de vapor asciende en las bajas latitudes ecuatoriales, originando
grandes precipitaciones en las regiones tropicales y, una vez dese­
cado, se dirige hacia latitudes más altas, descendiendo aproxim a­
damente en las áreas subtropicales de cada hemisferio. Desde los
35.“ de latitud hasta ios Polos, la circulación atmosférica dominante
es zonal, en dirección de los paralelos, muy diferente de la sencilla
imagen que suponía una circulación meridiana general. La dinámica
atmosférica está dominada en estas latitudes por la denominada
Corriente del Chorro, que circula a gran altura (9.000 a 15.000 metros
de altitud) en forma de ondas de gran longitud de onda y cuya
dirección dominante es del Oeste. El movimiento en altura se re­
produce en superficie, por lo que la dirección de los vientos en las
latitudes templadas es idéntica. Esta corriente, también conocida como
Jet-Stream, tiene un origen desconocido para los científicos aunque
parece tener que ver precisamente con el desequilibrio térmico y
rotación terrestres (estas ideas serán ampliadas en el capítulo V
dedicado a la circulación atmosférica).
80
A partir de este conocimiento de la circulación atmosférica, ¿cómo
podríamos explicar el intercambio de calor entre los 35° de latitud
y los Polos? La respuesta fue hallada por C.G. Rossby, durante la
década de los años cuarenta, como resultado de una intensa in­
vestigación. Si bien es cierto que la corriente del Jet-Stream tiene
la dirección predominante de la rotación terrestre, en intervalos va­
riables se curva sobre sí misma (figura V.23), enviando aire frío hacia
las áreas de baja latitud y aire caliente hacia los Polos. Es de esta
manera, como se realiza el intercambio de calor entre las regiones
subtropicales y polares.
La circulación atmosférica transporta el aire, transfiriendo las con­
diciones climáticas de unos lugares a otros. El tiempo atmosférico
y el dim a (como manifestación de tendencias estables a lo largo
de un extenso período de tiempo), medidos básicamente por el
régimen térmico y de precipitaciones que en cada punto del globo
terrestre tienen lugar, son el resultado de factores condicionantes de
carácter cósmico y geográfico que determinan la radiación solar
recibida, sus ritmos de variación diaria y estacional, y la manera en
que queda afectado cada lugar por la circulación atmosférica y, como
veremos más adelante, por la propia dinámica de las aguas marinas.
Pasemos ahora a considerar la circulación de otro de los elementos
fluidos terrestres: la hidrosfera. La circulación de las aguas está
generada por las mismas fuerzas energéticas que ponen en m ovi­
miento la masa gaseosa terrestre, aunque condicionados por la in­
terrelación océano-atmósfera. A la hora de analizar el movimiento
del agua en superficie, el sistema planetario de los vientos es la
fuerza más importante que rige el movimiento de las aguas oceánicas.
Al soplar de manera constante y permanente sobre la superficie de
los mares, el viento comunica la dirección de su movimiento a las
aguas. No es extraño observar la similitud existente entre la distri­
bución de las corrientes oceánicas y los sistemas de vientos do­
minantes. Así, pues, si el movimiento del aire constituía el factor
fundamental redistribuidor del calor sobre la superficie terrestre, las
aguas marinas colaboran con su movimiento ascendente en latitud
en la consecución del mismo objetivo. En estos movimientos de las
aguas marinas, influye, además de la acción de los vientos, la fuerza
desviadora de la rotación terrestre (este fenómeno tiene lugar, tanto
en la atmósfera como en las corrientes oceánicas, se denomina
fuerza de Coriolis y será analizada con más detalle en próximos
temas) y el hecho fundamental de que las aguas son desviadas en
su trayectoria al incidir sobre los continentes (esta circunstancia no
se presenta en el aire atmosférico, que puede circular libremente
por toda la superficie del planeta).
Otro tipo de movimientos que tienen lugar en las masas de aguas
oceánicas se denominan de equilibrio y son de dirección vertical.
En ellos influye la densidad, que viene determinada por dos pro­
piedades diferentes: la temperatura y la salinidad. Cuanto más fría
y salada sea el agua del mar mayor será su densidad y la tendencia
a ocupar posiciones próximas al fondo. La temperatura depende en
gran manera de la radiación solar, condicionada a su vez por la
latitud. Así, mientras la atmósfera se calienta desde abajo, desde el
suelo, el océano recibe calor desde arriba. Este fenómeno es de­
terminante en la existencia de un gradiente térmico desde la superficie
hasta el fondo. Por su parte, la salinidad está determinada por
múltiples factores. La precipitación y la evaporación influyen en ella
de manera decisiva. Allí donde predomina la precipitación sobre la
evaporación la salinidad disminuye, aconteciendo lo contrario cuando
la evaporación es superior. Las diferencias de densidad provocan
movimientos en vertical que se complementan con los movimientos
existentes en superficie.
Por último, habría que destacar las mareas con su movimiento
de flujo y reflujo y las corrientes de marea, causadas ambas por la
atracción que la Luna y el Sol ejercen sobre el globo terrestre. La
acción de nuestro satélite, debido a la mayor proximidad a que se
encuentra de nosotros, es la que controla los períodos de ascenso
y descenso del nivel oceánico. Otros movimientos como las olas,
de origen eòlico o sísmico, y los movimientos eustáticos no los
consideramos en este primer nivel de aproximación a la dinámica
de la hidrosfera y serán analizados con mayor profundidad en el
capítulo VI.
La influencia de los océanos sobre el tiempo atmosférico y el
dim a es de gran importancia y se manifiesta de diversas maneras.
En primer lugar, los océanos son enormes depósitos de calor que
moderan las variaciones de la temperatura del aire. En general, su
presencia dulcifica los contrastes térmicos diarios y estacionales en
el continente. Además, las corrientes marinas, al trasladar enormes
masas de agua con características térmicas propias a sus lugares
de origen, modifican las condiciones climáticas de las costas que
bañan. Finalmente, los océanos constituyen la mayor acumulación
de agua de la superficie terrestre. A consecuencia de su calenta­
miento, el agua pasa a la atmósfera, para posteriormente condensarse
y caer en un lugar diferente al de su evaporación. El movimiento
del aire, consecuente a la circulación atmosférica, traslada la hu­
medad, que precipita en forma de lluvia, nieve o granizo, originando
uno de los elementos climáticos de mayor interés: la precipitación
(los mecanismos que producen la saturación de humedad en el aire,
82
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CN
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05
la condensación y precipitación serán analizadas en detalle en el
capítulo VIL),
Vemos, por tanto, que la atmósfera e hidrosfera tienen una fuente
energética común. El desequilibrio térmico terrestre, debido al de­
sigual calentamiento solar y al movimiento de rotación de la Tierra
y acción gravitatoria del Sol y la Luna, es la principal causa del
movimiento del aire y del agua de nuestro planeta. La dinámica
atmosférica y de los océanos se manifiesta de forma interactiva,
siendo el tiempo atmosférico y el clima una de las consecuencias
fundamentales de esta interrelación (figura 11.2.).
3.
LA DINÁMICA DE LA BIOSFERA
De todos los sistemas dinámicos que constituyen nuestro planeta,
la biosfera es el último que tom ó forma y el más interactivo. El
término biosfera sirve para designar el conjunto de los seres vivos.
Los ecólogos han demostrado que este concepto no supone una
mera yuxtaposición de especies animales y vegetales, en general
muy numerosas, sino un sistema (ecosistema) cuyos elementos están
relacionados entre sí por relaciones muy complejas, mediatizadas por
las cadenas alimenticias) los animales carnívoros se comen a los
herbívoros, los cuales se alimentan de vegetales, que resultan de la
transformación de los elementos minerales utilizando la energía re­
cibida del Sol. Es éste el último escalón de la pirámide de los seres
vivos.
La superficie terrestre es el asiento de la vida y la adaptación
de las plantas necesita de la transformación de la roca madre (li­
tosfera) en su película más externa. Del resultado de la interrelación
de la biosfera, con la hidrosfera, atmósfera y corteza externa de la
Tierra surgen los suelos.
El suelo se deriva de la descomposición de las rocas firmes por
la meteorización y su posterior transformación por los seres vivos
y está integrada por materia mineral y orgánica. El componente
mineral procede de la meteorización física y química de las rocas
(concepto introducido en el apartado 11.1.), mientras que el orgánico
deriva de la descomposición de los residuos orgánicos. La roca
madre se convierte, así, en el soporte de la vida vegetal mediante
un proceso lento que puede durar cientos e incluso miles de años.
Las plantas son capaces, en estas condiciones, de sintetizar los
elementos químicos inorgánicos del suelo y convertirlos en materia
84
viva. Ocupan, por tanto, un lugar estelar, como activo protagonista
de nuestro medio natural.
La adaptación de las plantas a una amplia gama de ambientes
es la expresión de un estrecho vínculo entre diversos elementos,
entre los que vamos a destacar, la propia cobertera vegetal, el clima,
el suelo y el tipo de roca del cual procede. La roca madre es el
soporte mineral donde se desarrolla el suelo. Su naturaleza (silícea
o calcárea), así como su grado de dureza, exfoliación, porosidad y
permeabilidad influyen en su meteorización y preparación para la
posterior formación del suelo. El clima, por su parte, es otro de los
factores fundamentales. Sus variables básicas de acción son la tem ­
peratura y la humedad; ambas influyen decisivamente en el aporte
energético y en el agua necesaria para que las reacciones químicas
y el movimiento de partículas puedan tener lugar en los procesos
edáficos. Por último, las plantas y los animales son los suministra­
dores de la materia orgánica. Esta acción se ve complementada por
la actuación de las bacterias, algas, gusanos, insectos, etc., al des­
componer las plantas muertas, hojarasca y animales muertos.
Otro de los elementos, la vegetación, necesita de un suelo ya
formado como base de sustentación y se halla a su vez condicionada
básicamente por factores climáticos. Las variaciones climáticas influ­
yen decisivamente en la distribución de las distintas especies ve­
getales en nuestro planeta. Cada especie requiere unos mínimos o
máximos de humedad y temperatura, lo que explica que las mismas
se agrupen en comunidades o tipos de vegetación. La luz es también
importante en la vida de las plantas al condicionar su actividad
fotosintética.
Por último, la presencia de la vegetación y el tipo de suelo alteran
la dinámica natural de los procesos hidrológicos y climáticos. Por
el hecho de existir, la cobertera vegetal modifica el medio en el
cual se implanta y vive. Así, la temperatura en el suelo se ve
rnodificada al absorber parte de la radiación solar durante el día o
servir de abrigo durante la noche. Además, afecta al balance hídrico
por interceptar parte de la precipitación que cae.
En resumen, el tipo de suelo y de vegetación están determinados
por el clima, aunque la roca madre influye de forma decisiva sobre
el primero. Por lo demás, el suelo y la vegetación presentan interrelaciones tan estrechas que casi se puede hablar de una unidad.
Por su lado, tanto el suelo como la vegetación ejercen una cierta
influencia sobre el clima, pero solamente sobre la capa de aire
cercana al suelo; es decir, influyen sobre el microclima. (figura 11.3).
85
CLIMA
Figura 11.3. Interrelación de algunos de los elementos básicos del sistema natural.
BIBLIOGRAFIA
La Tierra, el mar y ia atmósfera. Barcelona,
Ed. Oikos-Tau. 153 págs.
El libro, escrito en un nivel bastante accesible, se propone dar
a conocer al lector no especializado, los resultados alcanzados
por la Geofísica, expuestos de forma dinámica y en permanente
expansión. En el mismo se incluyen diversos capítulos sobre la
estructura del globo, génesis de las cordilleras terrestres y de las
dorsales oceánicas, traslación de las masas continentales y física
de los océanos y de la atmósfera.
— K in g , C.A.M. (1984); Geografía Física. Barcelona, Ed. Oikos-Tau.
529 págs.
El libro se halla estructurado en tres escalas (local, regional y
continental y planetaria) donde se tratan, de manera práctica y
— F r a z e r , R. (1966);
teórica, las diferentes ramas de la Geografía Física, a saber;
Geomorfologia, Edafología, Biogeografia, Hidrología, Meteorología,
Climatología y Oceanografía. En el último capítulo, el más inte­
resante desde el punto de vista de la dinámica terrestre, se analiza
con detalle la tectónica de placas y las circulaciones oceánica y
atmosférica, para mostrar de qué modo han cambiado a lo largo
del tiempo y cómo se relacionan con los fenómenos a una escala
inferior.
SiEVER, R. et alter (1987); La Tierra. Estructura y Dinámica. Bar­
celona, Libros de Investigación y Ciencia. Prensa Científica, S.A.
228 págs.
Este libro presenta una selección de diversos artículos seleccio­
nados y publicados por Investigación y Ciencia, sobre la naturaleza
y procesos geofísicos que tienen lugar en el interior y exterior
de nuestro planeta. Los mismos se hallan organizados en tres
grandes apartados. El primero comprende dos artículos de carácter
general y otros dos que se refieren al flujo geotérmico y al origen
del campo magnético. El segundo (7 artículos) nos describe la
Tierra, desde el núcleo a la corteza, más sus envolventes de los
océanos, atmósfera y biosfera, afectando tanto a la estructura
como a la dinámica de sus diferentes partes. Finalmente, el último
(6 artículos), se dedica a analizar aspectos particulares de fenó­
menos observados en la superficie y relacionados con la dinámica
de la litosfera, tales como las cordilleras, las fracturas oceánicas,
la fragmentación de los continentes y los puntos calientes, así
como algunas nuevas técnicas que actualmente están abriendo
nuevos horizontes en el conocimiento de nuestro planeta.
TEMA III
LA ATMÓSFERA
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Composición de la atmósfera.
— Composición química y distribución en volumen.
— Propiedades de los principales gases. Importancia desde el
punto de vista climático.
-
Nitrógeno.
Oxígeno.
Vapor de agua.
Dióxido de carbono.
Ozono.
Otros.
— Las partículas sólidas.
2.
La estructura atmosférica.
2.1.
La troposfera.
— Composición.
— Dinámica atmosférica.
— Comportamiento térmico.
2.2.
La estratosfera.
— Composición.
— Dinámica atmosférica.
— Comportamiento térmico.
2.3.
Las altas capas de la a tm ó sfe ra .
— Composición.
— Dinámica atmosférica.
— Comportamiento térmico.
3.
Las propiedades de! aire.
— La movilidad.
— La presión.
- Concepto.
- Unidades de medida de la presión.
- Causas de las diferencias de presión.
— La temperatura.
- Concepto de calor y temperatura.
- Concepto de calor específico.
- Unidades de medida. Escalas de medida.
INTRODUCCIÓN
El comportamiento de la masa gaseosa que envuelve a la Tierra
depende fundamentalmente de su composición, estructura y propie­
dades. Nos sirve, por tanto, este tema introductorio para pasar revista
a los principales componentes del aire, deteniéndonos de manera
especial en aquellos, como el vapor de agua y el anhidrico carbónico,
que tienen una repercusión climática superior.
La atmósfera no se halla, además, distribuida uniformemente, sino
que presenta una estructura en capas de diferente com posición y
dinámica: troposfera, estratosfera y aita atmósfera. Cada una de ellas
realiza distintas funciones. Así, mientras las capas más elevadas filtran
las radiaciones ultravioletas más peligrosas, que impedirían la vida
sobre nuestro planeta, en la troposfera, o capa más próxima a la
superficie, tienen lugar los principales fenómenos meteorológicos que
determinan a largo plazo el clima terrestre.
Estos fenómenos meteorológicos son posibles por las propiedades
características del aire. La movilidad del componente gaseoso terrestre
supone el movimiento del viento y la dinámica atmosférica debida
a las diferencias de presión; la humedad o capacidad de contener
vapor de agua, la evaporación, condensación y posterior precipitación
de la lluvia, nieve o granizo; y por último, la capacidad de contener
calor y transm itirlo desde los lugares más cálidos a los más fríos,
permite redistribuir la energía desigualmente repartida por el Sol,
determinando como resultado uno de los elementos fundamentales
del clima: la temperatura.
Este tema, por tanto, sienta las bases para el conocimiento de
una serie de conceptos que el alumno deberá manejar en el futuro.
— La densidad.
- Concepto.
- Unidades de medida de la densidad.
- Variación de la densidad según la temperatura y el por­
centaje de humedad.
— La humedad.
- Concepto de humedad absoluta y relativa.
- Unidades de medida de la humedad.
- Saturación y condensación.
l
97
1.
COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA
El componente fundamental de la atmósfera es el aire, que no
es un compuesto químico sino una mezcla de gases. Acompañando
a la masa gaseosa se encuentran los aerosoles, pequeñas partículas
líquidas y sólidas dispersas en su seno. La desigual participación e
importancia de estos distintos elementos aconseja considerar los
gases de la atmósfera en primer término.
La composición quimica y el porcentaje en volumen de los prin­
cipales gases que integran la atmósfera terrestre vienen reflejados
en el cuadro III.1.
CUADRO III.1.
COMPOSICIÓN MEDIA DE LA ATMÓSFERA (POR DEBAJO
DE LOS 25 Km)
Componente
Símbolo
N,
.
Ar
Ne
He
H,
Kr
Xe
Nitrógeno
Oxígeno
Argón
Neón
Helio
Hidrógeno
Kripton
Xenón
Metano
CH,
Vapor de agua
Dióxido de carbono
CO2
Ozono
M onóxido de carbono
Anhídrido nitroso
Anhídrido sulfuroso
0
O3
CO
N2 O
Volumen
(valor
porcentual)
78,08
20,94
0,93
0,0018
0,0005
0,00005
indicios
indicios
indicios
Gases
que
participan
de forma
constante
0 -4
0,0325 (en
aumento)
Gases
que
participan
de forma
variable
SO,
Algunos de los gases que integran la atmósfera terrestre tienen
menor interés que otros desde un punto de vista climático, a pesar
de representar un elevado porcentaje de su volumen (o de su peso)
total. Así, el nitrógeno, principal componente gaseoso de la atmósfera,
de gran importancia en la nutrición de los seres vivos, apenas influye
en las variaciones climáticas de nuestro planeta. Algo parecido podría
decirse del oxígeno, enormemente activo desde el punto de vista
químico e imprescindible biológicamente en la respiración de los
seres vivos, o de los denominados gases nobles (argón, neón, helio,
xenón y kriptón).
No ocurre lo mismo con otros gases, aunque participen en la
masa atmosférica en proporciones mucho más reducidas. El de mayor
importancia, sin duda, es el vapor de agua, la forma gaseosa del
agua que se mezcla perfectamente con los otros gases del aire. Su
presencia en la atmósfera es muy variable, desde cantidades ina­
preciables en las regiones secas y desérticas hasta superar un 3 por
100 del volumen total atmosférico en las áreas caldeadas de los
océanos. El agua penetra en la atmósfera por la evaporación de los
mares, lagos, ríos e incluso por la transpiración de las plantas. Su
condensación en minúsculas gotitas para form ar las nubes y la
precipitación posterior sobre la superficie terrestre cierra el ciclo
hidrológico del agua, de gran transcendencia en la dinámica atmos­
férica. Por lo tanto, cuando empleamos el término humedad del aire
(cantidad de agua contenida en la masa atmosférica terrestre) nos
referimos, tanto al vapor de agua en estado gaseoso como a las
gotas líquidas de las nubes. Finalmente, interesa destacar la propiedad
de absorber los rayos infrarrojos de mayor longitud de onda del
espectro solar, emitidos por la Tierra, lo que evita el brusco enfria­
miento que tendría lugar si la atmósfera estuviera desprovista de
humedad.
El dióxido de carbono (anhídrido carbónico) procede de las ema­
naciones volcánicas, de las combustiones y de la respiración de los
seres vivos. A partir de comienzos de siglo, se ha advertido un
incremento notable en el contenido de dióxido de carbono de la
atmósfera, como consecuencia de la combustión de enormes can­
tidades de combustibles como la madera, el carbón, el petróleo o
el gas natural. El aumento progresivo del mismo es compensado
por la acción clorofílica de las plantas, que absorben el anhídrido
carbónico y desprenden oxígeno. El gas carbónico refuerza consi­
derablemente la acción del vapor de agua en la absorción de los
rayos infrarrojos. Se calcula que su completa desaparición provocaría
un descenso medio de la temperatura de la Tierra en 21°C.
Otro de los gases de gran interés desde un punto de vista humano
es el ozono. Este gas se forma por la absorción de los rayos
ultravioletas procedentes del Sol, que descomponen el oxígeno m o­
lecular biatómico, provocando la constitución de moléculas triatómicas
del mismo:
O2 + energía solar ultravioleta ^ 2 0
(longitud de onda 0,12
0,20ii)
2
O2 + 20
,
20
(1 |j= 0,001 mm)
El ozono existente en la atmósfera es capaz de impedir el paso
de la radiación ultravioleta de longitud de onda comprendida entre
0,20|j y 0,29|j, que haría imposible la vida en nuestro planeta. Úni­
camente la radiación solar ultravioleta de la gama comprendida entre
0,29|J y 0,40|i traspasa la pantalla protectora del ozono, radiación
que afortunadamente se ha demostrado que posee propiedades be­
néficas.
Por último, otros gases existentes en la atmósfera pueden ser
considerados como elementos contaminantes o impurificantes de la
misma. Uno de los más conocidos, el anhídrido sulfuroso (SO2), se
incorpora al aire como consecuencia de la combustión del carbón,
del petróleo y de la fundición de minerales que contengan azufre.
Su peligrosidad se deriva de la posibilidad de form ar ácido sulfúrico
(SO4H2), sustancia altamente perjudicial al contacto con los pulmones.
Otros gases, como el anhídrido nitroso (NjO) y el monóxido de
carbono (CO), pueden llegar a mostrar su toxicidad por encima de
determinadas concentraciones. Este último, al combinarse con la
hemoglobina de la sangre e impedir el transporte del oxígeno, es
uno de los más peligrosos.
Las partículas sólidas contenidas en la atmósfera tienen una
procedencia y una naturaleza variables: partículas de polvo, sales
que cristalizan al evaporarse las gotas de agua de los océanos,
humos procedentes de la combustión, etc. Las partículas de polvo,
debido a su pequeño tamaño y ligero peso, permanecen fácilmente
en suspensión. Proceden de las llanuras secas y desérticas, playas
o explosiones volcánicas, y son transportadas a veces a grandes
distancias de sus lugares de origen. Los incendios forestales y en
general las combustiones son fuente del aumento constante del polvo
existente en la atmósfera terrestre. Su importancia se deriva de su
participación como núcleos de condensación en la formación de las
nubes.
2.
LA ESTRUCTURA ATMOSFÉRICA
En el apartado anterior, hemos considerado la composición media
de la atmósfera, analizando los principales componentes que la in­
tegran. Sin embargo, ni la distribución de los diferentes elementos,
ni la densidad del aire permanecen constantes con la altura. La
atracción gravitatoria de la Tierra sobre la masa gaseosa que la
rodea, disminuye a medida que nos elevamos; en consecuencia, el
aire se va enrareciendo con la altitud. La influencia de la atmósfera
100
en los fenómenos que determinan el tiempo atmosférico y por lo
tanto el clima, varía considerablemente si consideramos los primeros
kilómetros próximos a la superficie terrestre o si nos situamos a
una distancia suficientemente alejada de la misma.
Cabe, por tanto, referirnos a una estructura vertical de ia at­
mósfera. Un criterio que permite dividirla en capas homogéneas,
diferenciadas entre sí, es el de su diverso comportamiento térmico.
La variación de la temperatura en altura presenta determinadas dis­
continuidades, delimitando así varios estratos gaseosos superpuestos
(figura III.1). Estas diferencias térmicas no son sino el resultado de
la diferente composición gaseosa de cada capa, lo que condiciona
a su vez su particular dinámica atmosférica. Para facilitar la exposición,
comenzaremos a describir la estructura de la atmósfera en orden
ascendente, desde la capa más próxima a la más alejada de la
superficie terrestre.
Figura III. 1. Estructura atmosférica.
101
2.1.
La troposfera
Es la capa inferior de la atmosfera, donde se encuentran las tres
cuartas partes de la masa gaseosa que envuelve a la Tierra y
prácticamente la totalidad de vapor de agua. Su mismo nombre,
derivado del griego tropein (girar, revolver), traduce la existencia de
movimientos turbulentos en su seno, tanto de dirección horizontal,
como vertical. Es, esta capa atmosférica, el dom inio de las nubes,
precipitaciones y demás fenómenos metereológicos. Sin embargo,
no toda la troposfera presenta un comportamiento semejante. Así,
existiría una primera subcapa, hasta una altitud media de unos 3.000
metros (límite de la peplopausa), donde la presencia de impurezas
y la mayor turbulencia del aire serían la causa de una superior
actividad de la dinámica atmosférica. Por estos motivos, se conoce
a esta primera subcapa, como capa geográfica o capa sucia. De
aquí, hasta el límite de la tropopausa (superficie de separación res­
pecto a la siguiente capa atmosférica: la estratosfera), la atmósfera
se presenta más limpia y homogénea y recibe el nombre de capa
fundamentalmente de la latitud y de la estación del año. Como puede
observarse en la figura III.2, la inversión térmica se produce en los
Polos a una altura inferior (aproximadamente a los 6 kilómetros) y
a una temperatura superior (-45 °C) que en el Ecuador (17 Km y
-8 5 °C, respectivamente).
Es difícil encontrar las causas que explican este comportamiento
térmico de la atmósfera. Valga de forma simple la siguiente expli­
cación. Antes de recibir la radiación solar, podemos imaginar que
la Tierra estaría fría y la atmósfera verticalmente isoterma. El calen­
tamiento terrestre sería la causa de una elevación de la temperatura
del aire hasta el momento en que la influencia desapareciera. Esta
influencia, debido a la diferente verticalidad de los rayos solares,
sería lógicamente mayor en el Ecuador que en los Polos y se dejaría
sentir hasta una altura superior.
2.2.
La estratosfera
Ubre.
En general, por término medio, la temperatura desciende con la
altura, de manera más o menos regular, a razón de 0,65'’C por cada
100 metros. Esta tendencia, que manifiesta un gradiente térmico
negativo, se interrumpe bruscamente al alcanzar la tropopausa. Su
descubrimiento data de comienzos de siglo, pues hasta entonces se
suponía que el descenso continuaba hasta el límite superior de la
atmósfera donde existiría la temperatura del cero absoluto (-273 °C).
La altura a que se encuentra la tropopausa es variable y depende
Polo
Figura III.2, Altura alcanzada por la troposfera.
102
La segunda capa atmosférica en importancia es la estratosfera,
que se extiende desde la tropopausa hasta una altura aproximada
de 50 km, donde se encuentra la estratopausa, superficie de se­
paración con respecto a las capas altas de la atmósfera.
Destaca en este espacio atmosférico la ausencia casi completa
de vapor de agua, así como la progresiva rarificación de la presencia
de gases con la altura. Se puede afirmar que aproximadamente el
95 por 100 de la masa atmosférica está localizada en los primeros
20 km. La temperatura de la estratosfera en las latitutes medias y
altas permanece constante hasta una altura de unos 18 a 20 km,
aumentando después a razón de 3°C por cada kilómetro de ascen­
sión. El incremento de temperatura es todavía más marcado a partir
de los 30 a 35 km. La presencia del ozono atmosférico en esta capa
le ha proporcionado el nombre de ozonosfera, con el que a veces
se distingue a la estratosfera. La existencia del ozono y su capacidad
para absorber las radiaciones ultravioletas del Sol explica la elevación
de la temperatura, que puede alcanzar los 100 °C. La estratosfera
termina, precisamente, donde acaba la capa de ozono.
Hasta no hace mucho tiempo, se venía afirmando la calma que
caracterizaría a esta capa atmosférica. Incluso, el mismo nombre,
estratosfera (aire en estratos, tranquilo) suponía el contraste con una
troposfera en continuo cambio. Sin embargo, han sido descubiertas
perturbaciones violentas, de dirección horizontal, con vientos que a
veces superan los 250 km/h. Estos vientos tienen un predominio de
la dirección Este en verano y Oeste en invierno. Esta inversión
103
estacional del sentido del viento parece estar relacionada con la
variación térmica provocada por el diferente calentamiento de la
ozonosfera. Lo que si puede asegurarse es la debilidad de ios
movimientos verticales, inferiores en velocidad a un decímetro por
segundo. Precisamente, la inversión térmica de la tropopausa limita
el acceso de las grandes masas de nimboestratos que se desarrollan,
a veces, con gran potencia en la troposfera (esta idea se comprenderá
mejor, cuando se analice el apartado 3.3. del tema VII, dedicado al
estudio de la estabilidad e inestabilidad del aire atmosférico).
2.3.
La alta atmósfera
Más allá de los 50 km, el gradiente de variación de la temperatura
con la altura se vuelve a invertir. Las temperaturas descienden otra
vez hasta la aparición de una nueva discontinuidad, denominada
mesopausa, situada a unos 80 km de altura. La capa atmosférica
comprendida en este intervalo altitudinal recibe el nombre de mesosfera y algunos autores se refieren a ella como la alta estratosfera.
Por encima de los 80 km, la rarefacción o rarificación atmosférica
es casi total. A unos 150 km, la presión del aire corresponde casi
al vacío neumático, aunque la existencia de estrellas fugaces-en este
espacio pone de manifiesto que la densidad gaseosa es suficiente
para provocar calentamiento por rozamiento y dar así lugar a fe­
nómenos luminosos. La absorción de las radiaciones ultravioletas de
menor longitud de onda aumenta la temperatura del aire hasta 200300 °C. En capas más altas, aún puede dispararse hasta alcanzar los
1.000 °C. Por este motivo, también se conoce a esta capa atmosférica
con el nombre de termosfera.
Otra consecuencia de la radiación y su absorción por el aire es
la ionización. Los átomos gaseosos modifican su situación de neu­
tralidad eléctrica (igual número de protones o cargas positivas que
electrones o cargas negativas) y se transforman en iones (átomos
cargados eléctricamente). Esta transformación convierte a la atmósfera
en conductora de la electricidad y debido a este fenómeno ha recibido
el nombre de ionosfera. Esta propiedad es muy interesante en la
radiocomunicación, ya que los estratos ionizados permiten reflejar
las ondas de radio y devolverlas a la Tierra. Sin esta reflexión no
sería posible la comunicación por radio a larga distancia.
Por último, señalar, que la observación de las nubes ionizadas
por procedimientos radioeléctricos, ha servido para poner de ma­
nifiesto la existencia de vientos del Oeste de gran velocidad (de 10
km/seg o 250km/seg), aunque débil energía, debido a la densidad
tan reducida de la atmósfera en estas altitudes.
104
3. LAS PROPIEDADES DEL AIRE
Los dos primeros apartados de este capítulo nos han servido
para conocer cuáles son los principales componentes de la atmósfera
y cómo están distribuidos de acuerdo a su estructura vertical. Vamos
a continuación a exponer las principales variables que definen su
estado y las correspondientes propiedades, responsables del com ­
portamiento atmosférico.
El aire es una mezcla de gases; por lo tanto, sus propiedades
se derivan de este particular estado de agregación de la materia.
En general, los gases pueden definirse como cuerpos sin forma ni
volumen propios y con tendencia a dispersarse uniformemente por
el espacio. En este aspecto, se diferencian fundamentalmente de los
líquidos y de los sólidos. Estos últimos ofrecen fuerte resistencia a
modificar su volumen aunque no su forma, circunstancia que no
puede afirmarse rotundamente para los líquidos, que cambian su
volumen (aunque ligeramente) mediante variaciones de presión y
temperatura. Quizás, el hecho que mejor marca la diferencia entre
los gases y los líquidos es el de que estos últimos forman superficies
de separación respecto a los primeros.
Es por tanto la movilidad una de las propiedades que mejor
define a los gases y, en consecuencia, al aire, en su comportamiento
respecto a los cuerpos sólidos y líquidos. Esta propiedad cabe
deducirla de la baja atracción existente entre sus moléculas, lo que
permite a la materia, en este estado físico, moverse libremente por
el espacio. Por contra, en los líquidos y mucho más en los sólidos,
la menor distancia entre sus moléculas (o átomos) les obliga, por
las leyes de atracción gravitatoria de Newton, a mantener posiciones
relativamente fijas entre ellos. Desde un punto de vista geográfico,
la movilidad del aire es fundamental para comprender la dinámica
atmosférica.
La segunda propiedad a considerar es la presión. El aire pesa y,
en consecuencia, es capaz de ejercer una presión, o fuerza por
unidad de superficie, en cualquier punto de la atmósfera terrestre.
A medida que nos elevamos en altura, la capa de aire existente por
encima se reduce y también su peso. Así, a unos 5 km, tan sólo
queda un 50 por 100 de la atmósfera y a unos 10 km, el 25 por
100; la presión iría descendiendo lógicamente con la altitud en esa
misma proporción. El concepto de presión es sinónimo de fuerza.
Un gas a alta presión es capaz de realizar una fuerza unitaria (por
cada unidad de superficie) superior:
105
-i
F = P -S
F(fuerza)
P(presión)
S(superficie)
Las unidades de la presión en los principales sistemas de medida
son ios siguientes: en el sistema cegesimal (C.G.S.) la unidad se
denomina baria y equivale a la presión realizada por una fuerza de
una dyna sobre una superficie de 1 cm^.
1 baria
1 dyna
1 cm^
(1 dyna = 1 gr.cm/seg^)
la columna de mercurio. En consecuencia, el valor de esta unidad
de presión estaría relacionada con la atmósfera de la siguiente ma­
nera:
1 atmósfera = 760 milímetros de mercurio.
Las diferencias de presión en el aire no existen únicamente en
altura, sino también entre diferentes puntos de la superficie terrestre
de la'm ism a altitud. Las causas de esta falta de uniformidad en el
campo de presión en superficie son de origen térmico y dinámico.
Si el suelo se calienta, el aire se dilata y pesa menos por lo que
El sistema Internacional (S.l.) utiliza como medida de presión el
Pasca!, presión realizada por la fuerza de un Newton sobre una
superficie de 1 m^.
1 Pascal =
1 Newton
1 m^
(1 Newton = 1 kgr.m/seg^
Ambas unidades son muy reducidas, por lo que se utiliza el bar
(equivale a un millón de barias) y el Idlogramo por centimetro cua­
drado (fuerza de 1 kg sobre una superficie de 1 cm^).
1 bar = 1.000 milibares = 1,0204 kg/cm^ = 1.000.000 barias
Otras unidades muy utilizadas para medir la presión atmosférica
son la atmósfera y el milímetro de mercurio. La atmósfera equivale
a la presión atmosférica al nivel del mar, a cero grados centígrados,
y su valor es de 1,033 kilogramos por centímetro cuadrado.
1 atmósfera = 1,033 kg/cm^
Por último, y aunque parezca inapropiado, una medida de longitud
sirve como unidad de medida de presión. El milímetro de mercurio
tiene relación con la experiencia de Torricelli para medir la presión
atmosférica. Torricelli tom ó un tubo de vidrio de un metro de longitud
y lo llenó por completo de mercurio. Al invertirlo e introducirlo en
una cubeta del mismo metal, observó que el mercurio quedaba a
una altura de 760 mm, no descendiendo hasta el nivel de la misma
(figura III.3.). Este experimento sirvió para demostrar que la presión
del aire exterior (en el interior del tubo se hacía el vacío) mantenía
106
Figura III.3.
Experimento de Torricelli para medir la presión atmosférica.
107
tiene tendencia a moverse verticalmente hacia arriba, dejando un
espacio libre que provoca un descenso de la presión. Además de
este factor de origen térmico, el aire puede ascender o descender
por fenómenos derivados de corrientes de aire existentes en altura,
provocando bajas o altas presiones de carácter dinámico (esta idea
se comprenderá mejor al estudiar el capítulo de la circulación at­
mosférica).
Otra propiedad del mayor interés es la temperatura. Existen dos
conceptos que habitualmente se confunden y que son el de calor
y temperatura. El calor es una forma de energía, mientras que la
temperatura es una consecuencia del anterior. Si un cuerpo recibe
calor, sus átomos o moléculas comienzan a vibrar y a moverse con
mayor intensidad, elevando su nivel térmico o temperatura. Pero no
todos los cuerpos adquieren la misma temperatura cuando reciben
la misma cantidad de calor. Este desigual comportamiento térmico
se puede medir mediante el concepto de calor específico. Se de­
nomina calor específico de un cuerpo (no importa su estado físico)
a la cantidad de calor necesaria para elevar a un gramo del mismo
un grado su temperatura. Así, el comportamiento térmico del agua
y del aire son muy diferentes. El calor específico del agua es de 1
caloría/gr°C; se necesitaría una caloría para elevar a 1 gramo de
agua 1 grado su temperatura. En el caso del aire, este valor es
únicamente de 0,20 calorías/gr°C. Esto significa, que la misma can­
tidad de calor elevaría la temperatura del aire cinco veces más que
la del agua (suponiendo idéntica masa en ambos); o visto de otra
manera, que a la misma temperatura el agua almacenaría cinco veces
más cantidad de calor.
Aunque parezca obvio, conviene resaltar que la acumulación de
calor de un cuerpo depende también de la masa del mismo que se
caliente. La cantidad de calor necesaria para elevar a un cuerpo de
masa m y calor específico
desde una temperatura í, a otra t/
sería la siguiente:
caloría
„^ -(3 0 -1 5 )» C = 20 - 1 • 15 = 300 ca lo ría s
gr. u
Q = m .C 3 ( t,- t¡ ) = 2 0 g r . 1 -
De esta manera, se comprende mejor el comportamiento térmico
diferencial de la tierra y el mar. El suelo seco posee un calor
específico semejante al aire (cinco veces inferior al agua). A esta
desigual capacidad de acumular calor unitaria (por cada gramo de
masa), hay que añadir que el agua permite que el calor penetre
hasta una mayor profundidad en su seno, calentando una cantidad
de masa superior. El resultado es una capacidad aún mayor de
almacenar calor. Al producto de la masa por el calor específico
(m.CJ se le conoce con el nombre de capacidad calorífica.
Esta diferente forma de responder a la absorción del calor puede
comprenderse mejor utilizando un símil hidraúlico. Si suponemos un
recipiente capaz de mantener un líquido en su interior y lo llenamos
con el mismo, la altura alcanzada dependerá de su sección o su­
perficie de la base (figura lll.4.a). En este símil comparativo, el
volumen del líquido sería la cantidad de calor, la sección la capacidad
calorífica y la altura alcanzada por el mismo, la temperatura. No es
el recipiente que contiene más líquido el que alcanza mayor altura;
m (masa del cuerpo en gramos)
^
calorías,
Ce (Calor especifico en ------ — )
gr. C
O = m . C, . (t, -
ti)
Así, para calentar una masa de 20 gramos de agua, desde una
temperatura de 15°C a otra final de 30 °C, se necesitaría la siguiente
cantidad de calor:
108
h „ fi 2, sinónimos de temperatura
s„ Sj, sinónimos de capacidad calorífica
v „ Vj, sinónimos de cantidad de calor
t, (Temperatura final en °C)
t¡ (Temperatura inicial en °C)
Q (Cantidad de calor en calorías)
V, = S2 ■hj
Figura III.4.
V, = s, ■ h,
Símil hidraúlico, respecto del desnivel térmico.
109
o lo que es lo mismo, no es el cuerpo que contiene más calor el
que posee una temperatura más elevada. Siguiendo con el mismo
ejemplo, si pusiéramos en comunicación ambos recipientes (figura
lll.4.b), pasaría líquido del de mayor al de menor nivel, aunque este
último tuviera mayor cantidad de líquido. Algo semejante ocurre con
el calor. Entre dos cuerpos de diferente nivel térmico se establece
una transmisión de calor del de mayor al de menor temperatura,
hasta que ambos igualen sus temperaturas.
La unidad de medida de la temperatura depende de la escala de
medida. La escala centígrada fue inventada por el astrónomo sueco
Celsius en 1742 y en la misma, sobre un termómetro, utilizando la
propiedad de la dilatación se fijaron los valores de O y 100 corres­
pondiendo con las temperaturas en las que el agua en condiciones
normales de presión hiela o rompe a hervir. Dividiendo el espacio
de variación en cien partes, a cada una de ellas se le denominó
grado centígrado (°C). Farenheit, por su parte, establecía otros puntos
de referencia en la medición, dio un valor O a la temperatura de la
nieve y de la sal de amoniaco en fusión y a la temperatura normal
del cuerpo humano 100. De aquí resultaba que la temperatura de
fusión del hielo era de 32 grados farenheit (°F) y la de ebullición
de 212. De esta manera, es fácil transformar un valor de referencia
en una escala a la otra (figura III.5.):
100
212 °
-
32° -
0°
-460° -
273
-17,8°
273° -
Ebullición
Congelación
255,2°
-273° -
Cero absoluto
F - 32
Una escala termomètrica muy utilizada también es la llamada Kelvin
o absoluta. Esta escala es la prolongación de la escala centígrada
(los grados de ambas tienen el mismo valor) con el cero absoluto
en el -273 “C, temperatura en que la materia quedaría sin movimiento
interno. Sería, por tanto, la temperatura más baja que se puede
alcanzar.
La relación entre ambas escalas, centígrada y absoluta, es fácil
de establecer:
T = t
o °-
3 7 3 °-
F - 32
180
o bien de forma más reducida
C
5
100° —
i
T = temperatura absoluta
t = temperatura centígrada
Figura III.5.
Escalas termométricas: Farenheit, Celsius y Kelvin.
Así, un cuerpo a 20 °C tendría una temperatura de 293° K, y si
su temperatura fuera - 1 3 “C, le correspondería 260 °K.
La densidad es otra propiedad de gran interés, ya que el aire
más denso se estabiliza, mientras que el menos denso, de menor
peso, tiende a elevarse. Se denomina densidad a la masa de un
cuerpo por unidad de volumen. Su valor es equivalente al peso
específico o peso unitario (si un cuerpo tiene 20 gramos de masa.
pesa también 20 gramos). La unidad de medida más usual, para
ambas propiedades, es el grlcm^ y el gr/Htro.
d =
m (gramos)
V lcm ")
Pe =
P (gramos)
V (cm®)
m = masa
V = volumen
d = densidad
Pe = peso específico
P = peso
Analicemos, a continuación, cuáles son los principales factores
que modifican ia densidad de! aire. Al ser el aire una mezcla de
gases, de diferente densidad, interesa tener en cuenta aquellos que
presentan mayor variabilidad, como el caso del vapor de agua. Si
comparamos la densidad de este último con la de los principales
gases que componen el aire (nitrógeno, oxígeno y anhidrico car­
bónico) veremos que la densidad del vapor de agua es inferior. El
peso molecular de cada uno de ellos expresado en gramos ocupa,
en condiciones normales de presión y temperatura, un volumen de
22,4 litros. Así, conociendo el valor de los pesos atómicos de los
átomos integrantes (H = 1, C = 12, N = 24, 0 = 16), tendríamos:
gas
N,
0.
CO 2
H^O
peso molecular
(en gramos)
2 x 1 4 = 28 gr.
2 x 1 6 = 32 gr.
12 + 1 6 x 2 = 44 gr.
2 x 1 + 1 6 = 1 8 gr.
volumen (litros)
22,4
22.4
22,4
22,4
litros
litro s
litro s
litro s
peso especifico
(condiciones
normales)
1,25
1,43
1,97
0,80
gr/l
gr/l
gr/l
gr/l
Resulta sencillo deducir, que una masa de aire que contenga
mayor cantidad de vapor de agua es un aire poco denso y con
cierta tendencia a elevarse y perder su estabilidad.
Otro factor importante, que determina la densidad es la tempe­
ratura. Los cuerpos al calentarse se dilatan y aumentan sus dimen­
siones y su volumen. Así, una masa de aire caliente ocupa mayor
volumen que si estuviera fría, siendo menor su densidad. El aire
caliente tiene, al igual que el húmedo, predisposición a elevarse,
mientras que el aire frío y seco se acuña en el anterior, ocupando
las posiciones más bajas.
Hemos dejado para el final, por su trascendencia, la propiedad
de la humedad. La humedad hace referencia a la cantidad de vapor
de agua contenida en la atmósfera. Su medida o humedad absoluta
se realiza en peso (gramos) con relación a una unidad de volumen
de aire (m®). Así, una masa de aire, de humedad 25 gr/m ^ significaría
j
112
la presencia de 25 gramos de vapor de agua por cada metro cúbico
de aire existente. Una de las características más importantes del aire
es que este valor no puede crecer indefinidamente. Al alcanzar un
límite, el aire se satura de humedad. Si a partir de este momento
pretendemos aumentar la concentración de agua, el aire será incapaz
de mantenerlo en estado de vapor y el mismo se condensará al
estado líquido.
El conocimiento de la máxima cantidad de agua que el aire puede
admitir en su seno como vapor se presenta pues como algo fun­
damental. Esta capacidad higrométrica depende de la temperatura.
Así, el aire caliente puede contener mayor cantidad de vapor de
agua que el aire frío antes de alcanzar la saturación. El gráfico de
la figura III.6. indica el máximo valor de vapor de agua que un metro
cúbico de aire puede contener, según su temperatura.
Por tanto, además de conocer la humedad absoluta del aire
interesa saber la situación en que nos encontramos respecto a la
saturación. Este nuevo concepto recibe el nombre de humedad re­
lativa y la forma de medirlo es calcular la proporción, en tanto por
ciento, de la humedad absoluta del aire respecto a la correspondiente
al estado de saturación a esa temperatura.
Hr =
HABS
X
100
Hr = humedad relativa
Habs = humedad absoluta
F = humedad en el punto
de saturación
Un ejemplo sencillo puede servir para ilustrar esta importante
propiedad del aire. Supongamos una masa de aire a 20 °C, con un
contenido de humedad de 12 gr/m®. La humedad relativa sería la
siguiente (observar que según el gráfico de la figura III.6., la máxima
cantidad de vapor de agua que el aire puede poseer a 20 °C es de
17,3 gr/m®):
Hr =
100 =
X
12
17,3
X
100 = 69,4%
Si la temperatura de esta masa de aire descendiera a 16 °C, su
humedad absoluta continuaría siendo la misma, pero su humedad
relativa sería más alta y próxima al estado de saturación (14 gr/m®
el punto de saturación a 16 °C).
Hr =
X
12
100 = '=
14
X
100 = 85,7%
113
DIAGRAMA CONCEPTUAL
\
Figura
1.6. Masa máxima de vapor de agua (por unidad de volumen de aire) según
la temperatura en estado de saturación.
Si la temperatura continuara descendiendo, para un valor apro­
ximado de 14 °C se alcanzaría la saturación y la humedad relativa
sería del 100 por 100. Un enfriamiento por debajo de este valor,
hasta los 10 °C, por ejemplo (9,4 gr/m® en el punto de saturación),
obligaría al aire a ceder el exceso de humedad (1 2 -9 ,4 = 2,6 gr/m®),
continuando con una humedad relativa del 100 por 100. Esta cantidad
de humedad en exceso condensaría, pudiendo permanecer en forma
de minúsculas gotitas disueltas en el resto de la masa atmosférica.
Únicamente, cuando las pequeñas gotas se juntan para form ar otras
de mayor tamaño, el peso las impide continuar en suspensión,
precipitando.
114
I
115
TEMA IV
EL SISTEMA TÉRMICO TERRESTRE
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
El equilibrio térmico de la Tierra.
— El sistema térmico terrestre.
1.1.
Principales formas de transmisión del calor.
— Radiación.
— Convección.
— Conducción.
1.2.
Balance térmico global entre el Sol y la Tierra.
— El Sol, principal fuente de energía.
— La atmósfera y su labor de filtrado (absorción, refle­
xión, dispersión).
— La insolación: energía que alcanza la superficie te­
rrestre (albedo y absorción por el suelo)
— Balance energético entre los principales elementos del
sistema térmico terrestre: superficie terrestre, atmós­
fera y espacio exterior.
1.3.
Factores explicativos del desigual reparto de la insolación
y del comportamiento térmico terrestre.
a)
b)
c)
d)
e)
f)
Distancia entre el Sol y la Tierra.
Altura solar.
Duración solar.
Nubosidad.
Distribución de tierras y mares.
Elevación y topografía.
1.4.
La distribución de la radiación solar en la superficie
terrestre.
— Principales factores de la diferenciación espacial.
2.
La estructura térmica de ia troposfera.
— Causas de los desfases existentes entre los fenómenos ra­
diactivos y la temperatura del aire.
2.1.
La temperatura en superficie.
a)
La oscilación térmica diaria.
— Concepto de temperatura mínima, media y má­
xima y amplitud diarias.
— Factores del desigual perfil del ciclo térmico dia­
rio.
b)
Las variaciones estacionales.
— Concepto de temperatura media mensual y am­
plitud anual.
— Factores condicionantes de la fluctuación térmica
anual.
c)
La distribución de temperaturas sobre la superficie
del globo.
— El mapa de isotermas.
— Principales factores que influyen en el desigual
reparto térmico.
- Factores intrínsecos (altura solar, distribución de
tierras y mares, nubosidad).
- Factores extrínsecos (masas de aire, corrientes
marinas).
2.2.
La estructura térmica en altura.
lIMTRODUCCIÓN
La radiación solar constituye la fuente de energía básica de nuestro
planeta. Resulta, pues, lógico, que el estudio de los mecanismos del
tiempo atmosférico al que vamos a dedicar estos próximos cuatro
temas comience por la exposición del sistema térmico terrestre. Más
difícil es establecer el orden cronológico de los fenónrienos atmos­
féricos que tienen lugar. El Sol calienta el aire, elevando su tem ­
peratura, pero a la vez es el causante de la dinámica de la hidrosfera
y la atmósfera y, en última instancia, de las tormentas, las nubes,
la lluvia, la nieve, etc. La pregunta clave es por dónde hay que
comenzar el estudio. La historia de la máquina térmica terrestre se
escribe sobre un cilindro y se repite de forma cíclica. Así, si nos
fijamos en dos elementos climáticos tan importantes como la tem ­
peratura y el viento, es difícil determinar dónde está la causa y el
efecto. Las diferencias térmicas son básicas en lo que respecta a la
creación y mantenimiento de las presiones y al movimiento del aire
consecuente a su distribución diferencial, pero, al mismo tiempo, el
sistema de vientos redistribuye la energía calorífica terrestre, m odi­
ficando las condiciones térmicas iniciales. Al final, nos hemos decidido
por dedicar este primer tema al estudio del sistema térmico terrestre
y de la estructura de temperaturas de la troposfera, dejando para
después el análisis de la circulación atmosférica y de las aguas
marinas y los mecanismos productores de las precipitaciones.
Este tema está organizado, por tanto, en dos partes perfectamente
diferenciadas. La primera se centra en la realización del balance
energético de la Tierra, como sistema unitario frente al exterior, y
en el estudio de los principales factores, cósmicos y geográficos,
que influyen en el desigual reparto de ía insolación terrestre. En la
segunda, se analizan la distribución horizontal de la temperatura del
aire, así como su disposición vertical. La estructura térmica terrestre
119
está determinada, tanto por factores derivados del calentamiento o
insolación de cada lugar como por otros extrínsecos, como la cir­
culación atmosférica y las corrientes marinas.
1.
EL EQUILIBRIO TÉRMICO DE LA TIERRA
Frecuentemente, se ha comparado a la Tierra con un sistema
térmico, constituido por diversos elementos que interactúan entre sí,
intercambiando energía calorífica. Puede ser éste un buen esquema
teórico que nos ayude a comprender mejor el balance energético
que tiene lugar entre la Tierra y el Sol y que representa el verdadero
motor de la máquina térmica atmosférica.
Ya indicamos en el capítulo anterior, que el calor es una de las
formas de manifestación de la energía y que es trasvasado entre
cuerpos de diferente nivel térmico, del de mayor temperatura al más
frío. En el caso de nuestro planeta, el Sol es el foco cálido que
nos proporciona la energía. El sistema térmico terrestre es abierto
y equilibrado. Como en todo sistema abierto, existe una relación con
el exterior. La energía solar alcanza la superficie terrestre calentándola.
A su vez, la Tierra emite energía calorífica hacia el espacio externo.
Como sistema térmico equilibrado, el proceso de entrada y salida
de energía calorífica tiene lugar de manera que no exista ni ganancia
ni pérdida de calor. La cantidad de energía recibida equivale a la
cantidad de energía emitida. Si esto no fuera así, el constante
incremento o disminución energéticos conducirían a una variación
de la temperatura terrestre que dificultaría la existencia de la vida.
Como en un período relativamente largo de tiempo, la temperatura
ha permanecido constante, podemos deducir que el intercambio de
calor es equilibrado.
Descendiendo al análisis del propio sistema térm ico terrestre,
podemos, en una primera fase, considerarlo integrado por dos ele­
mentos fundamentales: la atmósfera y las superficies continental y
marítima, dejando al margen, por intrascendente, la energía proce­
dente del interior del planeta. La atmósfera actúa a modo de filtro,
absorbiendo y reflejando un porcentaje importante de la energía
solar. Unicamente la parte conocida como insolación alcanza la su­
perficie del suelo. Como consecuencia de las radiaciones recibidas,
ambos elementos: atmósfera y superficie terrestre, funcionan a su
vez como emisores, interactuando entre sí y con el exterior, de
manera que resulte equilibrado el intercambio. Hacer un balance
120
I
térmico global de este sistema simplificado será, precisamente, uno
de los objetivos básicos de este apartado.
En una segunda fase, consideraremos a la Tierra de manera no
homogénea. Los contrastes térmicos de carácter zonal y su variación
en el tiem po son el resultado del desigual reparto de la radiación
solar, motivado por factores de orden cósmico y geográfico. Este
desequilibrio térmico interior exige la existencia de unos mecanismos
compensatorios de trasferencia de calor desde las regiones cálidas
de baja latitud hasta las frías regiones polares. En nuestro planeta,
los movimientos de la atmósfera y de las aguas de los océanos
actúan como mecanismos de trasvase energético. A su vez, parte
de la radiación solar es absorbida para perm itir el cambio de estado
del agua de líquido a vapor, desencadenando el ciclo hidrológico
del agua, con sus diversas fases de evaporación, condensación y
precipitación. Ambos fenómenos atmosféricos serán objeto de un
estudio más detallado en los dos próximos capítulos.
1.1.
Principales formas de transmisión del calor
Hasta ahora, hemos indicado que todo desnivel térmico provoca
un intercambio de calor entre el foco caliente y el foco frío. Queda
por analizar, cómo esta energía es transmitida. Existen tres maneras
diferentes de transmitir el calor que se conocen como radiación,
convección y conducción. Comencemos por la primera de ellas. Todos
los objetos del universo, excepto si se encuentran en un nivel de
inactividad térmica absoluta (a 0°K, o sea a -273 °C) irradian energía
en forma de ondas electromagnéticas. Según la ley de StephanBoltzmann, esta energía emitida es proporcional a la cuarta potencia
de la temperatura absoluta del cuerpo radiente:
E = a r
E = energía emitida.
o = constante, dependiente del cuerpo emisor.
T = temperatura en °K.
La energía irradiada posee, además, una longitud de onda (o un
espectro de longitudes de onda) que determina el carácter de la
radiación. Así, las ondas más cortas son los rayos X, rayos gamma
y rayos ultravioleta (hasta una longitud de 0,4|j; 1|J = 0,001 mm), que
se diferencian de la radiación visible (0,4 a 0,7|i) y de las radiaciones
infrarrojas de mayor longitud de onda (0,7 a 3.000(j) (figura IV. 1).
Cada cuerpo, según sus características, tiene tendencia a concentrar
sus radiaciones en una franja determinada del espectro. En general,
cuanto mayor es la temperatura del cuerpo emisor, más alta es la
cantidad de energía radiada (ley de Stephan, antes aludida) y menor
es su longitud de onda. Según la ley de Wien, la longitud de onda
de emisión máxima (A. max) es inversamente proporcional a la tem ­
peratura absoluta del cuerpo emisor:
2.897
K max = —=—
ULTRA
LUZ
VIOLETAS VISIBLE
RAYOS X
X
0,0lA
lOA
Z I 3 iC
D
X
10“ m.
INFRAROJOS
ONDAS DE RADIO
r
<
IO.OOOA(Im)
1m
Figura IV. 1. Esquema de las radiaciones electromagnéticas del espectro solar.
La figura IV.2 nos muestra una representación de las bandas de
energía emitidas por el Sol y la Tierra. La radiación solar cubre una
amplia gama del espectro electromagnético, desplazado hacia las
longitudes de onda más cortas. Este hecho no es sino la constatación
de las dos leyes antes citadas. El Sol, como cuerpo que radia a
una temperatura aproximada de 5.700 °C, emite una gran cantidad
de energía (proporcional a la cuarta potencia de 5.973 “K = 5.700-i-273)
en un espectro de onda corta (al menos su valor medio), que alcanza
desde rayos X, rayos gamma y rayos ultravioleta (9 por 100), a todo
el espectro visible (41 por 100) y parte de la gama de infrarrojos
(50 por 100 restante). Por su parte, la Tierra emite, debido a su
inferior temperatura, una cantidad de energía sensiblemente menor,
de mayor longitud de onda, desplazada completamente hacia la franja
de los infrarrojos.
122
Figura IV.2. Representación logarítmica de la distribución espectral de las radiaciones
solar y terrestre.
Es ésta la forma más rápida de transm itir energía (las ondas viajan
a una velocidad de 300.000 km/seg), pero no la única. Los otros
dos modos existentes requieren la presencia de un elemento material,
que sirva de intermediario en la transmisión. En la conducción, el
123
trasvase de calor se realiza de molécula a molécula o de átomo a
átomo sin que la materia se desplace. Es la forma clásica de transm itir
el calor en los cuerpos con poca movilidad, como los sólidos, aunque
también puede producirse en los otros dos estados físicos. El tra­
dicional experimento de calentar un objeto metálico en un extremo
y com probar la elevación de temperatura en el extremo opuesto
evidencia cómo el calor ha sido transm itido de átomo a átomo del
metal. Más interesante, desde un punto de vista geográfico, es la
transmisión por convección. Este método utiliza un fluido (gas o
líquido) en movimiento para producir el trasvase de energía. Es difícil,
sin embargo, que en la transmisión del calor exista un único pro­
cedimiento para la transferencia de la energía calorífica.
En general, suelen darse los tres aunque con predominio de uno
de ellos. Un ejemplo sencillo puede ayudarnos a comprenderlo mejor.
Así, si pretendemos calentar una habitación con una estufa calefactora
(figura IV.3) e intentamos analizar cómo se produce la transmisión
del calor, deberíamos reconstruir el siguiente proceso; el elemento
calefactor transforma la energía del combustible (procedente de la
aire en movimiento
Figura IV.3.
radiación
Transmisión dei calor en una habitación.
madera, carbón, fuel-oil, o una resistencia eléctrica) en energía ca­
lorífica hasta alcanzar una determinada temperatura de equilibrio,
momento en que coinciden el calor de la combustión del combustible
(o de la resistencia eléctrica) y el que desde la estufa es emitido al
exterior. Esta temperatura, más elevada que la del entorno externo,
es la causa de que se produzca por radiación directa una emisión
de ondas electromagnéticas que se expanden por la habitación sin
necesidad de un soporte material que las transmita. Pero a su vez,
el aire situado en la proximidad del calefactor eleva su temperatura]
perdiendo densidad, y provocando una corriente ascensional que
reparte el calor por el resto del espacio. El espacio libre dejado por
el aire calentado es ocupado por una nueva masa de aire que repite
la operación de calentamiento por convección. Por último, la trans­
misión por conducción, molécula a molécula, también existe aunque
con una eficacia térmica mucho más reducida.
1.2.
Balance térmico global entre el Sol y la Tierra
El Sol emite de forma constante una elevada cantidad de radiación.
Esta energía emitida, debido a su elevada temperatura, alcanza el
valor 5,2.10^'* kilocalorías por minuto. De esta radiación electromag­
nética, únicamente una pequeña parte (la mitad de una milmillonésima) llega a la superficie de la Tierra. Sin descontar aún la parte
absorbida por la atmósfera, la energía procedente del Sol en dirección
perpendicular a los rayos solares es de 2 calorías por centímetro
cuadrado en cada minuto de tiempo. Esta unidad de energía por
unidad de superficie (caloría/cm^) recibe el nombre de langley, en
honor de S.P. Langley, físico y astrónomo del siglo xix, pionero en
el estudio de las radiaciones. En resumen, que la cantidad de energía
que penetra en la atmósfera es de 2 langley/minuto. Este valor recibe
el nombre de constante solar. Sin embargo, como la Tierra es una
esfera en rotación, la energía recibida se reparte sobre una superficie
•Tiayor, en la proporción de 4 a 1. Si la Tierra fuera plana, del
tamaño de un círculo máximo (figura IV.4), la radiación recibida por
toda la superficie (área del círculo, nR^) tendría el valor de 2 langley/
minuto, siempre que la dirección de los rayos solares incidiera de
forma perpendicular. Al repartirse por toda la superficie de la esfera
(cuya área es 4^R^ cuatro veces superior a la de un círculo máximo)
el valor medio recibido será cuatro veces menor: 0,5 langley/minuto.
Este valor medio, relativo a toda la superficie terrestre, se reduce
por el efecto de pantalla de la atmósfera, cuya labor de filtrado
impide la llegada a la superficie del suelo de la radiación completa.
La radiación emitida por el Sol, de amplio espectro ondulatorio,
es absorbida en parte por la atmósfera. La estructura vertical at­
mosférica va realizando la operación de filtrado en fases sucesivas.
En primer lugar, la ionosfera absorbe casi completamente los rayos
X y una buena parte de la radiación ultravioleta. Posteriormente, el
ozono de la estratosfera completa la absorción de los rayos ultra­
violetas más perjudiciales y por último, el vapor de agua y el anhídrido
carbónico realizan la labor de filtrado en las radiaciones infrarrojas.
La energía absorbida no es siempre constante y oscila de acuerdo
a la situación atmosférica (ausencia o presencia de nubes, contenido
de dióxido de carbono, etc). Su valor medio se puede cifrar apro­
ximadamente en un 20 por 100 del total de la energía recibida del
Sol.
Aparte de la absorción, cuando la radiación solar penetra en las
capas densas de la atmósfera, las moléculas de los gases y las
partículas de polvo dispersan parte de la luz, desviándola en todas
las direcciones. El proceso total puede describirse como reflexión
difusa. La dispersión de la luz consiste en la separación de los
distintos colores que integran la luz solar (rojo, amarillo, verde, azul,
etc.). Solamente la gama de los azules de la luz dispersa desciende
hacia la superficie terrestre, lo que explica el color azul del cielo.
Como consecuencia de la dispersión, parte de la energía solar es
126
devuelta al espacio, perdiéndose para siempre (podemos valorarla
en un 10 por 100), mientras que el resto se dirige hacia la Tierra
y se denomina dispersión descendente. Las longitudes de onda
infrarroja están menos sometidas a la dispersión y traspasan con
mayor facilidad la atmósfera en dirección a la superficie terrestre.
Todavía existe una tercera forma de filtrar la energía, que pro­
cedente del Sol, intenta alcanzar nuestro planeta. La parte superior
de las nubes se comporta como una superficie reflectante, extre­
madamente activa, que puede devolver por reflexión directa el 25
por 100 de la energía recibida. Este valor medio se refiere al conjunto
del globo terrestre, aunque, en áreas parciales, totalmente cubiertas
de nubes, el porcentaje es sensiblemente superior, pudiendo llegar
al 60 por 100 del total de la energía recibida.
La superficie terrestre no se beneficia totalmente de la radiación
solar que alcanza la superficie después de la labor de filtrado at­
mosférico, pues, una parte, según el albedo del suelo receptor
(porcentaje de energía reflejada), se refleja hacia el exterior. Este
hecho tiene gran importancia, pues dependiendo del material que
recibe la insolación, así como de la inclinación de los rayos solares,
el porcentaje de energía reflejada es mayor o menor. Así, mientras
el albedo del agua para radiaciones verticales es bajo (2 por 100),
es extremadamente alto en el caso de la nieve o el hielo (45-88 por
100), oscilando el resto de la superficie terrestre, bosques, campos
y suelo en general, en posiciones intermedias. La reflexión de la
radiación de onda corta solar tiene lugar únicamente durante el día.
Su valor medio es muy reducido, por lo que puede ser incluido
con la reflexión de las nubes al evaluar las pérdidas totales.
En resumen, del 100 por 100 de la energía recibida desde el Sol,
únicamente el 45 por 100 alcanza el suelo (insolación), perdiéndose
el 55 por 100 en el filtrado atmosférico y el escape hacia el exterior.
El balance calorífico de la radiación corta procedente del Sol, entre
la superficie terrestre, la atmósfera y el espacio exterior, puede
observarse en la figura IV.5.
La última fase del balance energético se refiere a la radiación
del suelo y posterior calentamiento atmosférico, así como a la propia
emisión de la atmósfera. La Tierra (bien en su superficie o en la
masa atmosférica) presenta así un doble comportamiento: receptor
de la energía solar y emisor hacia el exterior. La energía irradiada
por la superficie terrestre es variable con su temperatura y se realiza
por radiaciones de onda larga. Esta parte de la energía, o bien es
absorbida por la propia atmósfera, por el anhídrido carbónico y vapor
de agua de la troposfera (gama de radiaciones de 4 a 8|J y de 12
a 20(i), o bien se proyecta directamente al exterior (gama intermedia
127
Ico
E
.co
co
co
s
ccb
E
' qÌ
co
cj
.Q.
.c:
s
-Q)
sa>>
5
S
c
to
00
IO
>
de 8 a 12|i). Este hecho es muy importante desde un punto de vista
climático, pues supone que la atmósfera, sobre todo en presencia
de nubes, se comporta como una pantalla térmica, que devuelve
calor a la superficie terrestre, im pidiendo que, durante la noche, la
temperatura descienda excesivamente por ausencia de radiación solar.
Este efecto atmosférico ha sido definido como efecto invernadero,
al permitir la entrada de la radiación de onda corta y dificultar que
la de mayor longitud de onda escape hacia el exterior. El balance
energético de la radiación de onda larga (figura IV.5.) puede sor­
prender por la elevada magnitud de las cantidades de calor inter­
cambiadas. Así, la superficie terrestre, pese a sólo recibir 45 calorías
de cada 100 procedentes del Sol, emite por irradiación 120 calorías,
casi tres veces más de la energía recibida por insolación. De ellas,
105 son absorbidas por la atmósfera y 15 escapan hacia el exterior.
Esta situación es posible, porque también la atmósfera, como cuerpo
caliente, irradia energía de onda larga (su temperatura no es muy
elevada) compensando las pérdidas de superficie. De las 155 calorías
irradiadas, 105 alcanzan la superficie y 50 van al espacio externo.
Por último, la superficie terrestre utiliza dos nuevos mecanismos
de transformación del calor. Ambos intentan compensar los dese­
quilibrios térmicos existentes en nuestro planeta y no se emiten por
radiación. El primero de ellos sirve para facilitar, sobre todo en los
océanos y los mares, la evaporación del agua y su paso a la
atmósfera. Este calor latente de vaporización es devuelto posterior­
mente en el mecanismo de la condensación. El segundo uso de la
energía solar es comunicar calor a las capas bajas de la atmósfera,
que sufren un movimiento ascensional convectivo. Ambas cantidades
de energía calorífica pueden ser tasadas en 20 y 10 calorías res­
pectivamente (por cada 100 calorías solares que alcanzan la Tierra).
El balance energético global entre la superficie terrestre, la at­
mósfera y el espacio exterior puede observarse en el cuadro IV.1.,
donde detallamos para cada tipo de energía (onda corta, onda larga,
no irradiada) los intercambios entre los tres elementos del mismo
sistema térmico terrestre. El equilibrio del sistema se manifiesta en
la igualdad, para cada elemento, de la energía recibida y la energía
emitida.
3
D)
19Q
CUADRO IV.1.
BALANCE CALORÍFICO GLOBAL DEL SISTEMA TÉRMICO TERRESTRE
S
2>
% <0
•O
Reflexión
(nubes y suelo)
Absorción
25 (exterior)
Radiación difusa
(nubes)
10
Radiación directa
(nubes)
Absorción
50 (suelo)
Radiación directa
(suelo)
15
(O
O)
g-S 0 5
=5<0
“I ^5
o
2
c
UJ
5
0
c0 |
Energía solar
Superficie terrestre
Atmósfera
Espacio exterior
25
Radiación difusa
(exterior)
20
Radiación directa
105 (nubes)
20
Convección y
turbulencia
(suelo)
10
Radiación a la
superficie
Radiación al
50 exterior
15
Radiación a la
105 atmósfera
105
“" I =5
c
B ®2
C
100
105
150
155
Radiación
al exterior
* ? 2>
Radiación directa
20 (exterior)
Evaporación
(suelo)
100
100
la superficie terrestre y a su variación temporal. El resultado es un
comportamiento térmico diferencial. Consideremos la influencia dP
cada factor de forma separada.
155
Evaporación
20
Convección y
turbulencia
10
a) Influencia de la distancia entre ia Tierra y el Sol
El primer factor a considerar se deriva del movimiento de traslación
de la Tierra. El movimiento de la Tierra alrededor del Sol, según
una trayectoria elíptica, es la causa de que la distancia de ambos
astros no siempre sea la misma. La excentricidad de la órbita (figura
IV.6) explica que la energía recibida en el perihelio de Enero (mo­
mento de mayor proximidad de la Tierra y el Sol) sea superior en
un 7 por 100 a la correspondiente al aphelio de Julio (momento de
mayor lejanía). De esta circunstancia, cabría deducir que los inviernos
en el Hemisferio Norte deberían ser más cálidos que los del He­
misferio Sur. Lo contrario ocurriría para los veranos. En la práctica,
la circulación de calor en la atmósfera y la continentalidad enmascaran
esta tendencia global.
150
Nota.—Entre paréntesis se indican los lugares de procedencia de la energía calorífica.
El balance está referido a cada 100 calorías que procedentes del Sol alcanzan la Tierra.
1.3.
Factores explicativos del desigual reparto de la insolación y
comportamiento calorífico terrestre
En el apartado anterior, nos hemos referido a la Tierra como si
el calentamiento de su superficie por insolación se produjera de
manera uniforme en el espacio y en el tiempo. Sin embargo, nada
más lejos de la realidad. Un conjunto de factores, cósmicos y geo­
gráficos afectan a la proporción de la constante solar que alcanza
Figura IV.6.
Distancia máxima y mínima entre e! Sol y ¡a Tierra.
b)
Influencia de ia altura del Sol
El segundo factor a tener en cuenta es de mucha mayor tras­
cendencia. Este factor afecta directamente a la cantidad de insolación
recibida, ya que la altura del astro solar está medida por la inclinación
de los rayos del Sol respecto a la horizontal terrestre. Dejando al
margen las oscilaciones a lo largo del día, desde el momento del
orto o salida al ocaso o puesta del Sol, la altura del mismo está
condicionada por dos factores: la estación del año y la latitud del
lugar. La inclinación del plano de la eclíptica respecto al Ecuador a
lo largo del año es la causa de que ios rayos solares sean per­
pendiculares al mismo, únicamente, en los equinoccios de primavera
y otoño. Durante medio año, el Sol incide con mayor perpendicu­
laridad en el Hemisferio Norte y lo mismo ocurre en el otro medio
año restante en el Hemisferio Sur. Más alia de los trópicos de Cáncer
y Capricornio, el Sol no alcanza nunca la verticalidad.
Figura IV.8.
Figura IV.7.
Influencia de la altura solar en ia inclinación de los rayos del Sol
(equinoccio).
El otro factor complementario de la altura solar es la latitud. El
día del equinoccio, la altura de los rayos del Sol en el Ecuador es
de 90°. En el resto de los puntos de la superficie terrestre, la altura
solar disminuye con la latitud (figura IV.7). Así, a 40° de latitud
(Norte o Sur) la altura del Sol será de 50° (9 0-40 = 50°) y en los
Polos la altura será nula. Estas posiciones relativas se mantienen,
aunque, varían según la época del año. Así, si la eclíptica forma un
ángulo de 20° con el Ecuador (figura IV.8), la altura máxima del
Sol en un punto a 50 ° de latitud norte sería de 60 ° y únicamente
de 20° si el punto tuviera la misma latitud en el Hemisferio Sur.
Influencia de la altura solar en la inclinación de los rayos del Sol (ángulo
de los planos de la eclíptica y Ecuador, de 20°).
Según esta explicación, parecería que la máxima radiación debería
alcanzarse en el Ecuador y la mínima en los Polos. Sin embargo,
aparte de la influencia decisiva de la atmósfera terrestre (más cubierta
de nubes en el Ecuador y más despejada en los trópicos), un efecto
complementario viene a sumarse al anterior y es la causa de que
la temperatura máxima terrestre no se registre en el Ecuador y sí
en los trópicos. El paso del Sol en la cercanía de estos últimos se
realiza a una velocidad más lenta que en el Ecuador, siendo la causa
de que un mayor número de días continuados la inclinación de los
rayos solares sea casi vertical. Así, mientras entre los 6 ° de latitud
norte y sur, los rayos del Sol permanecen cercanos a la verticalidad
un período de 80 días, entre los 17,5° y 22,5° (bien de latitud norte
o sur) lo hacen 86 días. Este período de tiempo más largo es
responsable de que, en determinadas épocas del año, la persistencia
de la radiación solar eleve la temperatura.
cj
Influencia de la duración de la iuz solar
Además de la perpendicularidad de los rayos solares, la latitud
condiciona la duración del día solar y, en consecuencia, la cantidad
133
de insolación. Resulta obvio, que cuanto mayor sea el período de
tiempo de iluminación solar, mayor será la cantidad de radiación
diaria recibida. Así, en la proximidad del solsticio de verano, la
desigualdad de los días y las noches es más acusada, con mayor
duración de los días en el Hemisferio Norte y de las noches en el
Hemisferio Sur. En esta época del año, una parte importante de la
Tierra (desde el Círculo Polar Ártico hasta el Polo Norte) recibe la
luz solar las 24 horas del día (a mayor latitud mayor es el número
de días seguidos), lo que compensa en parte la inclinación acentuada
de los rayos del Sol. La situación inversa se produciría durante el
solsticio de invierno.
Como consecuencia de la influencia indirecta de los dos factores:
estacionalidad y latitud, la radiación solar diaria que llega a la Tierra
es variable para cada punto de la superficie terrestre (figura IV.9.).
d)
El efecto de la atmósfera
Hemos tenido ocasión de analizar la influencia de la latitud en
la inclinación de los rayos del Sol y en la duración del día solar,
pero, además, otras circunstancias complementarias se derivan de
su posición. Así, el desigual recorrido de los rayos solares a través
de la atmósfera sería una consecuencia de la latitud. Como puede
En.
Feb. Mar.
Abr.
My.
Jun.
Jl.
Ago.
Set.
Oct.
Nov.
Dic.
Meses
Figura IV.9.
Influencia de ia latitud y de las estaciones del año en ia intensidad de
la radiación solar.
Figura IV. 10. Aumento del espesor atmosférico, atravesado por los rayos del Sol,
según ia latitud.
134
135
apreciarse en la figura IV.10, a la menor cantidad de radiación recibida
por unidad de superficie, en las altas latitudes, habría que añadir la
superior pérdida derivada del mayor espesor atmosférico que deben
atravesar, los rayos solares.
Pero, el principal factor atmosférico causante de la diferente llegada
de radiación solar al suelo es la presencia de la nubosidad. En
general, la insolación en algunas áreas como el Ecuador es bastante
inferior a la que corresponde por latitud, por el carácter nuboso de
su atmósfera. Sin embargo, el aire seco de los desiertos tropicales
(cuya causa analizaremos en el próximo capítulo) permite una pe­
netración más fácil de la energía del Sol.
ej
Ei efecto de la desigual distribución de las tierras y los mares
r
de ambos, denominado capacidad calorífica). Así, el calor específico
del agua es cinco veces superior al de la tierra seca. Para elevar
un grado su temperatura, la misma cantidad de agua necesitaría
cinco veces más calor que la tierra. Estas diferencias de compor­
tamiento térmico entre los océanos y los continentes se manifiestan
en que la superficie continental se calienta y se enfría más rápi­
damente que la oceánica. Las consecuencias geográficas son de gran
trascendencia. En primer lugar, las oscilaciones diarias de temperatura
son inferiores en el mar. El agua se comporta como un gran acu­
mulador de calor durante el día, cediéndolo, en parte, durante la
noche. Esta situación se repite también a lo largo del año, por lo
que los inviernos en las proximidades del mar son más bonancibles
y los veranos más frescos.
f)
El diferente comportamiento térmico de las superficies marina y
continental añade nuevas e importantes consecuencias al balance
energético diferencial de la superficie terrestre. En primer lugar, y
de forma general en los océanos, debido a la superior evaporación
del agua, el efecto de filtrado atmosférico es superior (en el próximo
capítulo veremos que debido a la dinámica atmosférica, masas de
aire creadas en un sitio pueden desplazarse a otros, manifestando
sus efectos en un lugar diferente al de su formación). Así, para una
misma latitud, el porcentaje de insolación sería superior en los
continentes que en los océanos.
Otra diferencia esencial proviene de la distinta manera en que
tierras y mares son capaces de aprovechar ia energía que les llega.
Mientras el agua tiene mayor capacidad de almacenamiento de la
energía solar, la tierra, en contraste, rápidamente la devuelve a la
atmósfera. Varias son las causas de esta realidad. Por una parte, el
albedo del suelo es más elevado que el de la superficie marina, por
lo que también es superior la cantidad de energía reflejada y que
no llega a ser absorbida. Además, también es mayor la facilidad
con que las ondas electromagnéticas procedentes del Sol pueden
penetrar en el agua. Hasta un 20 por 100 de la radiación alcanza
una profundidad de 9 metros, pudiendo ser incluso arrastrada más
adentro por la acción de las olas y corrientes. Por último, la con­
ductividad del calor hacia el interior es también más alta. La con­
fluencia de todos estos factores determina que la masa de agua
calentada sea bastante superior a la correspondiente a la misma
superficie de suelo continental.
Para profundizar aún más en este desequilibrio térmico tierra-mar
hay que recordar que la capacidad de almacenar calor no depende
exclusivamente de su calor específico (en realidad es del producto
136
Efecto de ía elevación y ía topografía
La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares
modifican sensiblemente la cantidad de la radiación solar que alcanza
la superficie terrestre. Es evidente, que con cielo despejado, las altas
cumbres reciben una cantidad de insolación mayor que el nivel del
mar, por la menor masa atmosférica que participa en la labor de
filtrado. En las latitudes medias, la intensidad de la radiación solar
se incrementa entre un 5 por 100 y un 15 por 100 por cada 1.000
metros de elevación. Ahora bien, si es cierto que la cantidad de
energía recibida es superior, también lo es la facilidad con que se
pierde. La debilidad de la atmósfera se manifiesta negativamente
desde un punto de vista térmico, al no existir el efecto pantalla
cuando la radiación llega a la Tierra, pero tampoco cuando se disipa
en el espacio. Esta circunstancia explica las amplias oscilaciones
térmicas existentes entre el día y la noche.
Figura IV.11.
Influencia de ia exposición en la incidencia de los rayos solares.
137
La influencia de la exposición a ios 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 (figura IV.11). La situación
inversa se presenta en la umbría o área norte. El fenómeno se
manifiesta de manera contraria en el Hemisferio Sur, donde la zona
norte, más próxima al Ecuador, recibe mayor impacto de los rayos
solares.
1.4.
La distribución de la radiación solar en la superficie
terrestre
Después de haber pasado revista a la influencia de los principales
factores que intervienen en el desigual reparto de la insolación,
podemos comprender mejor los contrastes existentes entre las di­
ferentes áreas de la superficie del globo.
Los valores totales anuales, expresados en kilolangleys por año,
vienen recogidos en el mapa de isolíneas de la figura IV.12, obtenido
por unión de los puntos de igual radiación solar. La propia elaboración
del mapa, expresando la radiación anual, elimina la influencia de las
variaciones diarias y estacionales.
El efecto de la altura solar se refleja en la disposición latitudinal
de las isolíneas, cuyo valor decrece hacia las latitudes más altas.
Sin embargo, el modelo se rompe por la influencia del contraste
tierra-mar y la importancia de la atmósfera en su labor de filtrado.
Los valores máximos se localizan, 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. El aire seco de los desiertos subtropicales, cuyo origen
dinámico analizaremos en el próximo tema, permite una penetración
máxima de la radiación solar, lo que no ocurre en la franja ecuatorial
con atmósfera más nubosa. El efecto de la nubosidad, mayor en
los océanos que en los continentes, se aprecia en el hecho de que
las isolíneas de radiación se inflexionan hacia los Polos, cuando
pasan por encima de los continentes y hacia el Ecuador cuando lo
hacen por encima de los océanos.
138
Figura IV.12. Distribución de la radiación global anual en la superficie de ia Tierra
(kilolangleys).
! 2.
LA DIFERENCIACIÓN TÉRMICA DE LA TROPOSFERA
Hemos ido analizando en el apartado anterior el balance térmico
del sistema terrestre y los factores que explican la desigual distri­
bución de calor absorbido en los diferentes puntos de la superficie
de la Tierra. Sería, sin embargo, un grave error confundir el estudio
la temperatura con el de los fenómenos radiantes. Es obvio, que
parte de la insolación que el suelo recibe se utiliza en calentar el
aire situado sobre su superficie. Cabría, por tanto, esperar una relación
directa entre ambas variables. Esta relación es cierta, pero con
rnatizaciones. En primer lugar, el calor absorbido por el suelo no se
cede de forma inmediata a la atmósfera. Existe un desfase temporal,
consecuencia de que el suelo o la superficie del agua deben ca­
lentarse y almacenar calor, antes de elevar su temperatura y poder
emitir hacia el exterior. Podríamos referirnos a este fenómeno como
139
de inercia térmica. En segundo lugar, 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 tem­
peratura de los océanos descienda en mayor proporción que la de
los continentes. Por último, a los factores intrínsecos que modifican
la insolación y el comportamiento térmico diferencial de la superficie
terrestre, analizados en el apartado anterior (altura del Sol, nubosidad,
distribución de tierras y mares y altura sobre el nivel del mar), habría
que añadir otros de carácter extrínseco que condicionan las carac­
terísticas climáticas de un lugar determinado de la Tierra. El dese­
quilibrio térmico terrestre pone en marcha la dinámica atmosférica
y de las aguas marinas, transportando masas de aire y de agua a
lugares cuyas condiciones térmicas e higrométricas son muy dife­
rentes de las del lugar de origen. No es extraño, que las zonas
climáticas más sometidas a la turbulencia atmosférica, como las zonas
templadas, tengan una temperatura del aire menos relacionada con
los fenómenos radiantes que las zonas más en calma, como las
regiones tropicales o las altas latitudes continentales.
El resultado final del calentamiento del aire es la obtención de
una determinada temperatura. Como puede imaginarse, por la can­
tidad de factores internos y externos que condicionan este calen­
tamiento, la distribución de temperaturas no es uniforme ni espa­
cialmente ni a lo largo del tiempo. Como el espacio físico tiene tres
dimensiones, podríamos diferenciar, para facilitar el estudio, una
temperatura de superficie, medida a una distancia corta del suelo,
e introducir posteriormente las variaciones que se producen en altura.
Cabría hablar entonces de dos estructuras térmicas del aire diferen­
ciadas; estructura térmica en superficie y estructura térmica vertical.
En lo relativo a la variación temporal distinguiremos la oscilación
diaria de temperatura, de la fluctuación estacional a lo largo del año.
2.1.
Las temperaturas de la superficie
Si bien resulta bastante complicado realizar un balance completo
de las distintas proporciones de la energía que llega a la Tierra, no
lo es tanto la medición de la temperatura del aire. Con un simple
termómetro puede realizarse. El término temperatura de superficie
no hace referencia a la temperatura del suelo, como uno podría
imaginarse, sino más bien a la temperatura del aire que está en
contacto con la superficie terrestre. A fin de hacer comparable la
medición térmica en los diferentes puntos del globo terrestre, se ha
convenido realizar la misma en idénticas condiciones: evitando la
140
radiación directa del Sol sobre el termómetro y a una altura constante
del suelo (a 1,5 o 2 m). Sin embargo, nos surge duda de cuándo
es el momento más adecuado para verificar la medición.
a)
La oscilación térmica diaria
Las variaciones de insolación, debidas al diferente comportamiento
térmico del día y la noche, se ponen de manifiesto en el ascenso
y descenso rítmico de la temperatura del aire, denominado 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 al que hay que sumar la ausencia de radiación solar por la
noche (figura IV. 13). La curva representativa de la radiación solar
absorbida por el suelo es una línea parabólica, cuyo valor máximo
se presenta al mediodía (momento en que la perpendicularidad de
los rayos solares es mayor). Durante las horas centrales del día,
cuando mayor es el excedente de radiación recibida, la temperatura
del aire tiende a aumentar; por contra, por la noche, la atmósfera
cede calor a la superficie y la temperatura del aire tiende a disminuir.
Examinando el perfil del ciclo diario de temperatura del aire obser­
vamos un cierto desfase respecto al máximo de la insolación. Este
desfase es producto de la inercia térmica de la superficie terrestre,
lo que explica que la temperatura máxima del aire se produzca unas
horas más tarde, entre las 12 del mediodía y las 6 de la tarde. De
igual manera, la temperatura mínima del día no se produce inme­
diatamente después de desaparecer la radiación solar. El aire va
perdiendo progresivamente el calor almacenado y alcanza su tem­
peratura más baja hacia las 6 de la mañana.
Existen, por lo tanto, a lo largo de la oscilación térmica diaria
dos momentos claves, que definen las temperaturas máxima y mí­
nima del día. En el caso de la figura IV.13., estos valores serían de
25 °C y 12°C respectivamente. Otros valores de interés a tener en
consideración son la amplitud térmica diaria o distancia entre ambos
valores extremos (25° C - 12°C = 13"C) y la temperatura media diaria.
Este último valor se suele calcular aproximadamente, como valor
25 +12
medio de las dos temperaturas extremas (— ^— = 18,5 °C). Cuando
se dispone de termómetros de máxima y mínima, instrumentos
de medida que permiten obtener ambas temperaturas, mayor y me­
ntor, se suele tomar como temperatura media la registrada a las
nueve de la mañana.
Los factores geográficos y estacionales son decisivos en el perfil
de la oscilación térmica diaria. Así, la latitud y la estación del año
141
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.
b)
Figura IV. 13.
Ciclos diarios de la temperatura de superficie y ia insolaciórt terrestre.
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 de­
sérticas, 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.
Las variaciones estacionales
La representación gráfica de las temperaturas medias mensuales
a lo largo del año da lugar a una curva de temperaturas oscilatoria,
con valores máximo y mínimo, semejante a la del ciclo térmico
diario. Se define como la temperatura media mensual al valor pro­
medio de las temperaturas medias de cada uno de los días del mes.
Así, para calcular la temperatura media del mes de enero, tomaríamos
los valores de las temperaturas medias de cada uno de los días del
mes y su suma la dividiríamos por 31. Este valor puede hacer
referencia a un año determinado o bien pueden tomarse los valores
de muchos años para obtener, mediante su promedio, el valor re­
presentativo del mes de enero de la estación meteorológica de que
se trate (en nuestro país, se toman los valores correspondientes a
series de 30 años para definir las tendencias medias del clima). Los
regímenes térmicos estacionales están estrechamente relacionados
con las variaciones de la radiación solar recibida a lo largo del año.
Como ocurría en el ciclo diario de las temperaturas, existe también
un desfase entre el momento en que la insolación adquiere su valor
máximo (solsticio de verano) y el momento en que se produce la
temperatura máxima mensual (figura IV. 14). La absorción de los
rayos solares por el suelo y su calentamiento posterior, durante los
primeros días del verano, provoca un retraso aproximado de un
mes, respecto al instante de máxima emisión de calor del suelo al
aire. Este desfase suele ser aún superior en los océanos, debido a
que las masas marinas aún se calientan más lentamente que las
masas continentales. El desfase se vuelve a reproducir durante el
invierno y los meses de temperaturas más bajas corresponden a los
meses de enero o febrero y no al momento de mínima insolación
(solsticio de invierno).
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
*a amplitud térmica anual (diferencia entre las temperaturas del mes
más cálido y del mes más frío) es superior. Quizás, la excepción a
esta afirmación se presente en los regímenes oceánicos, donde la
acción dulcificadora del mar amortigua la oscilación.
En la zona intertropical, los contrastes estacionales son suaves,
apenas remarcados por el paso del Sol por el cénit del lugar. Estas
143
Equinoccio
de
Primavera
Figura IV. 14.
Solsticio
de
Verano
Equinoccio
de Otoño
Solsticio
de
Invierno
Ciclos anuales de la temperatura de superficie y la insolación terrestre.
variaciones aún se presentan menos marcadas en ios regímenes
ecuatoriales.
c)
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 observaciones hechas para toda una zona en un mismo
instante o valores medios para un período de muchos años, co­
rrespondientes a un cierto día o un cierto mes del año, según el
fin al que se destine el mapa.
Los mapas de isotermas de enero y juHo ilustran los rasgos más
importantes de la distribución mundial, mediante líneas que conectan
144
r
los puntos de idéntica temperatura de los meses citados. Ahora bien,
para evitar el efecto de la variación de temperatura debido a la
altitud (recordemos 0,65 °C cada 100 metros de media global) y poder
establecer resultados comparativos, se procede a reducir las tem­
peraturas de cada lugar según la altura. Así, una estación situada a
800 metros de altitud, si su temperatura es de 13°C se deberá
aumentar en 0,65x8 = 5,2 °C. La temperatura reducida al nivel del
mar será de 18,2 °C (13 °C + 5,2 °C).
Pasemos, pues, a continuación, a analizar los principales factores
que influyen en la desigual distribución de temperaturas de la
superficie terrestre, una vez que éstas han sido reducidas al nivel
del mar. Como ya indicamos en la introducción de este apartado,
los factores que determinan la diferencia de insolación, como la
altura solar, comportamiento diferencial de tierras y mares, nubosidad,
etc. (la altitud queda suprimida tras la reducción de las temperaturas)
continúan siendo claves en la explicación de la diferenciación espacial
térmica terrestre. Conviene, por lo tanto, detenernos en los factores
extrínsecos, que modifican las condiciones térmicas de cada punto
de nuestro planeta. Nos referimos a la influencia del movimiento de
masas de aire y a las corrientes oceánicas.
Las condiciones climáticas no se forman exclusivamente en el
lugar donde se manifiestan los efectos. Así, un lugar continental
puede estar afectado por masas de aire marítimas, si una vez for­
madas en el océano, penetran posteriormente en el continente. Nos
encontramos, en consecuencia, con masas de aire foráneas que
comunican sus propiedades a los lugares por donde se van des­
plazando. El movimiento más importante sobre nuestro planeta es
la corriente de aire de dirección Oeste-Este que tiene lugar en la
franja de las latitudes medias (30 ° a 60 ° latitud). La parte occidental
de los continentes es invadida por masas de aire marinas, originando
inviernos más templados y veranos más frescos, mientras que en
las costas orientales, las masas de aire han perdido sus primitivas
propiedades, continentalizándose. Sin embargo, no todas las masas
de aire penetran en los continentes con la misma facilidad. Las
cordilleras occidentales de América actúan a modo de barrera, de­
secando las masas de aire procedentes del mar (por las precipita­
ciones que tienen lugar, debido a la ascensión topográfica) y res­
tringiendo su acción a una estrecha franja litoral. La situación es
diferente en Europa, donde la disposición montañosa, en la misma
dirección que la corriente de aire, permite que las masas de aire
oceánico penetren en el continente con mayor facilidad.
Por su parte, las corrientes oceánicas superficiales (cuyo análisis
será objeto del tema VI) originadas por la dirección de los vientos
145
dominantes y la rotación terrestre, transfieren enormes masas de
agua cálidas hacia los Polos y frías hacia el Ecuador, en un intento
de eliminar el desequilibrio térmico terrestre. Su efecto, como puede
apreciarse en la figura VI.6, es la presencia, en las latitudes medias
y altas, de corrientes cálidas en las partes occidentales de los con­
tinentes y frías en las orientales. Las primeras suavizan la temperatura
de las costas que bañan, mientras que las segundas hacen descender
aún más sus temperaturas. En las latitudes tropicales, el fenómeno
se invierte; las corrientes frías refrescan las fachadas occidentales
de los continentes, mientras las corrientes cálidas recalientan las
orientales.
Estamos ya en condiciones de analizar la influencia de los distintos
factores en la distribución térmica terrestre. En las figuras IV. 15 y
IV.16, se representan los mapas isotérmicos de las temperaturas
reducidas al nivel del mar, correspondientes a los meses de enero
y julio. En primer término, puede apreciarse cómo las isotermas
presentan un cierto paralelismo zonal y una gradación progresiva en
,
Figura IV. 16. Las temperaturas medias de julio sobre ia superficie de! globo terrestre.
i
14fi
sentido descendente, desde el Ecuador hacia los Polos. Este hecho
no es sino un fiel reflejo de las isolíneas de la radiación absorbida
por la superficie terrestre como 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.
El paralelismo de las isotermas en el sentido de los paralelos se
aprecia mejor en el Hemisferio Sur que en el Norte. La mayor
superficie de los continentes en el Hemisferio septentrional introduce
profundas modificaciones, por el contraste tierra-m ar 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
6l Norte sobre el océano, o dicho de otra manera, sobre un mismo
Paralelo, las temperaturas son más elevadas en el mar y más bajas
pn 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
147
temperaturas en verano (Sahara y Asia Central). Además, 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 América del Norte, la barrera montañosa impide esta
penetración, por lo que las diferencias térmicas en latitud en el
continente son más marcadas. Las isotermas se presentan más juntas.
Por el contrario, 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 me­
teorológicas 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 tro­
picales, la disimetría térmica se invierte. Este fenómeno es la con­
secuencia de la acción térmica de las corrientes marinas sobre las
costas que bañan.
2.2.
La estructura térmica en altura
Ya tuvimos ocasión de expresar en el apartado 2.1. del tema III,
cómo la estructura térmica de la troposfera en altura muestra un
descenso casi constante de la temperatura a medida que nos ele­
vamos sobre la superficie terrestre. Esta disminución o gradiente
térmico negativo se denomina gradiente vertical normal de ía tem­
peratura y suele moverse habitualmente en valores comprendidos
entre 0,5° y 0,7° cada 100 metros de elevación. Los valores extremos
alcanzados por el gradiente aún pueden ser superiores, dependiendo
de los lugares y de las estaciones, habiéndose observado valores
de 0,4°C/100m y 0,75°C/100m. Los más fuertes se presentan cuando
el suelo está más recalentado (primavera y otoño) y los más débiles
cuando el suelo está frío (invierno).
l
FI9U,. IV. 17.
I
Una de las circunstancias que rompen las condiciones normales
del gradiente térmico es que en la superficie se produzca un ca­
lentamiento o bien un enfriamiento muy pronunciados. Por la noche,
debido a la ausencia de radiación terrestre, el aire en contacto con
el suelo se encuentra más frío que el de la parte superior, produ­
ciéndose lo que se denomina una inversión térmica (figura IV. 17a).
Un fenómeno similar puede producirse por causas diferentes. Una
formación nubosa de poca altura o la presencia de un mar de nubes
en los valles montañosos explican el déficit de radiación de las capas
bajas de la atmósfera (figura IV. 17b). La inversión térmica también
puede producirse por la existencia de masas de aire, en contacto,
de diferente naturaleza (figura IV.17c).
3 y iS 3 H d 3 1
0 D ll^ tí3 1 VI/\J3iSIS
V D ll^ tí3 1 V U n i 3 D d l S 3
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O
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QC
LU
û
O
LD
TEMA V
LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Las variaciones de presión en ei seno de ia atmósfera terrestre.
1.1.
El campo de presión en superficie.
— Concepto de presión reducida a nivel del mar.
— El mapa de isóbaras; los individuos isobáricos.
— Los centros de acción atmosférica.
1.2.
El campo de presión en altura.
— Los mapas de las superficies isobáricas (isohipsas).
1.3.
Las causas de las diferencias de presión atmosférica.
— Causas dinámicas y térmicas.
2.
Los vientos y ia circulación atmosférica.
2.1.
Análisis dinámico del movimiento del aire.
— La ecuación fundamental de Newton. Interpretación.
a)
Fuerza de gradiente del viento.
— Dirección e intensidad de la fuerza de gradiente.
b)
Fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vien­
tos.
— Desviación aparente del viento. Ley de Buys-Ballot.
— Dirección e intensidad de la fuerza de Coriolis.
c)
Viento geostrófico. Espiral de Ekman.
— El efecto del rozamiento.
151
— La velocidad en altura: viento geostrófico.
— El equilibrio dinámico en superficie y altura.
— La variación del viento desde la superficie a la altura:
la espiral de Ekman.
d)
2.2.
Los movimientos verticales de convergencia y diver­
gencia.
b)
Bajas presiones ecuatoriales.
Altas presiones subtropicales.
Bajas presiones subpolares.
Altas presiones polares.
El sistema de vientos en superficie.
Áreas de calma ecuatoriales, doldrums.
Cinturón de alisios en área intertropical.
Vientos del Oeste en latitudes medias.
Vientos del Este en altas latitudes.
La circulación atmosférica en altura.
— Circulación dominante del Oeste.
— La Corriente del Chorro o del JetStream: ciclo es­
tacional.
c)
Explicación de la circulación general de la atmósfera.
— El primitivo modelo de Halley.
— La contribución de Rossby.
— Recientes aportaciones.
Los vientos locales.
—
—
—
—
Las brisas tierra-mar.
Vientos de montaña y de valle.
Vientos catabáticos o de drenaje.
Vientos foehn.
Masas de aire, frentes y perturbaciones.
3.1.
— Concepto. Definición. Características.
— Principales frentes: polar, mediterráneo, ártico, etc.
3.3.
Las perturbaciones.
a)
Las masas de aire.
a)
Principales tipos de masas de aire.
— Masas tropicales: marítimas y continentales.
— Masas polares: marítimas y continentales.
— Masas árticas: marítimas y continentales.
Las perturbaciones de las latitudes medias y altas.
— Las perturbaciones frontales.
- Génesis y evolución.
- Familias de depresiones frontales.
- Relación con la corriente del Jet-Stream.
El mapa de la distribución de presiones en superficie.
—
—
—
—
—
—
—
—
—
3.
Los frentes.
La circulación general atmosférica.
a)
2.3.
\
3.2.
— Las depresiones de carácter no frontal.
- Gotas frías.
- Tornados.
b)
Las perturbaciones atmosféricas de los trópicos: los
huracanes.
— Circunstancias favorables a su formación.
— Fases de su desarrollo.
— Efectos destructores.
in t r o d u c c ió n
Las diferencias de presión son ei punto de partida del movimiento
del aire. La ausencia de homogeneidad en la distribución de la
presión atmosférica tiene un doble origen, térmico y dinámico: el
diferente caldeamiento y enfriamiento de áreas vecinas y ei aire en
movimiento. Nos encontramos, por tanto, ante una nueva concate­
nación cíclica de los fenómenos meteorológicos: las diferencias de
presión causan la dinámica atmosférica y esta última provoca, a su
vez, la distribución diferencial de la presión.
Hoy en día se conoce que las causas fundamentales de la cir­
culación atmosférica hay que buscarlas en el movimiento del aire
en altura, provocado por el desequilibrio térmico y la rotación te­
rrestres. Sin embargo, hemos preferido comenzar la exposición por
el campo de presión en superficie, circunstancia que nos permite
organizar la misma de forma más coherente. Así, de manera general,
comenzamos, definiendo los conceptos de individuos isobáricos, cen­
tros de acción (anticiclones y depresiones) a partir de los mapas de
¡sobaras (líneas de igual presión) y, a continuación, la dinámica del
3ire por las fuerzas que originan su movimiento: gradiente de presión
(de las altas a las bajas presiones), rotación de la Tierra y rozamiento
con el suelo. En una fase posterior, pasando de lo general a lo
particular, analizamos el esquema de la circulación atmosférica te­
rrestre, en superficie y altura, a través de los mapas de distribución
de presión y el sistema de vientos que producen, dejando para el
final la búsqueda de explicaciones sobre la dinámica atmosférica de
nuestro planeta.
La parte final del tema está dedicada al estudio de las masas de
3/re, frentes y perturbaciones. La idea de masa de aire implica que
la atmósfera permanece largo tiempo en contacto con el suelo, donde
adquiere propiedades de humedad y temperatura propias de la región
de origen donde se halla situada. El movimiento del aire, consecuente
a la circulación atmosférica, desplaza y pone en contacto masas de
aire de características muy diferentes, originando los frentes. Las
zonas frontales son áreas muy perturbadas, circunstancia que suele
producir cambios rápidos en el tiempo atmosférico. El análisis de
las perturbaciones atmosféricas frontales y de otro tipo (gotas frías,
tornados, huracanes, etc.) es de gran interés meteorológico, porque
permite comprender el mecanismo de las precipitaciones que veremos
más adelante en el tema VIL
1.
LAS VARIACIONES DE PRESIÓN EN EL SENO DE LA
ATMÓSFERA TERRESTRE
En los dos temas anteriores, liemos considerado la atmósfera
como una capa estática de aire, rodeando a la esfera terrestre. La
fuerza gravitatoria mantendría a esta masa gaseosa en el campo de
atracción de la Tierra y el peso de la columna de aire por encima
de cada punto originaría la denominada presión atmosférica. Si no
existiera ningún fenómeno complementario, cabría esperar que la
distribución espacial de la presión del aire sería uniforme en cada
punto de la superficie terrestre y que, además, iría disminuyendo
proporcionalmente según nos eleváramos en altura. Así, dos puntos
de la misma altitud tendrían la misma presión atmosférica. Sin em­
bargo, dos hechos modifican esta simplificada imagen de la realidad:
el desequilibrio térmico provocado por el desigual calentamiento
terrestre y el movimiento de rotación de nuestro planeta.
1.1
El campo de presión en superficie
Antes de comparar las presiones existentes en los diversos puntos
de la superficie terrestre es imprescindible elim inar la influencia de
dos elementos perturbadores:
1.
2.
156
la altitud, introduciendo una corrección que tenga en cuenta
la variación de presión con la altura y refiriendo todos los
valores ai nivel del mar.
las oscilaciones diarias de presión, debidas a las fluctuaciones
de la temperatura a lo largo del día.
r
Las presiones se obtendrían, así, a una hora fija del día, incre­
mentando 11 milibares de presión por cada 100 metros. Esta ope­
ración es imprescindible realizarla, ya que las variaciones de presión
por pequeñas diferencias de altura suelen ser superiores a las que
ge manifiestan en superficie. De esta manera, una presión de 980
milibares a 200 metros de altitud, se convertiría en una presión de
1 .0 0 2
milibares al nivel del mar (980-1-2x11 = 1.002).
La representación del campo de presión atmosférica en superficie
s e ve facilitada si unimos los puntos de igual presión (reducida a
nivel del mar) mediante líneas, denominadas isóbaras. El resultado
no es en absoluto aleatorio y muestra la existencia de áreas con
líneas cerradas de alta presión, denominadas anticiclones, así como
de otras similares pero de bajas presiones, denominadas ciclones,
depresiones o borrascas. Para facilitar su identificación (aunque es
fácil comprobar que a medida que las isóbaras se aproximan al
centro el valor aumenta en los anticiclones y disminuye en los
ciclones) se escribe una A en el centro, en el caso de un área de
alta presión, y una B (o D) en el caso de que sea de baja presión.
En países con predominio del idioma inglés, estas letras son sus­
tituidas por H (high) y L (low). También se utilizan respectivamente
los signos -h y - .
Por su semejanza con los mapas topográficos, donde las isolíneas
unen puntos de igual altitud (curvas de nivel), las formas geométricas
que aparecen en los mapas de presión reciben nombres similares.
Así, nos referimos a una vaguada, dorsal, taiweg, etc. En la vaguada,
todo resulta como si se tratase de la mitad de una borrasca, con
la isobara interior de inferior valor de presión que la exterior. Por
su parte, en la dorsal, también denominada cuña anticiclónica, su­
cedería lo contrario; la línea interior sería la de la presión más
elevada. También cabe hablar de pantano isobàrico, cuando el es­
pacio de presión es confuso y poco diferenciado. Todos estos ele■Tientos (anticiclones, depresiones, dorsales, vaguadas, etc), de ca­
racterísticas similares, reciben el nombre de individuos isobáricos y
® ellos es preciso referirse cuando se desea describir un mapa de
presiones.
Las regiones de alta y baja presión no son fijas y varían su
Posición en el tiempo. Las primeras son, sin embargo, más estables
V se desplazan lentamente de un día a otro, mientras que las
epresiones presentan mayor movilidad o cambio de posición. Estos
ndividuos isobáricos son, como veremos, muy importantes, ya que
uyen definitivamente en el tiempo atmosférico y por lo tanto en
® clima. Los centros de bajas presiones van asociados a tiempo
^fiable, nuboso y productor de precipitaciones, mientras que las
157
Figura V.2.
Separación de ¡as áreas de alta y baja presión (mapa de superficie).
1.2 El campo de presión en altura
Figura V.1.
Principales individuos isobáricos
altas presiones van acompañadas de tiempo seco y soleado. Por
este motivo, se les conoce con el nombre de centros de acción.
Para diferenciar ambas superficies, de alta y baja presión, conviene
tomar como referencia la presión de 760 mm (1.015 milibares), presión
normal al nivel del mar. Esta isobara separa, por tanto, las áreas
de alta presión (que pueden alcanzar e incluso superar el valor de
1.040 milibares) de las áreas de baja presión (que pueden tener
valores de 980 milibares e incluso menos) (figura V.2).
158
Generalmente, la estabilidad del campo de presión en superficie
depende de la situación de la presión del aire en altura. Para obtener
« información, la meteorología moderna dispone de aparatos para
nacer sondeos en la atmósfera, obteniendo mediciones, incluso en
grandes altitudes, de la temperatura, presión y humedad del aire.
Podría pensarse que la representación de la presión en altura se
•■®alizaría dibujando los mapas isobáricos a determinadas altitudes,
superficies paralelas a la esfera terrestre. Sin embargo, se ha
Ptado por representar las isolíneas de altitud correspondientes a
Perficies isobáricas, es decir superficies que tienen la misma presión
mosférica. Estas líneas se denominan isohipsas. Se toman así
niveles de referencia, en particular 700, 500 y 300 milibares.
niilib
figura V.3, correspondiente a la superficie de 500
de f ' s o h i p s a de 5.200 significaría los puntos de 5.200 metros
nifi
q'J® poseen la misma presión de 500 milibares. El sig*^ado, aunque sean valores altitudinales, es el mismo que el de
159
de aire frío en los continentes durante el invierno, o las
bajas presiones debidas al calentamiento del verano, desaparecen
en altura. No ocurre lo mismo con los centros de acción de origen
d in á m ic o , pues, como veremos, presentan una mayor estabilidad.
p r e s e n c ia
1,3
un mapa de presiones. Comparemos dos puntos del mapa citado (i
y II), con la misma presión (500 mb) y diferentes altitudes (5.000 y
5.900 m, respectivamente). El primero se halla situado en un área
de baja altitud y ei segundo de alta. Si tomamos el plano de 5.500
m como referencia, para llegar al mismo deberemos ascender desde
I (su presión disminuiría ai elevarse, por debajo de 500 mb) y
descender desde I! (su posición crecerá al bajar, por encima de 500
mb). Por tanto, la zona A será un área de altas presiones y la zona
B de bajas, reflejando las isohipsas la distribución de presiones en
altura.
Comparando los campos de presión en el suelo y en altura se
constata que no siempre existe una correspondencia entre ambos.
Algunos individuos isobáricos permanecen en altura, reforzando la
situación de superficie, mientras que otros se debilitan e incluso
desaparecen a medida que nos elevamos unos miles de metros. Es
frecuente observar una inversión del tipo de centro de acción en
superficie y en altura. Así, un centro de baja presión en superficie
se transforma en altas presiones a medida que ascendemos y vi­
ceversa. Las altas presiones de origen térm ico, provocadas por la
160
Causas de las diferencias de presión atmosférica.
La desigual distribución de las presiones en la masa atmosférica
terrestre tiene un doble origen: térmico y dinámico. Si imagináramos
la esfera terrestre sin movimiento de rotación, calentada con mayor
intensidad en el Ecuador que en los Polos, cabría esperar la existencia
de corrientes convectivas que trataran de transportar calor del foco
caliente al frío, para reducir el desequilibrio térmico (figura V.4). El
aire caliente se elevaría como consecuencia de su menor densidad
provocando una baja presión en superficie y caminando en altura
hacia los Polos. Mientras, una corriente de aire frío, denso y de
mayor presión fluiría en sentido contrario hacia el Ecuador. Esta
explicación, que primitivamente fue utilizada para comprender los
mecanismos que dominan la dinámica atmosférica, es rechazada en
la actualidad por la mayor importancia que se concede al componente
dinámico en la circulación general de la atmósfera. Sin embargo, es
imprescindible tenerla en cuenta en la génesis de las áreas de alta
y baja presión térmica de superficie. Así, se origina un sistema de
circulación térmica, en áreas más restringidas, siempre que exista
un calentamiento diferencial entre dos partes de la superficie terrestre;
por ejemplo, entre tierra y mar, entre montaña y llanura, entre la
^'9Ura V.4.
Posibles corrientes convectivas causadas por el desequilibrio térmico
Ecuador-Polo
161
gran ciudad y sus alrededores, o entre el bosque y el prado. Como
consecuencia de las diferencias de tennperatura debidas a la insolación
diurna, se producen vientos locales que cambian de dirección cuando
llega la noche.
Con ser importantes los factores de origen térmico, más definitivos
son los de origen dinámico. A modo de ejemplo, los vientos que
soplan siempre en una misma dirección pueden dar como resultado
una acumulación de aire y un centro de altas presiones. En el caso
de la circulación del aire a nivel del globo terrestre, el motor causante
de los principales centros de acción que determinan la dinámica
atmosférica hay que buscarlo en altura y su origen será, tanto el
desequilibrio térmico terrestre como el hecho fundamental de la Tierra
girando sobre sí misma. Dejaremos para el apartado V.2.2.C. un
estudio más detallado del mismo.
2.
de los vientos recogidas durante un período largo de tiempo, se
emplea la rosa de los vientos, indicándose sobre ocho direcciones,
que parten de un mismo centro, longitudes porporcionales al por­
centaje de tiempo en el que el viento sopló en cada dirección (figura
V.5).
La velocidad del viento viene medida en kilómetros por hora o
millas por hora (nudos). Durante mucho tiempo se utilizó una escala
de números para referirse a la velocidad del viento. La escala de
Beaufort fue ideada por un almirante de la marina británica en 1806.
Comprendía 13 escalones, desde el nivel O, denominado de viento
en calma, hasta el nivel 12, huracán, pasando por posiciones inter­
medias, flojo (posición 3), fresco (posición 6), duro (posición 8),
temporal (posición 10) y borrasca (posición 11). Hoy en día se viene
utilizando más directamente la velocidad en Km/h o nudos. En los
mapas meteorológicos, se han establecido símbolos convencionales
para referirse, además de a la dirección, a la fuerza del viento.
LOS VIENTOS Y LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA
2.1
Podemos considerar al viento como todo movimiento del aire
ocasionado por una diferencia de presión. Para describir el viento,
al ser una magnitud de carácter vectorial, es preciso referirse a los
dos elementos que la integran: su intensidad y su dirección. La
dirección del viento es aquella de donde procede. Así, un viento
del Oeste proviene de este punto cardinal y se dirige precisamente
en sentido contrario, hacia el Este. Para sintetizar las observaciones
. Fuerza del viento
/
Según las leyes más elementales de la dinámica de Newton,
diríamos que las partículas materiales del aire son puestas en mo­
vimiento por la existencia de una fuerza exterior (o resultante de un
conjunto de fuerzas) que actúa sobre ellas. La ecuación fundamental
de la dinámica señala que un cuerpo de masa m, sometido a una
fuerza externa f, adquiere una aceleración a, que le permite incre­
mentar constantemente su velocidad y cuyo valor es:
f
a = —
m
(Beaufort)
"3
20%
5
%
Calma, ventolina
o vientos variables
O 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100
h--t- J.
i
t.:.-trrrd
Escala de porcentajes de vientos
Figura V.5.
Análisis dinámico del movimiento del aire.
Una vez que el cuerpo es puesto en movimiento, aparecen,
normalmente, fuerzas en sentido contrario a la trayectoria, que se
deben al rozamiento del cuerpo móvil sobre los elementos materiales
por donde tiene que desplazarse (suelo, atmósfera, etc). Es extraño
que el movimiento resultante continúe siendo uniformemente ace­
lerado durante mucho tiempo. Lo normal es que las fuerzas debidas
rozamiento (crecientes con la velocidad) igualen a las fuerzas
motrices productoras del movimiento y al final la fuerza resultante
nula. En estas condiciones, el movimiento del móvil se convierte
un
nula. movimiento úniforme de velocidad constante y aceleración
Fuerza y dirección de! viento (resumen sintético).
163
Analicemos cuanto llevamos dicho con un ejemplo sencillo. Su­
pongamos un cuerpo de 2 Kg de masa, sometido a una fuerza de
6 Newtons, lo que le procura, inicialmente, un movimiento unifor­
memente acelerado de valor:
®
f
m
6 New
2 Kg
„
,
.
^ m/seg^
Las circunstancias vanan en una trayectoria curva. Frecuentemente
olvidamos que la vel^ocidad es una magnitud vectorial. í o r e s te
motivo SI la velocidad cambia de dirección, aunque no lo haga en
Intensidad, se produce una variación de la misma. En la f i q S v 7
puede apreciarse como en una trayectoria circular, un r X i l nue
'manteniéndola misr^a
velocidad en intensidad, ha variado el valor de la misma en AV
Es decir, el movimiento es acelerado y su velocidad se incrementa
3 m/seg cada segundo. Según esto, a medida que pasa ei tiempo
su velocidad aumenta, aunque también lo hace la fuerza de roza­
miento que se opone al desplazamiento, disminuyendo (para una
fuerza motriz constante) el valor de la fuerza resultante. De esta
manera, la aceleración irá disminuyendo progresivamente, hasta llegar
a ser nula y el móvil tendrá un movimiento de velocidad constante.
Los valores que estas magnitudes podrían tomar en intervalos de
un segundo serían los siguientes:
tiempo
(seg)
velocidad
(miseg)
1
3
2
5
3
6
4
6
aceleración
imlseg2}
3 = i
'= 1
Fuerza motriz
(Nev\/)
F
Fuerza
rozamiento
(Nev^)
Fr
Fuerza
resultante
(New)
R
6
0
6
6
2
4
6
4
2
6
6
0
Este ejemplo es válido siempre que la trayectoria del móvil sea
rectilínea y en la misma dirección de la fuerza motriz (figura V.6).
a=0
a=3 m/seg^
Fr= 6 New
F=6 New
F=6 New
R=6 New
R=0
Figura V.6, Análisis dinámico en trayectoria recta.
164
V,
Figura V.7.
Variación de la velocidad en una trayectoria curva.
Las leyes elementales de la Física enseñan, que para procurar en
un móvil una trayectoria circular (sin variar el valor de la intensidad)
es necesario realizar una fuerza en dirección perpendicular, deno­
minada centrípeta (porque lleva el sentido del centro de la trayectoria)
cuyo valor es:
Fc = m -
m (masa del móvil)
(velocidad del móvil)
r (radio de la trayectoria)
V
En el caso que nos ocupa, si el móvil, al final, hubiera alcanzado
Una velocidad uniforme de 6 m/seg, la fuerza resultante sería nula.
Eri cambio, si la trayectoria fuera circular, además de una fuerza
motriz y la de rozamiento, existiría una tercera fuerza (figura V.8)
perpendicular a la trayectoria cuyo valor sería:
v^
6^
Fe = m - = 2.— = 9 New.
r
8
Después de esta breve introducción, que nos servirá para com­
prender mejor el comportamiento dinámico del aire, pasemos a
analizar las principales fuerzas que producen su movimiento.
B (-)
Figura V.8. Análisis dinámico en trayectoria curva.
a)
Fuerza de gradiente del viento
En el caso del aire, la fuerza motriz, causante del movimiento
inicial, es la debida a las diferencias de presión existentes en el
campo de presión atmosférico terrestre. De primeras, podría pensarse,
que las variaciones de presión en altura ocasionarían el escape hacia
los niveles más altos de la atmósfera. Este hecho, en general, no
se produce, porque la presión en altura queda compensada por la
fuerza de la gravedad dirigida hacia abajo. Es el denominado equilibrio
aerostático. Es algo semejante a lo que ocurriría en un recipiente
de líquido, donde las presiones en la superficie son menores que
en el fondo y estas diferencias de presión no producen, sin embargo,
el movimiento del líquido.
El movimiento liorizontal del aire se establecería, de acuerdo al
campo de presión en superficie, desde los centros de alta presión
o anticiclones hasta los de baja presión o ciclones. La dirección del
viento sería perpendicular a las líneas isóbaras (figura V.9) y su
intensidad o velocidad dependería de dos factores:
1.
166
Del gradiente de presión o diferencia de presión por unidad
de longitud. Este gradiente se mide en milibares por grado
Figura V.9.
2.
Dirección de la fuerza dei viento, según ei gradiente de presión.
de meridiano (la longitud correspondiente es de 111 Km). En
general, podemos afirmar, que si las isóbaras estuvieran muy
próximas entre sí la velocidad sería más elevada que si es­
tuvieran separadas.
De la densidad del aire. A menor densidad (menor masa por
unidad de volumen), la acción resultante de la aplicación de
una fuerza sería superior (a = f/m), mayor aceleración y
velocidad; en definitiva, vientos más fuertes.
El desplazamiento del aire, desde el lugar de mayor al de menor
presión, se produciría hasta el momento en que ambos igualaran la
presión, a menos que existiera un mecanismo motor, capaz de
mantener el desequilibrio. Este fenómeno es fácilmente comprensible
si utilizamos el mismo símil hidraúlico de capítulos anteriores. La
diferencia de nivel o altura entre dos vasos comunicantes produce
1
167
t
Figura V .ll.
Figura V.10.
La necesidad de un elemento motor en la continuidad del circuito
hidráulico.
el movimiento de líquido desde el de mayor al de menor nivel,
hasta que ambos queden igualados (figura V.10). Si quisiéramos
reproducir constantemente el movimiento, necesitaríamos un meca­
nismo (una bomba hidráulica por ejemplo) que mantuviera el desnivel.
En el caso de la Tierra, el desequilibrio térmico producido por el
desigual calentamiento solar es uno de los motores de la circulación
atmosférica. El otro, el movimiento de rotación de nuestro planeta,
comenzaremos a considerarlo en el próximo apartado.
La variación de velocidad en la superficie terrestre, según la latitud.
superficie terrestre como referencia para medir el movimiento at­
mosférico. Parece lo más lógico adoptar esta segunda posición,
teniendo en cuenta que nuestro interés es el de analizar el movimiento
del |lire respecto a la Tierra.
El fenómeno puede ser comprendido más fácilmente con un
ejemplo. Imaginemos un disco plano y sobre el mismo, sin contacto
con él, una partícula que se desplazara desde el punto P hasta el
punto A (figura V.12). Si el disco girara en el sentido contrario a
b) Fuerza aparente de CorioHs y ia desviación de los vientos
El movimiento de rotación de la Tierra, girando a una velocidad
de una vuelta cada 24 horas, modifica sensiblemente la trayectoria
aparente del viento. El movimiento constante de la Tierra nos hace
no ser conscientes de los elevados valores alcanzados por la ve­
locidad, variable, lógicamente, del Ecuador a los Polos, según su
radio de giro. La velocidad se movería entre valores extremos de
1.670 Km/h en el Ecuador y su valor nulo en los Polos (figura V.11).
El resultado de la acción del movimiento de rotación terrestre es
una desviación de la trayectoria prevista para el viento, que de esta
manera deja de ser perpendicular a la línea de máximo gradiente.
Para analizar esta realidad, habida cuenta de que la Tierra se mueve,
caben dos posturas a considerar; o bien imaginamos un sistema de
referencia absoluto, inmóvil en el espacio, o bien suponemos a la
168
Figura V.12.
Desviación de la trayectoria por el movimiento.
169
las agujas del reloj, para un observador situado fuera del mismo,
la trayectoria de la partícula sería rectilínea. Sin embargo, si el
observador estuviera situado sobre el disco (y girara con él), todo
habría transcurrido como si la partícula se desplazara hasta A',
sufriendo una desviación hacia la derecha.
Desde fuera, todo acontece como si ninguna acción modificara
la trayectoria; desde dentro, parece existir una fuerza desviadora del
movimiento, que aunque aparente, denominamos fuerza de Coriolis.
Si el disco girase en sentido contrario, el efecto aparente ob­
servado sería el desplazamiento hacia la izquierda.
El resultado final es que el movimiento del aire en sentido de
las altas hacia las bajas presiones, según la línea de máximo gra­
diente, se ve modificado por la componente debida a la fuerza de
Coriolis. Así, en el Hemisferio Norte, el movimiento resultante del
viento iría de las altas a las bajas presiones, pero según la trayectoria
inclinada respecto a las líneas isóbaras (figura V.13 y V.14).
Este hecho ya fue observado por el meteórologo holandés BuysBallot, lo que dio origen a la ley que lleva su nombre y según la
cual, todo observador situado en el Hemisferio Norte, colocado en
el sentido del desplazamiento del viento, dejaría sobre su derecha
las altas presiones y sobre su izquierda las bajas presiones. Lo
Figura V.13.
170
Inclinación del viento respecto a las isóbaras (anticiclones). Hemisferio
Norte.
í
Figura V.14.
Inclinación del viento respecto de las isóbaras (depresiones), f-lemisferio
Norte.
Figura V.15.
Desviación de los vientos en el Hemisferio Norte.
171
contrario ocurriría en ei Hemisferio Sur. En la figura V.15, puede
apreciarse fácilmente el contenido de la primera parte de la ley.
Nos hemos referido, hasta ahora, a la dirección del movimiento
provocado por la rotación terrestre, pero no así a la intensidad de
la fuerza de Coriolis. La fuerza aparente de Coriolis, como ocurriera
en el caso de la fuerza centrípeta del ejemplo del apartado anterior,
tiene una dirección perpendicular al movimiento del aire. Su inten­
sidad fue establecida por el mismo Coriolis y equivale a:
= 2.W.V.senct)
Baja presión
W = velocidad rotación de la tierra
V = velocidad del viento
(() = latitud del lugar
4.
172
Coriolis
SUPERFICIE
^ ^Movimiento
Moví
^ d(
de
partícula
Fuerza de
Coriolis
Alta presión
altura
Figura V.16.
Equilibrio dinámico en superficie y altura.
la velocidad del viento formaría un ángulo respecto a las
líneas isóbaras.
La inclinación del aire respecto a las ¡sobaras depende de la
fuerza de rozamiento y es menor en los océanos (10 a 15°), que
en los continentes rugosos donde puede alcanzar valores de hasta
30°.
Las observaciones realizadas en la atmósfera libre (por encima
de los 1.000 metros de altura) ponen de manifiesto que el viento
sopla en dirección aproximadamente perpendicular al gradiente de
presión, habiéndose igualado, por tanto, las fuerzas debidas al mismo
y la correspondiente a la rotación terrestre, siendo prácticamente
nulo el rozamiento del aire (figura V.16). Cabe hablar entonces de
viento geostrófico, situación en la que el viento sigue aproximadaniente la dirección de las isóbaras. Todo ocurriría como si el aire
circulara por el espacio que queda entre las líneas isóbaras, ace­
lerándose o retardando su velocidad, si la sección o espacio, por
donde debe pasar, es menor o mayor.
. Esta desigual dirección del viento en superficie y altura cabe
interpretarla como una progresiva adaptación de la dirección del
''lento a medida que disminuye el rozamiento, donde no sólo varía
^ dirección, sino también la intensidad. Si fuéramos ascendiendo
desde la superficie hasta una altitud de 500 a 1000 metros, la dirección
e intensidad del viento se mofificaría progresivamente hasta alcanzar
V
viento geostrófico, según la espiral de Ekman (figura
Una tercera fuerza a la que todavía no hemos hecho referencia
es la de rozamiento. El movimiento del aire se ve frenado por la
superficie terrestre, disminuyendo su velocidad. La dirección de la
fuerza de rozamiento se opone lógicamente a la dirección del viento.
Si analizamos las fuerzas actuantes que hemos definido hasta este
momento: fuerza de gradiente del viento, fuerza de CorioHs y fuerza
de rozamiento, en un punto de la superficie terrestre, el resultado
será más o menos el de la figura V.16. Podrían de la misma extraerse
las siguientes conclusiones:
3.
i Gradiente
T de presión
Isobara
Alta presión^
Viento geostrófico. Espiral de Ekman
2.
Isobara
Á
1. de la velocidad del viento. Un aire que se moviera a 20 m/
seg sufriría un desplazamiento doble que si la velocidad fuera
únicamente de 10 m/seg.
2 . de la latitud del lugar. Así, en el Ecuador (<j) = 0 “, sen cj)
= sen 0° = 0) la fuerza de Coriolis será nula y máxima en
los polos ((() = 90°, sen (}) = sen 90° = 1).
1.
Baja presión
U
Quiere esto decir que, siendo constante la velocidad de rotación
terrestre (2n/24 radianes/hora, 15 7hora) el efecto de la fuerza de
Coriolis depende de dos factores:
c)
Movimiento
de la
partícula
Gradiente
de presión
la fuerza de gradiente del viento sería perpendicular a las
líneas de máximo gradiente.
la fuerza de Coriolis sería perpendicular al movimiento del
aire.
la fuerza de rozamiento iría en sentido contrario al movimiento
del aire.
la resultante de las tres fuerzas sería nula.
i.
(500-1000 m)
VIENTO GEOSTRÓFICO
■*1
Figura V.17.
d)
a)
Vista en planta
b)
Perfil según a - b
Espira! de Eci<man descrita por ei viento según varía su dirección e
intensidad con ¡a altura.
Los movimientos de convergencia y divergencia
El aporte o pérdida de aire que tiene lugar en superficie, en los
centros de altas y bajas presiones, debe ser lógicamente compensado
con movimientos atmosféricos ascendentes o descendentes. Así, ha­
blamos de convergencia en superficie cuando existe una acumulación
de aire en un área limitada del espacio y divergencia, cuando existe
una pérdida del mismo.
Los ciclones o áreas de bajas presiones actúan a modo de centros
de convergencia atmosférica. El aire se eleva, por tanto, en una
depresión y desciende en un anticiclón, produciéndose de esta ma­
nera un flujo compensatorio a nivel del suelo (figura V.18).
Sería, sin embargo, un grave error deducir de todo esto que el
origen de la dinámica atmosférica está en los centros de acción
existentes sobre la superficie de la Tierra, que provocarían el mo­
vimiento del aire en superficie y en la altura. Salvo en los casos
aislados de los centros de acción térmicos, /a circulación atmosférica
esté dominada por los movimientos que se producen en altura. Nos
ha parecido más fácilmente inteligible, centrar la explicación en una
relación directa entre centros de acción-movimiento del aire. Dejamos,
sin embargo, para el próximo apartado, el análisis de las causas
que explican la distribución de las principales áreas de altas y bajas
presiones existentes en nuestro planeta y los regímenes de viento
a que dan lugar.
174
Figura V.18.
2.2
Convergencia y divergencia de! aire.
La circulación general atmosférica
Siguiendo con el esquema adelantado al final del apartado anterior,
analizaremos, en primer lugar, la distribución del mapa de presiones
en superficie y altura, mostrando los principales centros de acción
existentes, su situación y su variación estacional, así como el sistema
de vientos dominantes que de ellos resulta. Posteriormente, nos
adentraremos en la difícil misión de explicar cómo se pone en marcha
el mecanismo general de la circulación atmosférica a nivel del globo
terrestre, apoyándonos en las diversas teorías que desde hace más
de dos siglos vienen dando respuesta a tan interesante interrogante.
175
a)
El mapa de la distribución de presiones y el sistema de
vientos dominantes en superficie
Las figuras V.19 y V.20 nos muestran la distribución de presiones
medias en los meses de enero y julio, calculadas como promedio
de los valores alcanzados a lo largo de cada mes y reducidas al
nivel dei mar. De su observación pueden deducirse una serie de
rasgos generales:
Una tendencia a la zonalidad en la situación de las áreas de
altas y bajas presiones. Así, se aprecia una zona de bajas
presiones en el Ecuador, altas presiones en latitudes subtro­
picales, bajas presiones en las latitudes medias o subpolares
y altas presiones en ambos polos.
2. Las diversas franjas de presión varían su posición estacio­
nalmente. En enero se encuentran más desplazadas hacia el
norte que en el mes de julio.
3. Este modelo zonal queda alterado por la distribución de los
océanos y continentes. En verano, los continentes se calientan
1.
Figura V.20.
4.
Mapa de presión en superficie (mes de julio).
más rápidamente que los océanos y son ocupados por bajas
presiones térmicas, mientras que, durante el invierno, la pre­
sencia de aire pesado y frío es la causa de la existencia de
altas presiones. En un continente masivo, como el asiático,
se observan con facilidad los grandes contrastes térmicos
verano-invierno. En el período estival, las altas temperaturas
y las bajas presiones dominan hasta prácticamente el Polo
Norte. En invierno sucede lo contrario y las altas presiones
ocupan los continentes masivos.
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. La relativa estabilidad de las posiciones de los centros de acción
permite hablar de la existencia de un sistema de vientos dominante
y de un modelo explicativo de los mismos.
Las variaciones de fricción del aire en la tierra y el mar, los
centros de acción térmica que introducen los cambios estacionales
176
177
en el contraste océanos-continentes y la influencia del relieve suponen
factores geográficos muy importantes, que, sin embargo, pretendemos
eliminar en este nivel de la explicación. No vamos a referirnos a
ellos, con objeto de sim plificar el esquema generai de la circulación
atmosférica en superficie. Así, lo que se pierde en profundidad, lo
vamos a ganar en sencillez expositiva. Por tanto, lo que digamos a
continuación tiene más que ver con los vientos dominantes sobre
los océanos, aunque de forma general, las conclusiones pueden ser
válidas para el conjunto del globo terrestre (figura V.21).
El cinturón ecuatorial, delimitado entre los 5° de latitudes norte
y sur, se denominó, durante largo tiempo, cinturón ecuatorial de
vientos variables y calmas. Situado en un área de bajas presiones.
El aire se
hunde en los polos
El aíre asciende
El aire
desciente
El aire
se eleva
en el Ecuador
aire desciende
El aire asciende
Figura V.21.
Esquema genera! de ¡a circulación atmosférica.
los débiles gradientes de presión, apenas tendrían fuerza suficiente
para poner el aire en movimiento. Estas áreas de calma reciben el
nombre de doldrums.
Al Norte y al Sur de las calmas ecuatoriales, en una franja que
alcanza aproximadamente los 30° de latitud (norte o sur), se encuentra
el cinturón de los vientos alisios. Estos vientos son la consecuencia
del gradiente de presión existente entre las altas presiones subtro­
picales y el cinturón de bajas presiones ecuatoriales. El aire es
desviado hacia la derecha en el Hemisferio Norte, como consecuencia
de la rotación terrestre, soplando del Nordeste hacia el Suroeste. En
el Hemisferio Sur ocurre lo contrario y la dirección dominante del
viento es Sureste-Noroeste.
Estos vientos se caracterizan por la regularidad de su velocidad
(20 Km/h aproximadamente) y dirección (son vientos del Este). La
intensidad es superior en invierno, así como la inclinación de su
dirección con los paralelos (30-35° en invierno y únicamente 20° en
verano), en razón al desplazamiento de las células anticiclónicas.
Estas circunstancias explican que en el pasado fueran denominados
trade winds (vientos del comercio), al asegurar la navegación a vela,
en contraste con las calmas ecuatoriales, difíciles de atravesar. Los
alisios están mejor definidos en los océanos Atlántico y Pacífico, ya
que en la región del océano Indico la cercanía del continente asiático
los desordena. El lugar de la convergencia de ambos alisios, pro­
cedentes de los Hemisferios Norte y Sur, se denomina línea de
convergencia intertropical (C.I.T.) y coincide prácticamente con el área
de calmas ecuatoriales.
En segundo lugar, debemos destacar los vientos generados entre
las altas presiones subtropicales y las bajas presiones subpolares.
Estos vientos aparecen en superficie soplando con una dirección del
Oeste. Como en el caso anterior, los continentes, sobre todo en el
Hemisferio Norte, distorsionan profundamente la dirección de los
vientos. Su fuerza es bastante considerable y era utilizada por los
navegantes a vela {westerlies) que hacían el recorrido desae el
Océano Atlántico hasta el continente australiano, Nueva Zelanda o
las islas del Pacífico. La navegación en el cabo de Hornos, en sentido
contrario, suponía un evidente peligro.
Por último, 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, por la del Este.
Como en el caso anterior es, también, en el Hemisferio Sur, en la
Antártida, donde este esquema teórico de la circulación atmosférica
tiene una validez superior.
b)
La circulación atmosférica en altura
El dispositivo general de la circulación atmosférica en altura es
más simple que el de superficie. La atmósfera libre, a partir de una
altura de 1000 metros, se muestra fuera del ámbito de influencia de
los factores geográficos. La acción de los ciclones y de los antici­
clones de origen térmico desaparece prácticamente a nivel de la
superficie de los 700 milibares y se puede decir que es nula en la
de 500 milibares. Por contra, las altas presiones subtropicales, cuyo
origen es fundamentalmente dinámico, aparecen en los mapas de
altura.
La distribución de presiones en altura, correspondiente a los
valores medios del mes de enero (figura V.22), es suficientemente
elocuente al respecto. Un cinturón de anticiclones subtropicales en­
marcan las corrientes de dirección Oeste, existentes hasta las bajas
presiones polares. La trayectoria de los vientos (aquí son geostróficos
y por lo tanto paralelos a las isóbaras) manifiestan la existencia de
un flujo zonal de dirección del Oeste. Los vientos del Este quedan
reducidos a una estrecha franja ecuatorial, que aparece como pro­
longación de los alisios. El cambio estacional decelera las corrientes
del Oeste que son más lentas en verano y las desplaza hacia las
altas latitudes.
Esta circulación dominante del Oeste alcanza velocidades máximas
en niveles superiores de la atmósfera, que llegan a valores com­
prendidos entre los 200 Km/h y los 400 Km/h (en invierno). El flujo
de mayor velocidad se halla concentrado en una estrecha franja,
situada hacia los 30 ° de latitud (oscilante con las estaciones) y entre
9,000 y 15.000 metros de altitud, recibiendo el nombre de Corriente
del Chorro o Jet-Stream. El Jet-Stream fue descubierto en el He­
misferio Norte, durante la segunda guerra mundial, y su conocimiento
ha modificado sustancialmente las ideas que se tenían sobre la
dinámica atmosférica. Posteriormente, se ha podido observar la exis­
tencia de una corriente de similares características en el Hemisferio
Sur e incluso un desdoblamiento del propio Jet-Stream en una rama
subtropical secundaria, situada en los límites de los flujos de viento
del Oeste y de las altas presiones subtropicales y en otro Jet polar.
En la circulación zonal en altura se observan cambios que afectan
a la Corriente del Chorro, no exclusivamente como consecuencia de
cambios estacionales, sino, a veces, en períodos de tiempo más
breves. Estos cambios afectan, tanto a su posición en latitud, como
a su velocidad y trayectoria. En invierno, el flujo es particularmente
rápido y bajo en latitud, mientras que en verano, la corriente se
debilita, ascendiendo en latitud y realizando una trayectoria sinuosa.
A estas variaciones estacionales se añaden, a veces, cambios más
bruscos que modifican el carácter del Jet-Stream en un tiempo más
breve. En general, se produce un ciclo, en el que la corriente del
Jet pasa por varias fases sucesivas;
1.
La corriente es rápida (150 Km/h), casi zonal y relativamente
alta en latitud (figura V.23).
2. Comienzan a aparecer ondulaciones, cada vez de mayor am­
plitud, en una corriente aún de velocidad elevada, que dan
nacimiento a curvaturas positivas (sentido de las agujas del
reloj) anticiclónicas y negativas (en sentido contrario), cicló­
nicas.
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 a las gotas frías que analizaremos más adelante.
Figura V.22.
180
Distribución de presiones y circulación en altura.
El origen de la corriente del chorro es incierto y está aún por
determinar. En la explicación cabe considerar factores dinámicos
(rotación terrestre) y factores térmicos (desigual calentamiento te­
rrestre). En realidad, por medio de las ondas del Jet, el aire caliente
de los trópicos es arrastrado hacia el Norte y el aire frío polar hacia
el Sur, nivelándose el desequilibrio térmico existente entre el Ecuador
181
(c)
Figura V.23.
(d)
Ecuador se elevaría, transportando el calor desde el foco caliente
ecuatorial al frío polar. En este esquema sencillo de la circulación
atmosférica, los alisios constituirían los vientos superficiales descen­
dientes en latitud, que al confluir en la línea de C.I.T. darían lugar
en altura a una corriente de contralisios. Esta corriente, dirigida desde
las bajas a las altas latitudes, cerraría la denominada célula de Halley
(figura V.24). El comportamiento en ambos hemisferios sería idéntico,
existiendo dos células simétricas, una en el Hemisferio Norte y otra
en el Sur. De esta manera, la corriente o flujo de aire en movimiento
tendría una dirección fundamentalmente meridiana.
El modelo de Halley, descrito hace más de dos siglos, no logra
integrar con éxito el comportamiento de los vientos de las latitudes
medias. Como mucho, el esquema servía para interpretar la realidad
de la zona esférica comprendida entre el Ecuador y los trópicos,
quedando sin explicación el cinturón de altas presiones subtropicales
y los vientos dominantes del Oeste de las latitudes medias. Resultaba,
por tanto, imprescindible, la consideración de nuevos elementos
capaces de iluminar una realidad, que cuanto mejor era conocida
más negaba los principios básicos del modelo interpretativo.
Desde finales del siglo pasado, el conocimiento de la alta tro­
posfera mostraba, cada vez con mayor nitidez, la importancia de los
flujos zonales. Sin olvidar la contribución explicativa del gradiente
Evolución de ia Corriente del Chorro o Jet-Stream.
y los Polos. Sea como fuere, la trascendencia del Jet-Stream en la
circulación atmosférica general es tan grande, como veremos en
próximos apartados, que se le ha llegado a definir como el verdadero
sistema nervioso de la atmósfera inferior.
c)
Explicación de ia circulación general de ia atmósfera
El descubrimiento de la corriente del Jet-Stream introdujo nuevos
y fundamentales elementos a considerar en la explicación de la
circulación general atmosférica. Hasta ese momento, se consideraba
que las diferencias de presión eran causadas exclusivamente por los
contrastes térmicos terrestres. No es de extrañar, que los sucesivos
modelos que se han construido sobre la dinámica atmosférica global,
hayan ido recogiendo las nuevas aportaciones descubiertas. Resulta,
por tanto, muy ilustrativo hacer un balance histórico de su desarrollo.
El primitivo modelo de Halley consideraba las diferencias térmicas
existentes entre el Ecuador y los Polos, como el verdadero motor,
desencadenante del movimiento de los vientos. El aire cálido del
182
Figura V.24.
Circulación atmosférica según Halley.
183
de presión térmico según los meridianos, comenzó a tenerse en
consideración la acción desviadora de la fuerza de Coriolis. Fue, así,
como Rossby, un científico sueco establecido en Estados Unidos,
introdujo una construcción tricelular de la circulación atmosférica
(figura V.25). En este nuevo esquema organizativo, la anterior célula
de Halley quedaba restringida hasta los 30° de latitud, explicando
el ascenso del aire en el Ecuador, como consecuencia de las bajas
presiones existentes en esta área de la superficie terrestre. El ciclo
se completaba con el descenso del aire en los anticiclones subtro­
picales y el movimiento de los alisios en la superficie (hacia el
Ecuador) y de los contralisios en altura (hacia los trópicos). Muy
semejante sería la circulación en la célula polar, situada entre las
altas presiones polares y las bajas presiones subpolares, con vientos
del Este soplando en superficie, compensados por vientos en sentido
contrario en las altas capas de la troposfera. Como novedad, Rossby
situaba una tercera célula sobre las latitudes templadas, intercalada
entre las dos anteriores y de origen exclusivamente dinámico. Este
tercer circuito cerrado originaría vientos en superficie de componente
Oeste, completando así el conocimiento que se tenía sobre el sistema
de vientos a escala terrestre. La hipótesis de Rossby sería, sin
embargo, desmentida por los hechos. Por una parte, la presencia
generalizada de contralisios en altura no ha podido nunca ser de­
mostrada y además, la fuerza de Coriolis desviaría la corriente superior
de la célula intermedia en dirección Este, lo que entraba en con-
tradicción con la existencia de la Corriente del Chorro en sentido
contrario.
Las más recientes ideas sobre circulación atmosférica han con­
firmado a la corriente del Jet-Stream como el verdadero m otor de
la dinámica atmosférica. Se abandona la célula polar y se admite
la existencia de una corriente turbulenta (figura V.26). Este fenómeno
coincide con la presencia en las altas capas de la troposfera de
movimientos del aire de dirección Oeste-Este, que aceleran su ve­
locidad precisamente en las áreas donde el contraste térmico es más
elevado (superficies de contacto de masas de aire de diferentes
características térmicas, que se denominan frentes, como veremos
en el próximo apartado). Las ondulaciones de la corriente del JetStream permitirían conciliar dos hechos aparentemente contradicto­
rios: la zonalidad de los flujos de viento y el trasvase de calor en
sentido meridiano. Serían, precisamente, estas ondulaciones de la
corriente del chorro, las causantes de las altas presiones subtropicales
y de las bajas presiones subpolares.
Célula directa
SO
184
185
2.3
Los vientos locales
Un tercer tipo de vientos locales son los de drenaje o vientos
catabáticos, que se producen por desplazamiento de aire frío por
La influencia de irregularidades del terreno puede dar lugar a
condiciones meteorológicas favorables a la existencia de vientos
localizados en áreas reducidas. Estos sistemas de vientos locales no
tienen nada que ver con el sistema global de presiones a escala
planetaria. La importancia de los sistemas de vientos a escala menor
se debe a su contribución a aspectos interesantes de los climas
locales.
Uno de los tipos de vientos locales más familiares es el que se
establece en las zonas costeras entre el mar y la tierra. Durante el
día, el superior calentamiento de la superficie terrestre respecto al
océano (recuérdese su menor calor específico), provoca diferencias
de presión que originan una corriente de aire que sopla hacia la
tierra en superficie y que se ve compensada en altura por el mo­
vimiento del aire en sentido contrario. Son las brisas marinas, que
refrescan el ambiente caluroso de las costas en verano, al ser
portadoras de un aire fresco y húmedo. El viento invierte su sentido
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. Son las brisas terrestres (figura V.27).
Estas corrientes de aire, producidas por un desigual calentamiento
tierra-agua, tienen lugar, igualmente, siempre que existan grandes
masas de agua interiores, como los lagos.
Un sistema de vientos de carácter similar, de ciclo diario, se
establece entre los valles y las montañas. Las laderas de las mon­
tañas que reciben la radiación solar de forma más directa experi­
mentan durante el día un descenso térmico de la presión del aire
en contacto con su suelo. La diferencia de presión respecto al valle
origina una corriente ascendente de éste hacia la montaña. Por la
noche, estas mismas laderas se enfrían más rápidamente, invirtiéndose la corriente de aire hacia el valle.
Brisa marina
Brisa terrestre
de la gravedad, desde regiones topográficamente más altas
hacia otras de menor altitud. Si las condiciones climáticas lo permiten,
el aire acumulado en un valle o un altiplano durante un cierto tiempo
puede enfriarse, aumentando su densidad. Este aire puede encontrar
salida a través de desfiladeros, alcanzando las áreas más bajas en
forma de viento fuerte y frío. Estos vientos de drenaje se originan
en muchas regiones montañosas del mundo y reciben nombres
locales: mistral, bora, etc.
Por último, existen otros vientos, originados por barreras mon­
tañosas. El más conocido es el denominado foéhn o chinooi<. Las
cadenas montañosas ejercen un efecto importante sobre el flujo de
aire que las atraviesa. El ascenso forzado del aire al atravesar una
montaña puede provocar su desecación (efecto foéhn, que será
analizado más en detalle en el capítulo Vil). El aire a sotavento es,
por tanto, un aire cálido y seco.
acción
3.
Las diferentes condiciones climáticas de la superficie terrestre
podrían hacer pensar en una progresiva y gradual variación de las
características del aire de unas regiones a otras. Sin embargo, de
la misma manera que aparecían fuertes discontinuidades en la es­
tructura vertical de la atmósfera, se pueden observar marcadas di­
ferencias, en sentido lateral, entre grandes volúmenes de aire de
propiedades muy contrastadas, que actúan, cuando se ponen en
contacto, como masas de aire difíciles de mezclar (al menos les
cuesta un cierto tiempo) y que dan origen a perturbaciones meteo­
rológicas de gran interés. Su existencia fue puesta de manifiesto a
finales del siglo pasado por la escuela noruega de Climatología y
su importancia en la explicación del tiempo atmosférico es tan grande
que nos vemos obligados a dedicar un amplio apartado a su análisis.
3.1
Figura V.27.
186
Brisa marina diurna y brisa terrestre nocturna.
MASAS DE AIRE, FRENTES Y PERTURBACIONES
Las masas de aire
Se podría definir a la masa de aire como un gran volumen de
aire, cuyas propiedades físicas, en especial la temperatura, contenido
de humedad y gradiente térmico vertical son más o menos uniformes
187
en una extensión de centenares de !<ilómetros. Además de su ho­
mogeneidad, la masa de aire es m óvil y transformable en su des­
plazamiento.
Para caracterizar a una masa de aire es necesario diferenciar, por
tanto, las condiciones del lugar de origen o manantial donde se
originó de la posterior transformación que pueda experimentar. Para
que grandes extensiones de aire adquieran propiedades uniformes
es preciso que hayan estado en contacto con una superficie térmica
e higrométricam ente estable y homogénea. Estas circunstancias se
presentan, por ejemplo, en las altas latitudes continentales durante
los meses de invierno, donde el contacto del aire con la superficie
terrestre las hace adquirir las propiedades de aire seco y frío, o
bien en las latitudes subtropicales del océano donde el aire acaba
convirtiéndose en cálido y húmedo. Como vemos, son las zonas de
altas presiones (de las altas y bajas latitudes) las principales regiones
origen de masas de aire, al ser superior su estabilidad y permitir
un contacto más duradero del aire con las condiciones climáticas
que las determinan y modelan. Por el contrario, las latitudes medias,
como veremos, van a ser un área de contacto de masas de aire
de diferente naturaleza.
El desplazamiento de las masas de aire, provocado por la cir­
culación de la atmósfera, puede llegar a modificar sensiblemente las
propiedades iniciales del aire. Así, el aire seco y frío, formado sobre
el continente americano durante la estación invernal, se humidifica
y eleva su temperatura al penetrar en el Océano Atlántico, recalentado
por la Corriente del Golfo. O en sentido inverso, una masa de aire
cálida y húmeda, engendrada en medio del océano se continentaliza,
desecándose, al atravesar el continente europeo. Para distinguir unas
de otras, las masas de aire originadas inicialmente reciben el nombre
de masas prim arias, mientras que aquellas otras ya transformadas
se denominan secundarias.
a)
Principales tipos de masas de aire
La clasificación de las masas de aire atiende, tanto a sus regiones
de origen como a sus propiedades de temperatura y humedad. Así,
es posible referirnos a una masa de aire tropical marítima, como a
un gran volumen de aire, originado en las latitudes tropicales marinas
y cuyas propiedades son el tener una temperatura cálida y una
humedad elevada. De igual manera, una masa de aire polar conti­
nental, habría sido engendrada en las altas latitudes continentales y
sus características serían de baja temperatura y reducida humedad.
188
Las masas de aire tropical son subsidiarias de las altas presiones
subtropicales y se encuentran, en origen, bien situadas sobre los
océanos (masa tropical marítima, Tm) o bien sobre los continentes
(masa tropical continental. Te). Como los centros de acción a los
cuales se encuentran asociadas, modifican su situación de manera
estacional, las masas de aire tropical ascienden en latitud durante
ei verano y descienden durante ei invierno. Así, la masa de aire
tropical marítima, ligada al anticiclón de las Azores, puede ascender
a 50° N en verano o descender a 30° N en invierno. La posición
de este anticiclón subtropical es fundamental para comprender el
tiempo atmosférico de la Europa mediterránea. Su presencia va
acompañada de buen tiempo y de una masa de aire cálido y húmedo.
La masa de aire tropical marítimo, Tm, se caracteriza, por tanto,
por su elevada temperatura y humedad. Esta última puede provocar
su inestabilidad, como veremos en el próximo apartado. Por contra,
el aire tropical continental. Te, es seco y estable en invierno. En
verano, puede inestabilizarse si abandona los continentes, lo que
ocurre con el aire sahariano cuando atraviesa el Mediterráneo y se
carga de humedad. El ascenso brusco de aire tropical, sobre todo
si contiene alto grado de vapor de agua en su seno, durante el
fenómeno de las gotas frías, puede causar lluvias torrenciales de
enorme magnitud.
Las masas de aire polar no se forman exactamente en los Polos,
sino en latitudes próximas a los 60-70 °. El aire polar continental.
Pe, se origina en los continentes durante el invierno, como conse­
cuencia de la baja temperatura existente sobre ellos. Su baja tem­
peratura y elevada sequedad explica que, a veces, puedan producirse
inversiones térmicas en altura. A pesar de su baja humedad, su
reducida temperatura le condiciona para que con facilidad pueda
alcanzar el punto de saturación durante la noche, como se pone de
manifiesto en las nieblas nocturnas que se disipan por el día. Durante
el verano, las bajas presiones, originadas por el calentamiento te­
rrestre, producen el ascenso del aire, originando su inestabilidad.
Por su parte, las masas de aire polar marítimo, Pm, se originan en
las altas latitudes oceánicas. Se caracterizan por su relativa aita
humedad, que puede ser modificada por los continentes, sobre todo
en el Hemisferio Sur.
Por último, las masas de aire ártico (Am y Ac) son producidas
en contacto con el casquete polar. Se caracterizan por su débil
humedad y muy baja temperatura. En determinados momentos del
invierno, pueden alcanzar latitudes muy bajas, provocando olas de
frío muy intenso.
189
3.2
Los frentes
La existencia de masas de aire de características muy contrastadas
[nace aparecer superficies de separación entre ellas, denominadas
frentes. La presencia de un frente es tanto más potente cuanto más
grandes y vigorosos sean los contrastes entre las dos masas de
aire, y ello, no sólo en lo relativo a sus propiedades físicas de
humedad y temperatura sino a su dinámica y movimiento. La acción
del frente es mayor cuando las dos masas de aire se encuentran
enfrentadas (figura V.28).
Figura V.28.
Frente con masas de aire enfrentadas.
La superficie de separación rara vez es vertical. La mayor densidad
del aire frío, explica que tienda a introducirse en el cálido a modo
de cuña, produciendo una superficie de contacto oblicua (figura V.29).
La existencia de estas discontinuidades es fundamental para com­
prender la génesis y evolución del tiempo atmosférico de determi­
nadas zonas geográficas, principalmente de las latitudes medias,
donde el contraste de las masas de aire es mayor y los frentes
quedan mejor definidos. Sin embargo, el contraste entre las diferentes
masas de aire es muy desigual a lo largo y ancho de la superficie
del globo terrestre.
El mapa de las discontinuidades frontales del mes de enero
(posiciones medias, más probables) puede servir de referencia para
describir las principales superficies de separación de masas de aire
190
60“
0°
3
Figura V.30.
60“
120“
1. Situación de frentes ártico y antàrtico.
2. Situación de frentes polares y mediterráneos.
3. Posición de la convergencia intertropical.
Localización media de los frentes y masas de aire en el mes de enero.
191
diferenciadas (figura V.30). Quizás, el frente de mayor personalidad
y potencia es el que se produce en la separación del aire polar y
tropical, que recibe el nombre de frente polar. Al ser los anticiclones
los principales centros de acción que originan masas de. aire tropical,
su posición más septentrional en verano y meridional en invierno
hace oscilar la situación del frente polar. Estos desplazamientos
estacionales tienen lugar de forma paralela a los de la Corriente del
Chorro, de manera que ha podido apreciarse que ambos, frente y
Jet-Stream, forman parte de una misma realidad. Para ponerla de
manifiesto de una manera más evidente, algunos autores se refieren
a una imagen bastante afortunada de la corriente del Jet-Stream
como si fuera una cinta que separara masas de aire de diferente
naturaleza.
Los continentes modifican la separación nítida del frente que tiene
lugar en los océanos, entre las masas de aire tropical marítimo, Tm,
y polar marítimo, Pm. Así, en invierno, cabe hablar en Europa
occidental de la presencia de un frente mediterráneo que separa
masas de aire continental de carácter polar y tropical.
Por el contraste de las masas de aire polar y ártico, existe, en
latitudes aún más elevadas, un frente ártico. Debido a las diferencias
menos acentuadas entre masas de aire de estas características, la
acción del frente ártico queda muy debilitada. En invierno, el aire
ártico puede descender mucho en latitud y tomar contacto directo
con la masa de aire tropical. En la proximidad del Ecuador, la
existencia de frentes se presenta más raramente, debido a la mayor
homogeneidad de las masas de aire de estas latitudes.
3.3
a)
Las perturbaciones de las latitudes extratropicales
Las perturbaciones atmosféricas en esta área de la superficie
terrestre incluyen, tanto los fenómenos de los frentes, relacionados
con la interacción de masas de aire de diferente carácter, como
aquellos otros que tienen lugar en masas de aire homogéneas. Debido
a la importancia de las primeras en las latitudes medias, comen­
zaremos con ellas.
Las perturbaciones frontales
Un avance considerable de la Meteorología y de la predicción
del tiempo atmosférico se produjo con el descubrimiento de las
perturbaciones, ocasionadas por el contacto de masas de aire de
naturaleza distinta. El límite del frente, como superficie separadora
de las masas de aire, es bastante recto en un primer momento,
pero tiende a curvarse con facilidad, permitiendo que el aire cálido
penetre en el interior del aire frío y viceversa. El aire cálido queda
pinzado entre el aire frío, apareciendo dos discontinuidades: la pri­
mera, entre el aire caliente y el aire frío anterior denominada frente
cálido y una segunda entre el aire cálido y el aire frío posterior, el
frente frío (figura V.31). En el frente cálido, al que se diferencia
Las perturbaciones
El tiempo variable y nuboso con precipitaciones en forma de
lluvia, nieve o granizo está estrechamente relacionado con las per­
turbaciones atmosféricas propias de cada lugar. Así como el tiempo
dominado por los anticiclones suele ir acompañado de tiempo seco
y soleado, la mayor parte de las perturbaciones está relacionada con
las bajas presiones o depresiones. Aunque el mecanismo de las
precipitaciones lo estudiaremos más adelante, en el tema VII, po­
demos adelantar que en las perturbaciones el aire tiende a elevarse,
enfriándose, inestabilizándose y provocando mal tiempo y precipi­
taciones. Lo contrario acontece en los centros de alta presión, donde
el aire se calienta al descender, diluyendo la presencia de vapor de
agua en la atmósfera y alejando a la masa de aire del punto de
saturación. Pero veamos, cuáles son los principales fenómenos me192
teorológicos de carácter perturbador. Para facilitar su descripción los
dividiremos en perturbaciones de las latitudes altas y medias y
perturbaciones tropicales.
Figura V.31.
Sección horizontal y vertical de una perturbación frontal.
193
mediante símbolos semicirculares negros, el aire cálido es el pro­
tagonista y se eleva sobre la superficie de separación del frente:
superficie inclinada por el mayor peso del aire frío que tiende a
ocupar las posiciones más bajas. Mientras, en el frente frío, dife­
renciado por triángulos negros, el aire frío se introduce como una
cuña en la masa de aire caliente, embistiéndola y elevándola. En la
lengua de aire cálido, situada en el interior de la masa de aire frío,
se aprecia una circulación ciclónica, donde las isóbaras se cierran
sobre el vértice de la perturbación.
Las perturbaciones frontales son fenómenos efímeros, que no
duran más de 3 ó 4 días y que rara vez alcanzan la semana de
vida. Durante este corto período de tiempo tiene lugar un ciclo
completo de la génesis del frente que comprende, nacimiento, de­
sarrollo y desaparición de la perturbación. Como puede apreciarse
en la figura V.32, al comienzo de la conformación del frente, la línea
de separación de las masas de aire no es más que una simple
ondulación (fase a), que va progresando y ampliando la interpene­
tración de ambas (fase b). A partir del momento en que la pertur­
bación esté perfectamente formada (fase c), habiéndose delimitado
con nitidez los dos frentes, cálido y frío, con pendientes de distinta
inclinación (observar que el frente cálido tiene menos pendiente que
el frente frío), el frente frío progresa más rápidamente que el cálido
(fase d) hasta que se produce la oclusión (fases e y f) y la borrasca
frontal desaparece. En este movimiento de avance, el aire cálido se
ve obligado a ascender por la superficie inclinada de separación del
frente cálido, mientras que el frente frío, impulsa el aire caliente aún
de forma más decidida. Esta elevación del aire dará lugar a preci­
pitaciones de carácter frontal que veremos con más detalle en el
próximo tema.
Estos frentes, raramente se presentan aislados y sí en familias
de 4 ó 5 individuos, en estado de evolución escalonada (figura V.33).
De esta manera, al ser los frentes transportados por las corrientes
y ? ¥ T
AIRE CÁLIDO
AIRE FRÍO
Figura V.32.
FRENTE
FRÍO
FRENTE
CÁLIDO
Evolución de una perturbación frontal.
Figura V.33.
Familia de borrascas del frente polar.
de aire del Oeste, el mecanismo de las descargas de precipitación
que conllevan se puede repetir varias veces en días sucesivos. La
velocidad de desplazamiento de las depresiones dependen del flujo
de la circulación en la que están inmersas.
Estos fenómenos de superficie son inseparables del comporta­
miento del flujo en altura. Una sección vertical de la troposfera pone
en evidencia la relación existente entre la Corriente del Chorro y la
perturbación frontal (figura V.34). Las ondulaciones del Jet-Stream
en altura y de las perturbaciones frontales en superficie se encuentran
en fase, coincidiendo las ondas anticiclónicas del Jet con los anti­
ciclones subtropicales y las ciclónicas con las depresiones frontales.
Todo sucede como si desde arriba, la Corriente del Chorro manejara
los hilos del movimiento de los centros de acción de superficie.
Altitud (km)
de carácter no frontal, que, sin embargo, son de gran interés, y cuya
valoración y análisis, en algún caso, se ha hecho en fechas más
recientes. Nos vamos a referir exclusivamente a dos de ellas: la gota
fría y los tornados.
Las gotas de aire frío son depresiones de carácter no frontal que
tienen lugar en las latitudes medias. El fenómeno aparece con una
corriente del Jet-Stream muy debilitada, de baja velocidad y una
trayectoria sinuosa muy pronunciada. En esta situación de la circu­
lación atmosférica en altura, una bolsa de aire polar puede quedar
aislada del resto de la masa de aire de sus mismas características
y penetrar en la masa de aire tropical (figura V.23, fase d). Su mayor
densidad, la hace descender, provocando el ascenso brusco de aire
tropical, cálido y húmedo, y dando lugar a fortísimos aguaceros.
Sobre la Península Ibérica, las gotas frías se registran, normalmente,
a finales de invierno y comienzos de la primavera y en otoño. Es
precisamente en esta época del año, principalmente en octubre,
cuando la humedad del aire atmosférico es mayor (dentro de los
períodos en que se produce el fenómeno), cuando tienen lugar las
lluvias de superior intensidad.
Por su parte, el tornado consiste en una columna de aire de gran
fuerza de rotación, con un vértice o centro activo de no gran diámetro
(algunos centenares de metros) que produce enormes remolinos ci­
clónicos ascendentes, con vientos de gran velocidad que pueden su­
perar los 800 Km/h. Aunque su origen no se conoce con exactitud,
se les relaciona con gradientes térmicos muy intensos, ocasionados
por un súbito calentamiento de la superficie. Los tornados aparecen,
tanto en los continentes como en los océanos, produciendo, si son
de gran intensidad, catástrofes importantes. Su poder de destrucción
se deriva de la velocidad elevada del viento y de la repentina baja
presión del aire en el vértice de la espiral. Las casas quedan destruidas,
muchas veces, más que por la fuerza del viento por la diferencia de
presión del aire respecto al exterior, que las hace explotar virtualmente.
b)
Depresiones extratropicales de carácter no frontal
El éxito de las investigaciones llevadas a cabo por la escuela
noruega de Meteorología sobre las masas de aire y los frentes
marginó, durante cierto tiempo, la consideración de otras depresiones
Las perturbaciones atmosféricas de los trópicos: los
huracanes
Las características atmosféricas de las masas de aire de la zona
intertropical son muy semejantes, por lo que no cabe esperar la
aparición de frentes perturbadores de importancia.
Nos vamos a detener, sin embargo, en los huracanes tropicales,
uno de los fenómenos meteorológicos más impresionantes que se
producen sobre la superficie terrestre. Los huracanes no deben con­
fundirse con los tornados, pequeños torbellinos de escaso diámetro
de acción. Aunque su origen exacto tampoco es conocido, se co­
nocen una serie de circunstancias imprescindibles para que el fe­
nómeno pueda desencadenarse. Las altas temperaturas de la su­
perficie dei mar, superiores a 27 °C, son de gran importancia para
la formación de una borrasca inicial. El calentamiento del aire en
contacto con el mar lo vuelve inestable, con tendencia a ascender
y a girar en espiral con velocidad creciente. La energía que se
requiere para mantener estas altas velocidades, alrededor del centro
de bajas presiones, es procurada por el calor latente de condensación
(el agua se evapora y absorbe el calor del mar y luego lo devuelve
cuando se condensa). En este sentido, el huracán tropical se comporta
como una gran máquina térmica, que transforma el calor en trabajo
(el calor latente de condensación en energía cinética del viento).
Las condiciones descritas sólo se cumplen en océanos muy ca­
lientes, próximos al Ecuador (8-15° de latitud), pero suficientemente
alejados del mismo, para que la fuerza de Coriolis (recordar que es
nula en el Ecuador) procure la deflacción del viento y mantenga la
estructura del huracán. Su formación y desarrollo pasa por varias
etapas. Durante la primera fase, el centro de bajas presiones progresa,
para lo cual necesita que no exista una corriente de aire muy
organizada que lo destruya. En la segunda fase, el huracán se
desarrolla e intensifica, adquiriendo una estructura característica. En
el centro aparece el ojo dei huracán, núcleo de aire cálido (10-18°
de temperatura más alta que los alrededores) de 20 a 50 kilómetros
de diámetro, donde el aire desciende desecándose y disipando las
nubes en su interior (figura V.35). Esta región es circundada por
una cerrada muralla de nubes de desarrollo vertical, que puede
alcanzar la tropopausa, hasta una altura de 17 Km. La máxima
velocidad del viento se encuentra, precisamente aquí, en esta zona,
pudiendo sobrepasarse los 200 Km/h. La parte exterior del huracán
está formada por bandas de nubes en espiral, que se extiende en
un diámetro de hasta 300 Km y sobre ella una sombrilla de nubes
de hielo (cirrus) que pueden alcanzar los 600-800 Km de diámetro.
La mayoría de los huracanes no llegan nunca a completar esta fase
y se disuelven. Sin embargo, otros alcanzan la etapa de madurez
en donde su efecto destructor es superior.
Los huracanes tropicales suelen verse envueltos en corrientes de
aire más generales, que los trasladan desde su lugar de origen.
Unos pocos se desplazan hacia el Oeste, desapareciendo en las
costas tropicales de las latitudes próximas al Ecuador, pero la mayoría
se alejan del mismo y alcanzan los 25° de latitud hacia el Este,
Norte o Sur (según el hemisferio). En esta etapa final, los huracanes
desaparecen al sobrepasar un continente, por la ausencia de humedad
que los alimente. Otras veces, al entrar en contacto con el aire más
frío de las latitudes elevadas se transforman, convirtiéndose en ci­
clones extratropicales de carácter frontal.
El efecto destructor de estos ciclones tropicales es terrible, sobre
todo en las poblaciones costeras e insulares. Las destrucciones,
causadas por olas gigantescas que se producen en las áreas costeras,
provocan el resultado más demoledor. El nivel del agua, por causa
de la fuerte presión del viento, se eleva, penetrando tierra adentro
y provocando grandes inundaciones. Estos efectos negativos se ven
incrementados por la gran cantidad de lluvias y la fuerza del viento.
DIAGRAMA CONCEPTUAL
TEMA VI
LOS OCÉANOS
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Composición y propiedades de las aguas
— Composición estable en el tiempo. Ciclo geoquímico.
— Diferencias en la composición de las aguas a pequeña escala.
- En relación con las desembocaduras de los ríos.
- En relación con la cantidad de precipitaciones.
- En relación con el grado de evaporación.
— Interés de la composición de las aguas marinas.
- De los gases: vida en las aguas.
- De las sales: variación de la densidad, relación
densidad/volumen.
2.
Las masas de agua
— Concepto de masa de agua.
— Masas de agua superficiales, profundas, intermedias.
— Masas superficiales: ecuatoriales, centrales, subárticas, circum­
polares.
3.
La atmósfera y ei océano
— La influencia de la atmósfera sobre el océano:
-
Formación de olas y corrientes.
Modificación del porcentaje de sales (densidad).
Calentamiento del mar.
Presión.
201
— Influencia del océano sobre la atmósfera:
- Olas sísmicas.
- Modificación de las olas en la costa.
- Acción erosiva en las costas.
- Transferencia de humedad.
- Transferencia de calor.
- Transferencia de sales.
b)
— Interacción aire-mar-tierra:
- Diferente comportamiento frente a la insolación.
- Influencia de las brisas mar-tierra.
- Desviación de las corrientes marinas.
4.
El movimiento de las aguas marinas
— Importancia de su estudio: acción sobre el clima, economía,
morfología de las costas, explicación de hechos históricos.
4.1.
Movimientos de equilibrio:
— Causas: diferencias de densidad en relación con:
-
La
La
La
La
La
temperatura.
salinidad.
presión atmosférica.
turbidez.
acción indirecta del viento.
— Consecuencias:
- Movimientos compensatorios.
- Corrientes de profundidad.
— Diferencias entre mares y océanos.
4.2.
Movimientos de origen gravitatorio: las mareas.
—
—
—
—
—
—
4.3.
4.4.
Acción resultante de las fuerzas gravitatoria y centrífuga.
Tipos de mareas.
Ritmo de las mareas.
Amplitud de las mareas.
Corrientes de marea.
Consecuencias de las mareas.
Movimientos eustáticos.
Movimientos debidos al viento:
a)
Las olas: rozamiento del viento sobre la superficie ma­
rina.
- Diferencia entre olas y ondas.
Las corrientes superficiales: acción continua del viento,
- Circulación media: corrientes constantes, lentas y an­
chas.
- Circulación sinóptica: corrientes volubles, rápidas, es­
trechas y tortuosas.
- Diferenciación en: corrientes frías y cálidas. Corrientes
de impulsión y de descarga.
- Factores:
• Vientos.
• Rotación de la Tierra.
• Presencia de barreras continentales.
• Movimientos de compensación.
4.5.
La circulación abisal.
INTRODUCCIÓN
El estudio de los océanos tiene un gran interés geográfico, tanto
por sí mismo, en cuanto que ocupan una superficie muy amplia en
el planeta confiriéndole un paisaje propio, como por las repercusiones
que tienen en la transferencia de calor del Ecuador a los polos.
Atmósfera y océano guardan una estrecha relación en su franja
de contacto, influenciándose ambos en sus características y en su
dinámica, hasta el punto de que podríamos hablar de una reali­
mentación entre los dos sistemas. Conjuntamente, ejercen una acción
directa sobre los climas y es este aspecto en el que nos vamos a
centrar al estudiar los océanos, centrándonos, sobre todo en la
explicación de sus repercusiones climáticas.
Así, nuestro principal objetivo es el movimiento de las aguas
marinas. No obstante, el proceso es complejo y, como en todos los
casos en que se quiera conocer el funcionamiento de algo, hay que
saber cuáles son las piezas fundamentales, las características de cada
una de ellas y el papel que juegan en el conjunto. Por ello, ini­
cialmente, analizaremos la composición, características y propiedades
de las aguas marinas, antes de pasar a sus interacciones.
1.
COMPOSICIÓN Y PROPIEDADES DE LAS AGUAS MARINAS
En el agua del mar se encuentran disueltas un gran número de
sales, calculándose que, en su conjunto, representan un 3,5 % del
peso total del agua oceánica. Las principales sales a considerar son:
cloruro sódico (CINa, 23g. por mil), cloruro magnésico (CIjMg, 5g.
por mil), sulfato sódico (SÜ4 Na2 , 4g. por mil), cloruro càlcico (CI2 Ca,
205
1g. por mil), y cloruro potásico (CIK O, 7g. por mil). Según estudios
realizados, la composición media de las aguas marinas parece que
no ha variado visiblemente a lo largo del tiempo, lo cual lleva a
considerar la existencia de un sistema de equilibrio reflejado en el
ciclo geoquímico (figura VI.1). En este ciclo se muestra un intercambio
de material, a través de diversas interacciones y de complejos pro­
cesos de realimentación, llevado a cabo durante siglos entre la
atmósfera, el océano, los ríos, las rocas de la corteza, los sedimentos
oceánicos y el manto.
Figura VI. 1. El ciclo geoquímico.—Esquemáticamente, se representa el recorrido que
efectúan los distintos elementos químicos, comprendidos en los 3 medios (atmósfera,
hidrosfera y litosfera), los cuales aportan su salinidad a los océanos.
La composición de las aguas marinas presenta notables diferencias
entre los distintos puntos geográficos, en relación, por ejemplo, con
la proximidad a las desembocaduras de los ríos, o con zonas de
abundante precipitación (figura VI.2). En el primer caso, se debe a
que la composición de las aguas que los ríos aportan al mar depende
de la litología de la correspondiente cuenca vertiente y, en el segundo
caso, es evidente que las precipitaciones abundantes rebajan la
proporción de sales, mientras que una fuerte evaporación contribuye
a su concentración (figura VI.2).
206
Figura VI.2. Salinidad de las aguas.—El mapa muestra las diferencias medias de
salinidad en ei Océano Atlántico y ei mar Mediterráneo. Obsérvese, con ayuda del
gráfico adjunto, cómo dicha salinidad está estrechamente relacionada con las con­
diciones de evaporación y de precipitación, y cómo varía en función de la latitud.
En las aguas marinas, además de las sales, se encuentran también
todos los gases atmosféricos, aunque disueltos en pequeñas canti­
dades, entre los que hay que destacar: el oxígeno, el nitrógeno, el
anhídrido carbónico, el argón y el hidrógeno.
La procedencia de los componentes de las aguas marinas es
diversa y su explicación ha pasado por diversas teorías. Boyie, ya
en 1670, demostró que las aguas continentales aportaban al mar
pequeñas cantidades de sal; hoy en día, las modernas teorías se
basan también en las corrientes de convección. Según esta nueva
explicación, es en la dorsal centro oceánica, debido a la expansión
del fondo oceánico, donde aparecen las aguas juveniles acompañando
a las rocas del manto (las aguas juveniles son aquellas que no han
estado nunca en fase líquida y que proceden directamente del manto).
Como se ha demostrado, en estas aguas se encuentran muchos
componentes de las aguas marinas. También se considera que con­
tribuyen a su composición los sólidos en suspensión generados en
las dorsales medioceánicas y en las erupciones submarinas, a los
que habría que añadir diversos intercambios iónicos muy activos y
complejos que no son del todo conocidos.
El interés que tiene la composición de las aguas marinas podemos
resumirlo en los siguientes puntos:
— Los gases disueltos son de gran importancia sobre todo para
la vida que se desarrolla en sus aguas, ya que gracias a ellos
es posible la presencia de animales y plantas. Por ejemplo,
la cantidad de oxígeno se ve modificada por las características
de las masas de agua, ya que el aumento de la temperatura
y de la salinidad hacen que decrezca la cantidad de oxígeno
y, consiguientemente, el desarrollo biológico. De forma recí­
proca, las plantas influyen sobre la proporción de oxígeno,
así, la cantidad de oxígeno es superior en las capas superfi­
ciales que en las profundas, debido a que, en las primeras
capas, la intensa actividad de las plantas consume el dióxido
de carbono al tiempo que libera oxígeno en su función clo­
rofílica, relación que se invierte en profundidad.
— La salinidad (concentración de sólidos disueltos en una muestra
dada de agua marina, medida en gramos de sales por mil
partes de agua) hace que varíe la densidad de las aguas. Éstas
alcanzan su máxima densidad y su punto de congelación a
unos ~2°C como término medio, pero se dan variaciones
según el porcentaje de salinidad; así se calcula que con unas
salinidades del 37 por mil, del 35 por mil, y del 32 por mil,
208
Figura VI.3. Relación entre la temperatura de densidad máxima y ei punto de con­
gelación del agua del mar. Obsérvese cómo varia el punto de congelación en relación
con la temperatura y la densidad del agua.
la máxima densidad se alcanza a unas temperaturas de -3,9°C ,
- 3 , 5 “C y -2 ,9 °C respectivamente (figura VI.3). Esta diferencia
es grande en relación con el agua destilada, que alcanza su
máxima densidad a 4 “C. La importancia que tiene este hecho
se refleja en los movimientos de equilibrio de las aguas ma­
rinas, que veremos más adelante, y en que se rebaja el punto
de congelación de las aguas.
Desde el punto de vista geográfico, además de su composición
deben considerarse también algunas importantes propiedades de las
aguas marinas;
— La densidad de las aguas en relación con su volumen tiene
importantes repercusiones. Acabamos de mencionar que, con
una presión normal, el agua tiene su menor volumen o su
densidad máxima a 4°C; a 0°C su densidad es de 0,99 g/
cm^ mientras que en el agua del mar es de 1.025 g/cm^.
Generalmente, los líquidos van aumentando su densidad según
baja su temperatura hasta llegar al punto de solidificación, de
manera que la fase sólida es más pesada que la líquida; por
el contrario, en el agua se sigue esta ley solamente hasta que
alcanza los 4°C y a partir de ahí empieza a dilatarse progre­
sivamente. Así, el hielo alcanza una densidad inferior a la del
agua, de modo que puede flotar sobre su superficie. Gracias
a ello, el hielo que se origina en la superficie marina durante
209
la estación fría puede ser parcialmente fundido en verano y
establecerse el ciclo hielo-deshielo; en el caso contrario, si el
hielo tuviese mayor densidad que el agua, al hundirse quedaría
aislado de la acción del calor y se iría acumulando progre­
sivamente en el fondo de los océanos hasta formar un conjunto
helado.
La capacidad calorífica del agua también debe tenerse en
cuenta por los contrastes que introduce en el calentamiento
de la superficie terrestre, de importantes consecuencias, como
iremos viendo al estudiar los climas. Así, el agua tiene un
elevado calor específico, como vimos en el tema III, con res­
pecto a la tierra, lo cual lleva consigo que se caliente y se
enfríe mucho más lentamente que ésta. Si a ello añadimos el
hecho de su transparencia y movilidad, que hacen que la
incidencia de los rayos del Sol afecten a una capa más espesa
(calculada entre los 100 y 200 m. frente a unos 20 m. en la
tierra), y que la temperatura se transmite por mezcla a mayor
profundidad, obtendremos un conjunto que es considerado
como un importantísimo depósito de calor de la Tierra (figura
Figura VI.4. Las distintas características físicas de las aguas y ia tierra en cuanto a
capacidad de evaporación, transmisión del calor, posibilidad de mezcla y calor es­
pecífico, dan lugar a un distinto comportamiento térmico, calentándose con mayor
intensidad y rapidez ía superficie de ía tierra que ia dei océano.
210
fig. VI.4). De este modo, la temperatura de las aguas marinas
es menos variable que la de la tierra, puesto que el agua se
calienta más lentamente en verano y se enfría más lentamente
en invierno.
— El albedo menor en la superficie marina que en la superficie
del suelo (tema IV), es otro aspecto a considerar.
2.
LAS MASAS DE AGUA
En el tema V vimos cómo se configuraban distintas masas de
aire en la atmósfera, en función de sus características de temperatura
y humedad; de forma similar, en el mar se configuran masas de
agua diferentes en función de su temperatura y de su salinidad. El
concepto de masa de agua queda definido como una amplia porción
de agua singularizada por su temperatura, salinidad y densidad.
Las distintas masas que componen los océanos se van confi­
gurando como resultado de los intercambios mar-aire y por las
mezclas que se producen entre aguas de distinta procedencia; no
obstante, la configuración de cada una de estas masas no es per­
manente sino que se va modificando, poco a poco, por las sucesivas
mezclas e intercambios.
A un primer nivel, podríamos diferenciar tres conjuntos de masas
de agua en la vertical: las masas superficiales, las profundas y las
intermedias, las cuales se encuentran estratificadas en función de su
densidad (figura VI.5). Todas estas masas ejercen su influencia en
los movimientos de las aguas, si bien el interés geográfico se centra
más en el estudio de las masas superficiales, ya que en ellas es
donde se están produciendo constantemente los intercambios ener­
géticos entre atmósfera y océano.
Las masas superficiales cuentan con un espesor reducido, aunque
variable, como media no suele superar los 300 o 400 m., aunque
en algunos lugares se haya llegado a reconocer hasta los 600 o 700
m. Estas masas superficiales reflejan la temperatura ambiental media
de la latitud en que se encuentran, puesto que se ven afectadas
directamente por la radiación solar y las condiciones atmosféricas
de la zona.
Por su parte, las masas profundas alcanzan mucho más espesor,
sus aguas son más densas y frías (sólo unos grados por encima
del punto de congelación) y provienen de las aguas más densas de
la superficie que se han hundido. En general, se considera que su
origen se encuentra en las latitudes altas, de aguas más frías.
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Figura VI.5.
Diferenciación vertical de masas de agua. Obsérvese cómo se modifica
la temperatura (T) y la salinidad (S) con la profundidad. El esquema está basado en
mediciones realizadas en el Mediterráneo, a 40° N¡6° E.
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Entre ambas masas de agua, superficiales y profundas, se dan
mezclas que dan lugar a las masas intermedias, conocidas también
con el nombre de capa termoclina. Esta masa intermedia se calcula
que alcanza hasta unos 1.500 m. de profundidad y en ella, por lo
general, la temperatura va decreciendo paulatinamente, al tiempo que
también va aumentando su densidad. Aunque parte de la transferencia
de calor se efectúa a través de difusión molecular, se considera que
en su mayor parte se debe a la actuación de pequeñas corrientes
de turbulencia que transportan el agua verticalmente, mezclando así
temperatura y salinidad.
Como ya hemos dicho, al geógrafo le interesa sobre todo el
estudio de las aguas superficiales, de modo que en ellas diferen­
ciaremos las masas de agua según su distribución zonal. Así se
distinguen: aguas ecuatoriales; aguas oceánicas centrales; aguas
subárticas y aguas circumpolares. Las características de cada una
de ellas puede apreciarse en el cuadro VI.1.
Más adelante veremos los desplazamientos que tienen lugar entre
ellas y las importantes repercusiones que de ellos se derivan.
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213
3.
LA ATMÓSFERA Y EL OCÉANO
La atmósfera y el océano entran en contacto en un porcentaje
muy elevado de la superficie terrestre (360 millones de Km^ ocupan
las aguas saladas frente a los 510 millones de Km^ que tiene la
superficie total de la Tierra), a lo largo de la cual ejercen sus
recíprocas influencias. Así, por un lado, la atmósfera gobierna la
circulación general oceánica e influye en gran medida sobre las
propiedades del agua del mar, mientras que, a su vez, la atmósfera
toma del océano una parte de su energía y de su constitución
(temperatura, humedad, sales). Así, se dice que «...pocos fenómenos
de física oceánica no están de alguna manera determinados por la
atmósfera y existen pocos fenómenos atmosféricos en los que el
océano no sea un importante factor».
Si por razones de conveniencia didáctica observamos, por se­
parado, la influencia de la atmósfera sobre el océano y del océano
sobre la atmósfera, podemos apreciar los siguientes efectos;
— La influencia de ia atmósfera sobre ei océano se traduce prin­
cipalmente en el movimiento de las aguas superficiales; olas y
corrientes. Así, la circulación general atmosférica es la causa
principal de las corrientes oceánicas de superficie a pequeña
escala, como podemos confirmar si observamos la similitud exis­
tente entre la distribución de las corrientes oceánicas y los sis­
temas de vientos (figura VI.6). No obstante, no hay que despreciar
tampoco la influencia de otras fuerzas, que se ponen de manifiesto
al analizar las diferencias de detalle existentes entre la circulación
atmosférica y la oceánica, como puede ser, por ejemplo, el caso
de la circulación sinóptica (diaria).
Además, la atmósfera, a través de los procesos de precipitación
y de evaporación, provoca una modificación en la densidad de
las aguas ya que, en el primer caso, disminuye el porcentaje de
sales y, en el segundo, lo incrementa. Por otro lado, la evaporación
conlleva a su vez un enfriamiento superficial de las aguas, puesto
que para llevar a cabo este proceso se necesita el calor latente
de evaporación, calor que es cedido por el agua como veremos
en el tema VII. Igualmente, las condiciones atmosféricas determinan
cuántas nubes cubrirán ciertas partes del océano y, por lo tanto,
cuánto y dónde el océano será calentado. Finalmente, las altas
y bajas presiones atmosféricas implican, respectivamente, un au­
mento o descenso de la presión en las aguas.
— El océano, a su vez, ejerce una notable influencia sobre la at­
mósfera en función de la humedad, el calor y las sales que aporta
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a las masas de aire, las cuales se pueden ver modificadas con
respecto a sus características originales. Ya hemos estudiado que
el océano transfiere humedad a las masas de aire a través de la
evaporación, hecho que es considerado de vital importancia en
la circulación atmosférica ya que representa el primer eslabón del
ciclo hidrológico. Evidentemente, el océano es el lugar donde,
generalmente, el aire está más cargado de humedad y hay una
mayor nubosidad. Así, una masa de aire seca por su origen puede
cargarse de humedad al pasar por encima del océano y producir
precipitaciones en las zonas costeras.
En relación con la humedad está la aportación de núcleos de
condensación debido a las sales que quedan en suspensión en
las masas de aire, lo cual confiere unas mayores posibilidades
de precipitación.
En cuanto a la transferencia de calor, si bien la influencia es
recíproca, de modo que una masa de agua puede enfriarse por el
paso de una masa de aire frío, y, a su vez, el mar puede actuar
como regulador térmico de la atmósfera, lo cierto es que el océano
repercute más en la temperatura atmosférica que la temperatura
atmosférica en los océanos. Esto se debe a que el aire tiene mucha
menos capacidad térmica que el agua, por lo que cuando sopla
sobre el agua tiende a alcanzar su temperatura más que ésta la del
aire. Así pues, el agua de los océanos aporta a la masa de aire
inmediata una gran cantidad de calor, tanto por transferencia directa
como a través del vapor de agua. De este modo, como ya vimos
al hablar de las distintas masas de aire, las denominadas como
marítimas (aire tropical marítimo, aire polar marítimo) toman este
calificativo por adquirir las características propias de las aguas sobre
las que se localizan.
El efecto de la transferencia de calor no es regular sino que éste
es más acusado en unas zonas que en otras, en relación con las
características de temperatura de las masas de agua y de su movilidad
(con relación a ello podemos encontrar diversos ejemplos en las
corrientes cálidas, las cuales al desplazarse hasta altas latitudes con­
siguen suavizar las temperaturas propias de la zona). Si relacionamos
la temperatura del aire y la temperatura del océano en una distribución
zonal, se aprecia una interacción entre ambos para amortiguar los
contrastes térmicos. Así, por término medio, el mar está más caliente
que el aire en el Ecuador (unos 0,4 °C); en los trópicos, hasta unos
10° de latitud, está menos caliente (en torno a 1,2 °C por debajo
de la temperatura del aire), y, a partir de los 40 ° de latitud, su
216
temperatura es superior a la del aire, calculándose que a unos 50°
de latitud es unos 2 °C superior. Un importante efecto de la inte­
racción que se establece en el proceso de evaporación es el incre­
mento de la salinidad de las aguas y, por lo tanto, de su densidad.
Otro caso de su importante incidencia es la formación de los
ciclones tropicales (huracán o tifón), que se desarrollan sobre los
océanos en las latitudes comprendidas entre los 8° y los 15° de
latitud norte y sur. Así, se considera que en la formación de estas
borrascas es fundamental la alta temperatura que se alcanza en estas
zonas sobre la superficie del mar, en torno a los 27 °C, las cuales
confieren un fuerte calentamiento a las capas bajas del aire, dando
lugar a una fuerte inestabilidad.
Una vez observadas las mutuas influencias que ejercen entre sí
océano y atmósfera, es fundamental considerar otro elemento en el
sistema: las masas continentales. Efectivamente, la distribución de
las tierras cambia totalmente la configuración de las masas atmos­
féricas y la movilidad de éstas y de las aguas oceánicas. Los aspectos
que deben considerarse en este sentido son, por un lado, el distinto
comportamiento que presentan tierras y océanos con respecto a la
insolación y, por otro, el efecto que tienen sobre la trayectoria inicial
de las corrientes superficiales.
Con respecto a la insolación, su distinto comportamiento repercute
notablemente sobre la circulación atmosférica, como ya hemos visto
con anterioridad, puesto que tierra y océano controlan el calenta­
miento de la atmósfera situada encima de ellos, dando lugar a
distintos centros de acción (recuérdese estos hechos observando los
mapas de presiones de las figuras V.19 y V.20). Del mismo modo,
la menor variabilidad de la temperatura de las aguas marinas conlleva
un papel de regulador térmico, de forma que en verano las regiones
costeras están relativamente más frescas y en invierno se atemperan.
A mayor escala, también hemos visto anteriormente cómo en las
zonas donde se producen fuertes oscilaciones diarias de temperatura,
la circulación de vientos tierra-mar se ve motivada por este diferente
calentamiento existente entre ellos (figura V.27).
Con respecto al efecto que las tierras tienen sobre la trayectoria
inicial de las corrientes superficiales, hay que resaltar que este hecho
tiene unas importantes repercusiones. Los vientos, en su empuje,
llevan las aguas contra el continente, las cuales, al apilarse contra
él, tienden a diverger en sentido norte y sur, al tiempo que la presión
provocada por la acumulación de agua que se ocasiona en ese punto
ejerce un importante efecto de empuje hacia abajo. De esta forma,
los continentes, al interrumpir la trayectoria inicial de las corrientes.
217
provocan una desviación de las aguas hacia distintas latitudes en
superficie y unos movimientos en la vertical.
Si no existieran barreras continentales, las corrientes se moverían
dibujando un gran círculo alrededor de la Tierra, como lo hacen
alrededor del continente Antàrtico (figura VI.6).
4.
marea, ya que el momento de bajamar impedía el acceso al
puerto.
— En ias costas, afectando a su morfología y ocasionando sucesos
devastadores de carácter episódico, como es el caso de los
maremotos.
— En la explicación de diversos hechos históricos: así, puede
conocerse la determinación de las rutas migratorias de los
hombres en el pasado. Igualmente, pueden dar a conocer la
futura dispersión de los vertidos que se arrojan al mar.
EL MOVIMIENTO DE LAS AGUAS MARINAS
Para el geógrafo, en el estudio de las aguas marinas, es fun­
damental su movilidad, puesto que repercute notablemente sobre
muchos aspectos de la vida terrestre. Estos pueden quedar resumidos
en los siguientes puntos:
— En el dim a. A escala planetaria, el movimiento del agua del
mar contribuye a reducir los desequilibrios energéticos sobre
el planeta, al ser, junto con la circulación general atmosférica,
un potente mecanismo de redistribución del calor, de las zonas
de excedentes calóricos a las zonas deficitarias. A otra escala,
es causante de las características y de la diversidad de los
climas costeros; así, las corrientes cálidas suavizan la tem­
peratura de las costas que bañan y las corrientes frías, en las
latitudes templadas, contribuyen a acentuar la dureza del clima,
mientras que en las latitudes tropicales originan los desiertos
costeros.
— En la economia, destacando su influencia sobre:
La riqueza pesquera, puesto que de las corrientes depende
la distribución mundial de los bancos de pesca. Por ejemplo,
las corrientes ascendentes que llevan aguas frías de las pro­
fundidades, son ricas en plancton, lo que atrae a la vida marina,
creando zonas de gran riqueza pesquera. También se les con­
sidera redistribuidoras de los organismos marinos. De hecho,
las aguas con poca movilidad suelen ser consideradas bioló­
gicamente como desiertos marinos.
En ios transportes. En el pasado, la dirección de las co­
rrientes marcó las principales rutas del comercio y en la ac­
tualidad también son aprovechadas por las ventajas que tiene
utilizar su fuerza, evitándose las contracorrientes.
En ia vida portuaria, puesto que durante siglos los movi­
mientos rítmicos de las mareas controlaron el comercio de las
ciudades portuarias situadas en sectores de gran amplitud de
218
El movimiento de las aguas marinas puede realizarse tanto en
sentido horizontal como en sentido vertical, siendo estos movimientos
el resultado de distintos hechos, entre los que hay que destacar los
vientos, la evaporación y el enfriamiento.
Los vientos, al impulsar las aguas superficiales, dan lugar, de
forma directa, a las olas y a las corrientes de superficie, e, indirec­
tamente, provocan también movimientos verticales por convergencia
o por divergencia de las aguas. La evaporación y el enfriamiento de
las aguas causan variaciones en su densidad, con los consiguientes
reajustes y movimientos de equilibrio que llevan consigo.
Otro factor de los movimientos de las aguas es la atracción TierraLuna-Sol, que da origen a las mareas. Y, en casos extremos, el
efecto de los movimientos sísmicos.
4.1
Movimientos de equilibrio
En las aguas marinas se producen una serie de movimientos de
sentido vertical, denominados movimientos de equilibrio; éstos, como
su propio nombre indica, tienden a equilibrar los contrastes de
composición y temperatura que presentan las aguas marinas, del
mismo modo que los vientos tienden a reducir los contrastes térmicos
en la atmósfera.
La causa de estos movimientos está en la diferente densidad de
las masas de agua, diferencias que están en relación, sobre todo,
con su temperatura y salinidad y, en menor medida, con la presión
atmosférica. Así, al encontrarse dos masas de agua de distinta den­
sidad, los gradientes de densidad tienden a equilibrarse a través de
unos flujos de convección. De estos flujos resulta el trasvase de
agua de una masa a otra, hasta que se consigue su homogeneización
o su estratificación en orden de densidad. Ahora bien, estos mo­
vimientos de equilibrio sólo afectan a las masas de agua superficiales
e intermedias, puesto que los contrastes de temperatura y salinidad
219
que se aprecian en superficie se atenúan e, incluso, desaparecen en
profundidad.
En el conjunto de toda la masa de agua marina, observando su
distribución en la vertical a partir de la superficie, se aprecia un
progresivo aumento de la densidad hasta el fondo, a causa de la
presión y del hundimiento generalizado de las aguas más densas.
Si bien temperatura y salinidad, combinadas, dan lugar a distintos
grados de densidad de las aguas y a las características que llevan
a la individualización de las distintas masas oceánicas; analizaremos
ambas por separado para darnos una mejor idea de las causas que
provocan su variabilidad. Para ello, inicialmente, vamos a considerar
las masas de agua de una forma estática, para observar qué factores
les afectan y cuál es su respuesta.
—
Los contrastes de temperatura entre diversas masas de agua
sólo se registran en las capas superficiales, ya que el motivo in­
mediato del calentamiento es la influencia del Sol sobre su superficie.
Así, la distribución de la temperatura de las aguas en la vertical
presenta un progresivo descenso a partir de la superficie. Este des­
censo resulta más rápido en los primeros metros, progresando más
lentamente hasta llegar a las grandes profundidades, donde las tem­
peraturas son bastante uniformes; así, a partir de los 3000 m. no
superan los 2°C a 3°C.
Para conocer qué aguas alcanzarán un mayor calentamiento inicial
no tenemos más que recordar lo estudiado en temas anteriores, en
cuanto a la verticalidad de los rayos solares sobre cada una de las
zonas terrestres. De este modo, se obtendrían masas de agua pro­
gresivamente más frías del Ecuador a los Polos. Así, se calcula una
temperatura media que va de los 4°C en las zonas polares a unas
temperaturas superiores a los 18 °C en la zona intertropical.
Evidentemente, la temperatura de estas aguas no es constante a
lo largo del año, puesto que las oscilaciones estacionales repercuten
sobre ella; así, esta oscilación es superior en las latitudes medias
pues es donde son mayores los contrastes estacionales. De este
modo, los movimientos verticales se ven incrementados en la estación
invernal, al enfriarse las capas superficiales por irradiación y con­
ducción hacia la atmósfera.
La relación entre temperatura y densidad es un aspecto funda­
mental al considerar los movimientos de equilibrio, por lo que antes
de pasar a hablar de las aguas en movimiento debemos tener en
cuenta dos hechos: el primero es que las masas de agua son menos
densas cuanto mayor es su temperatura y más densas cuanto menor
es ésta, hasta alcanzar los - 2 “C, que es el punto de congelación
220
y de mayor densidad, para el caso de las aguas marinas, debido a
la salinidad (recuérdese que en el agua destilada la mayor densidad
se alcanza a los 4°C). El segundo hecho es que, según observaciones
realizadas en el Atlántico, parece ser que la densidad está más
relacionada con la temperatura que con la salinidad.
—
La salinidad presenta una variación inferior a la de la tem­
peratura en la superficie de los océanos. Para explicarnos su dife­
renciación inicial hay que tener en cuenta las temperaturas reinantes
en la zona considerada y el volumen de precipitaciones. Como ya
hemos visto, la mayor o menor concentración de sales depende de
la evaporación que se produzca sobre las aguas, la cual, como
recordaremos, es activada también por la acción del viento; pero la
salinidad no sólo se incrementa por la elevada temperatura, sino
que también las bajas temperaturas contribuyen a su concentración.
Así, en la formación del hielo por congelación de las aguas, se
produce una separación de la salmuera, que se difunde en el agua
que hay debajo de la banquise (placas de hielo cuyo espesor puede
alcanzar 3 o 4 m. en invierno y que en los tiempos más fríos puede
llegar hasta los 65 °C de latitud). En estos casos, las aguas adquieren
una elevada densidad, puesto que a la intensificación de la salinidad
local se une la existencia de aguas muy frías por las bajas tem­
peraturas reinantes (estas diferencias pueden apreciarse en el cuadro
VI.1).
Cinturón ecuatorial
Exceso de lluvia
Salinidad escasa
Altas
subtropicales
Exceso
de evaporación
Salinidad elevada
Subsidencia
Figura VI.7. La densidad de ¡as aguas varia en relación con su tem peratura y salinidad.
Este esquema muestra la relación que existe entre la salinidad y las condiciones
atmosféricas de precipitación y de evaporación, asi como los movimientos de equilibrio
que se producen ai aum entar la densidad del agua p or incremento de la salinidad.
221
Igualmente, debemos tener en cuenta el aporte de aguas dulces,
que hace descender la concentración de sales y, por lo tanto, la
densidad de las aguas. Así, las densidades son más bajas en las
zonas de elevadas precipitaciones y lo mismo ocurre debido al aporte
de aguas fluviales o al agua que proviene de la fusión del hielo,
como ocurre en los mares árticos (figura VI.7.).
En general, es el balance hidrológico el que determina la salinidad.
Así, si los aportes fluviales y pluviométricos superan la evaporación
se habla de mares o cuencas de dilución, por el contrario, si es
mayor la evaporación se habla de mares o cuencas de concentración.
Entre los mares y los océanos se establecen así notables diferencias,
que son más acusadas cuanto menor es la comunicación mar-océano,
ya que dicha comunicación es el factor clave para que haya una
mayor o menor renovación y mezcla de las aguas (figura VI.8). Así,
por ejemplo, en el océano abierto la salinidad suele oscilar entre el
33 %o y el 38 %o mientras que en los mares cerrados las diferencias
pueden ser mucho más acusadas, desde un 4 %o en el Mar Báltico
hasta un 42 %o en el Mar Rojo.
—
El viento, a través de su flujo horizontal, puede provocar
modificaciones en la temperatura o en la salinidad de las aguas y,
por lo tanto, en su densidad. En otros casos, la convergencia o
divergencia de los vientos en una zona concreta provoca, respecti­
vamente, flujos descendentes de las aguas superficiales o flujos
ascendentes de las aguas profundas. Así (figura VI.9), los vientos,
al soplar de forma continuada sobre las aguas, ejercen una fuerza
de rozamiento sobre su superficie, provocando unas corrientes de
agua en su misma dirección. Cuando estas corrientes convergen se
produce una acumulación de agua en un punto, por lo que a partir
de esta presión ejercida tienden a hundirse; por el contrario, si las
corrientes son divergentes en superficie, en ese punto de divergencia
se produce un vacío que tiende a ser ocupado por las aguas más
profundas, dando lugar a movimientos ascendentes de las aguas
profundas. Este mismo hecho se produce al chocar las corrientes
MOVIMIENTOS DE EQUILIBRIO
POR ACCION DE LOS CAMBIOS DE DENSIDAD
Radiación
Figura VI.8. Diferencias en ia salinidad y temperatura de las aguas entre un mar
casi cerrado, el Mediterráneo, y un océano, el Atlántico. El esquema representa estas
características en la unión de sus aguas a través del estrecho de Gibraltar.
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Además de las diferencias de densidad, hay otro factor que, de
forma indirecta, da lugar a movimientos de compensación en las
aguas, nos referimos al viento.
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íRadiación
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........ Aguas saladas
------- ^ Aguas dilatadas por
recalentamiento
Figura VI.9. Distintas causas que dan lugar a los movimientos de equilibrio de las
ag'íyas ma rirías: a) acción de los vientos, que dan lugar a convergencias o a divergencias
de las corrientes superficiales; b) cambios de densidad, la fuerte evaporación provoca
un aumento de la salinidad.
223
contra los continentes, como ya hemos mencionado con anterioridad,
o al alejarse éstas de las costas, en cuyo caso el movimiento
compensatorio será el ascendente. Este último caso tiene unas im­
portantes repercusiones climáticas, provocando nieblas en la costa,
y biológicas, ya que las corrientes ascensionales frías suelen ser
ricas en elementos nutritivos, por lo que se originan zonas excep­
cionalmente ricas en pesca.
Una vez analizadas las circunstancias que dan lugar a las dife­
rencias iniciales de la densidad, contamos ya con una base que nos
permitirá deducir fácilmente los puntos donde serán más propicios
los movimientos de equilibrio. Así, el hundimiento de las aguas se
producirá en:
— Las altas latitudes, donde se registran zonas de subsidencia
constante debido, por un lado, al frío de sus aguas y a la
concentración de sales que se produce con la formación del
hielo y, por otro lado, debido al enfriamiento de las corrientes
cálidas que aportan aguas relativamente salinas hacia los polos,
ya que éstas se hacen más densas que las locales en un
momento dado.
Se considera que del hundimiento del agua en estas lati­
tudes se originan las corrientes de profundidad. Así, por ejem­
plo, en el océano Atlántico se encuentran dos importantes
fuentes de aguas profundas: una de ellas, la corriente circum ­
polar antàrtica, se origina en los bordes de la Antártida, en
los mares de Weddell y de Ross, y la otra, la corriente
intermedia antàrtica, se origina en la zona de la corriente del
viento del Oeste que rodea al continente antàrtico. 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. Este hundimiento, en estas zonas,
provoca, además, 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 (tema V).
— En las zonas donde se encuentran masas oceánicas de distinta
densidad (al igual que ocurría con los frentes de las masas
de aire de distintas características) las aguas más densas ten­
derán a hundirse por debajo de las menos densas.
224
Por su parte, el ascenso de las aguas se producirá en:
— Zonas de divergencia de vientos (tema V).
— Zonas costeras, predominantemente en las costas occidentales
de los continentes, donde los vientos se desvían de la costa.
Un caso ya muy concreto de movimientos verticales de las aguas
es el originado por las corrientes de turbidez. Este movimiento es
provocado por las aguas turbias o lodosas que, por su mayor
densidad, se hunden bajo aguas claras, turbidez que se atribuye a
hechos tales como 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 sedi­
mentos del fondo. Estos movimientos contribuyen a explicar ciertos
depósitos de las profundidades del océano.
4.2
Movimientos de origen cósmico
Si bien los movimientos de equilibrio provocan importantes mo­
vimientos de las aguas, hay otro factor que provoca una alteración
vertical aún más acusada, nos referimos a la atracción gravitacional
entre Tierra-Luna-Sol, que da lugar al movimiento de las mareas y
afecta a toda la masa oceánica. Ahora bien, si los movimientos que
las mareas establecen en la vertical son importantes, no debemos
olvidar los movimientos horizontales que de ellas se derivan: las
corrientes de marea.
La actual explicación de las mareas es válida en líneas generales,
pero falta todavía mucho para llegar a un conocimiento en profun­
didad de este fenómeno, de hecho, sólo conocemos de forma directa
el efecto de las mareas en el litoral, a pesar de que éstas afectan
a todo el conjunto oceánico. Igualmente, resulta compleja la expli­
cación de la gran diversidad de particularidades locales o las ano­
malías de su periodicidad, por ejemplo.
En líneas generales, las mareas son consecuencia, sobre todo,
de la atracción que la Luna ejerce sobre la Tierra, ya que, aunque
la masa de la Luna es mucho menor que la del Sol, su proximidad
a la Tierra lo compensa ampliamente, puesto que la fuerza gravitatoria
depende de la masa de cada cuerpo y de la distancia que los separa.
No obstante, cálculos realizados sobre la acción lunar han demostrado
que deben considerarse otros efectos, puesto que, por sí sola, la
Luna no podría provocar mareas tan amplias como las que se
registran sino tan sólo de algunos centímetros. Tras estas compro­
baciones se llegó a la teoría de la resonancia, según la cual los
225
pequeños abombamientos de las aguas producidos por la Luna,
experimentan una serie de rebotes sucesivos en los distintos litorales,
que los amplifica notablemente. Esta amplificación del abombamiento
inicial está en relación con la configuración física de las cuencas,
que son las que determinan las distintas posibilidades de vibración
de las aguas. Así, a su origen astronómico se suman factores geo­
gráficos.
La deformación elipsoidal que se origina en la superficie terrestre
es el resultado de la actuación de dos fuerzas; la fuerza centrífuga
y la fuerza gravitatoria o de atracción entre la Tierra y la Luna, que
compensa la anterior; esta fuerza no es igual en todos los puntos,
sino que resulta proporcional a la distancia a la Luna y, por lo tanto,
es máxima en el lado de la Tierra que queda más cercano a la
Luna y mínima en el lado más distante. De esta forma, según sea
el balance entre ambas fuerzas, así se pondrá de manifiesto la marea.
Las fuerzas de atracción se dirigen a lo largo de la superficie
terrestre hacia dos centros, según una línea imaginaria que uniría la
Fuerza de atracción de la Luna
::í> Fuerza centrífuga
^
Fuerza resultante
Figura VI. 10. Fuerzas que producen las mareas: vanan con la latitud, siendo la
resultante de ia fuerza centrífuga de la Tierra y de ia fuerza de atracción de la Luna.
226
Tierra y la Luna pasando por el centro de ambas. Uno de ellos, al
estar más próximo a la Luna, experimenta con más fuerza su atracción
y el balance atracción/fuerza centrífuga resulta positivo a la fuerza
de atracción, por lo que se produce una elevación de la masa
oceánica en ese punto. En el punto opuesto, es decir, en el más
apartado de la Luna, la fuerza centrífuga alcanza su máximo valor
y el balance fuerza centrífuga/ fuerza de atracción resulta positivo a
la fuerza centrífuga, por lo que en ese punto también se producirá
una elevación de la masa oceánica (figura VI. 10). Los valores máximos
de las mareas se alcanzan cuando el Sol, la Luna y la Tierra se
encuentran en línea recta (mareas vivas), por el contrario, cuando
los tres se encuentran en cuadratura, las fuerzas gravítatorias se
contrarrestan, por lo que las mareas se reducen al mínimo (mareas
muertas) (tema I).
A lo largo del día, cualquier punto de la Tierra se alinea dos
veces con la Luna, así, por lo general, en cada punto de la superficie
terrestre se registran en un día dos mareas altas (máxima elevación
diaria de las aguas) y dos mareas bajas (mínimo nivel diario de las
aguas). Ahora bien, hay algunas variaciones que dan lugar a la
distinción de tres tipos de mareas según su período: diurnas, sem idiurnas y mixtas. La marea diurna es poco común, su característica
es que cuenta con un sólo ascenso (flujo) y descenso (reflujo) al
día; este tipo de marea puede encontrarse, por ejemplo, en el Golfo
de México y en algunos mares parcialmente cerrados. La marea
semidiurna, tiene dos ciclos completos al día, los cuales son casi
de la misma magnitud, este tipo de marea es frecuente en el Atlántico.
Finalmente, la marea m ixta es aquella en la que tienen lugar dos
flujos cada 24 horas, pero pueden ocurrir varias cosas: que uno de
ellos sea tan bajo que el reflujo siguiente apenas muestre su des­
censo, o que una de las mareas bajas sea bastante alta, de forma
que el flujo siguiente apenas refleje que el agua de la superficie ha
sobrepasado el nivel medio del mar. Estos hechos pueden resultar
de combinaciones de mareas diurnas y semidiurnas, de los movi­
mientos locales armónicos controlados por la forma del fondo y de
la configuración de las costas. Este tipo mixto es bastante común
en los océanos Pacífico e índico.
La amplitud de las mareas (diferencia del nivel entre marea alta
o pleamar y marea baja o bajamar) es variable de unas zonas a
otras como acabamos de ver. Para su explicación no puede darse
una ley general, puesto que varían en relación con las condiciones
locales, como pueden ser la pendiente de la plataforma continental,
el trazado de la orilla, bahías, estrechos, etc.; en general, son sen­
sibles a los contactos con su recipiente. Distintas comprobaciones
227
han puesto de relieve que suelen ser máximas en los bordes de
las cuencas; así, se conocen amplitudes excepcionales, superiores
a los 10 m., que incluso pueden alcanzar de 15 m. a 19 m. en las
bahías, siendo, por el contrario, muy reducidas en las islas oceánicas
aisladas o en los mares cerrados.
En el ritmo de las mareas hay que destacar que cada día el
fenómeno se retrasa 50 minutos. Ya que la Luna pasa por el meridiano
de un lugar cada 24 horas 50 minutos. Podríamos pensar que las
mareas solamente afectan a las aguas, pero si bien es aquí donde
se acusa principalmente el efecto, debemos señalar que la Tierra, a
pesar de su rigidez, también responde a esta fuerza, aunque en
menor medida, a través de las mareas terrestres.
Como ya mencionamos, la fuerza de atracción es también causa
de una serie de movimientos horizontales, denominados corrientes
de marea, en las que no vamos a profundizar. Estas corrientes no
son las más frecuentes pero sí son las que pueden alcanzar mayor
velocidad; así, en condiciones locales favorables, pueden alcanzar
velocidades de varios Km/h, habiéndose observado velocidades de
hasta 18 Km/h. Las más veloces se forman donde el mar sólo tiene
acceso al océano abierto a través de un paso angosto y confinado,
o allí donde existen dos puntos próximos en los que hay una gran
diferencia entre las horas de la marea. La importancia de estas
corrientes se centra en las condiciones de navegación y en sus
posibles repercusiones sobre el relieve submarino.
Las mareas tienen una serie de consecuencias geográficas. Su
interés biogeográfico proviene de la modificación, en la vertical, de
las condiciones ecológicas en cuanto a flora y fauna se refiere. Su
interés para la navegación se centra en acciones a favor y en contra;
a favor, la pleamar favorece la navegación por mares coralinos y
facilita la entrada a estuarios, que de otro modo no serían más que
estrechas desembocaduras, y, en contra, crea problemas portuarios
en la bajamar, para paliar lo cual se han construido diques y dársenas.
Desde el punto de vista pesquero, la bajamar facilita, por ejemplo,
la pesca de crustáceos. Igualmente, las mareas son utilizadas por su
fuerza motriz.
fluctuaciones en el tiempo. Estas variaciones pueden ser debidas a
movimientos ascendentes o descendentes del océano, denominados
movimientos eustáticos, que son de alcance mundial, y a movimientos
ascendentes o descendentes de la Tierra, denominados movimientos
tectónicos, cuyo alcance es más reducido que en el caso anterior,
tanto en el espacio, por su alcance local, como en el tiempo, por
su carácter espasmódico. También puede darse la combinación de
ambos movimientos eustáticos y tectónicos, como, por ejemplo, es
el caso del peso que ejerce un glaciar continental sobre la masa
de tierra que tiene debajo de él; estas tierras se hunden por el peso
de los hielos, pero cuando éstos se funden, la tierra recupera len­
tamente su posición y acaba por recuperar su posición inicial.
Los movimientos eustáticos se producen como consecuencia de
distintos hechos. El factor temperatura puede actuar en dos sentidos;
así, un recrudecimiento del frío hace que los glaciares retengan
mayor cantidad de agua, con lo que el nivel del mar baja, mientras
que si, por el contrario, las temperaturas aumentan, entonces las
aguas heladas se funden y el nivel del mar se eleva. Otro hecho
puede estar en el cambio de tamaño y forma de las cuencas, como
consecuencia de los continuos depósitos que se acumulan en los
fondos oceánicos, o en la deformación por las fuerzas de la Tierra.
Un último hecho está en la aportación de aguas juveniles.
Estas modificaciones en los niveles de las aguas han quedado
ampliamente comprobadas a través de estudios geológicos, así, por
ejemplo, se han podido encontrar conchas marinas en montañas
muy altas, o terrazas costeras sumergidas en el océano.
4.4
La movilidad de las aguas superficiales se produce, por lo general,
como consecuencia de la acción de los vientos, los cuales ejercen
una fuerza de rozamiento sobre la superficie de las aguas. Esa energía
del aire circulante, se traduce en unos movimientos ondulatorios, las
olas y ondas marinas, y en unos movimientos horizontales, las
corrientes.
a)
4.3
Movimientos eustáticos y tectónicos
A mayor escala pueden considerarse otros cambios en el nivel
del mar, cambios que son continuos pero que dan lugar a lentas
228
Movimientos debidos a los vientos
Olas u ondas marinas
Las olas de origen eòlico son las más comunes; son movimientos
ondulatorios que se forman en lugares donde soplan vientos fuertes
propagándose a grandes distancias. Las olas no suponen un traslado
de masas de agua sino simplemente la agitación de la superficie
229
marina, puesto que, según parece, no son sensibles más allá de 200
m. de profundidad. Sólo cuando disminuye o cesa el viento, cesan
las olas propiamente dichas en mar abierto, pero, durante largo
tiempo, se mantiene ia vibración de las aguas, produciéndose en­
tonces una sucesión de ondulaciones regulares que se propagan a
grandes distancias; dichas ondulaciones reciben el nombre de ondas
(ondas oscilatorias progresivas en las que no se produce despla­
zamiento de la masa de agua sino sólo su oscilación).
Las olas, en su origen, varían en función de la efectividad del
viento sobre la superficie, la cual está en relación con su velocidad
media, con la duración del tiempo en que actúa y con la amplitud
del mar abierto sin accidentes terrestres. La formación de las olas
comienza con la creación de 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 una mayor superficie contra la que puede
presionar directamente el viento.
O
o
o
o
o
o
igura
Diferentes órbitas de las olas en relación con la profundidad del fondo
aei océano. En el esquema (A), la profundidad es superior a la mitad de la longitud
ae onda, y por lo tanto, su órbita es circular. En el esquema (B), hay poca profundidad
ael fondo oceánico, inferior a la mitad de la longitud de onda, de modo que ia órbita
se transforma en una elipse, y las partículas de agua ya no caen en la vertical.
230
Hay que tener en cuenta que la dirección y la intensidad del
viento es variable, al tiempo que las olas no son hechos aislados
sino que se combinan en distintos modelos en cuanto a dirección,
longitud y amplitud de onda, cuyo complejo resultado recibe el
nombre de mar.
Las ondas libres de movimiento oscilatorio son resultado del
movimiento de las partículas de agua, que describen órbitas para
volver a la misma vertical o a la proximidad a ésta (figura VI.11).
Las ondas, según se van alejando de su lugar de origen, van mo­
dificándose, de modo que las crestas se hacen más bajas y redon­
deadas, su forma es más simétrica y se mueven en trenes de período
y altura similar. Con este aspecto se llaman marejada o a veces
m ar gruesa y pueden transmitirse a miles de kilómetros.
Toda esta configuración varía notablemente al aproximarse a la
costa, donde ejercen una acción erosiva sobre sus orillas, como
veremos en el tema XIX. Así, las ondas 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. El efecto que produce la menor profundidad del fondo
sobre las ondas se traduce en el rompim iento de las olas. Esto se
produce cuando la profundidad es menor de media longitud de onda,
o es 1,3 veces la altura de la onda. Entonces, el movimiento de las
partículas no puede realizar libremente su órbita circular, sino que
ésta es aplastada y transformada en una elipse (figuras VI.12 y XIX.2
a XIX.4), esto lleva consigo un desplazamiento del agua en dirección
subhorizontal en lugar de circular como ocurría anteriormente. Al
mismo tiempo, la longitud de onda decrece y se produce una
elevación del pico de la onda, aumenta la velocidad de las partículas
de la cresta y la ola va formando un pico según avanza hacia la
costa. En general, el avance de las crestas es más lento cuanto más
rápidamente se eleva el fondo.
Pero debemos tener en cuenta que hay determinados tipos de
olas que se derivan de otros factores. Así, encontramos olas sísmicas
originadas por las erupciones submarinas de los volcanes, de des­
lizamientos de tierra, o de terremotos, los cuales producen unas olas
de fondo que suelen tener unas devastadoras repercusiones en las
zonas costeras, donde reciben el nombre de maremotos. Una variante
de este tipo de olas es la introducida por el hombre como con­
secuencia de la explosión de bombas nucleares en el océano. En
estas olas, el movimiento afecta hasta el fondo de las aguas.
Los maremotos no tienen nada que ver con las mareas, a pesar
de que en muchas ocasiones se les ha denominado como olas de
marea, lo cual puede llevar a una importante confusión, puesto que
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las olas que son realmente de marea son periódicas en función de
su origen y por lo tanto pueden predecirse; por el contrario, estas
olas destructivas, conocidas con el nombre de Tsunamis son ape­
riódicas e impredecibles y pueden alcanzar en las costas más de
30 m. de altura. No obstante, hay unas zonas más propensas a ellos
que otras, en función de la proximidad a zonas de inestabilidad de
la corteza terrestre; entre estas zonas se encuentran las costas del
Mediterráneo, del Caribe y las costas occidentales de Asia.
b)
Las corrientes superficiales
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La dirección dominante de la circulación general de los vientos,
a través de su acción continuada sobre la superficie oceánica, provoca
la circulación de unas corrientes de agua en superficie. Por esto es
por lo que, a escala planetaria, resultan muy parecidos los sistemas
circulatorios oceánicos y atmosféricos, aunque la circulación de las
aguas resulta lenta en comparación con la que tiene lugar en la
atmósfera (figura VI.6).
Estas corrientes de superficie son como grandes ríos que se
desplazan de forma constante en la superficie de los océanos, di­
ferenciándose de las aguas circundantes por su temperatura, mar­
cadamente más cálida o más fría. De este modo, sus características
son el reflejo de su procedencia de zonas más cálidas o más frías.
Así, por ejemplo, en las latitudes medias, las corrientes que pro­
cedentes del Oeste chocan con los continentes, en su desviación
hacia el Sur provocan corrientes frías puesto que van hacia aguas
de por sí más cálidas (corrientes de Humbolt o del Perú; corriente
de Benguela; corriente de California; corriente de Canarias). Por su
parte, la masa de agua que se desvía hacia el Norte, al dirigirse
hacia zonas de aguas más frías, origina una corriente cálida relativa
(corriente del Atlántico Norte).
Las corrientes superficiales experimentan modificaciones en fun­
ción de la naturaleza del viento en cada momento, del lugar y de
la fuerza que ejerce sobre las aguas, de forma que las corrientes
oceánicas presentan una gran movilidad de un día a otro. Así,
podemos observar dos tipos de circulaciones: la derivada de las
corrientes medias, que presentan unas corrientes anchas, lentas y
constantes y la circulación sinóptica, que presenta las variaciones de
las corrientes a nivel diario y mensual, estas corrientes son estrechas,
tortuosas y rápidas, al tiempo que muy volubles. Hay que destacar
que estas variaciones diarias no tienen una contrapartida en la cir­
culación general atmosférica como ocurre con las corrientes medias.
233
Otras corrientes pueden ser producidas por los movimientos com ­
pensatorios de temperatura y densidad, o por la diferencia del nivel
de las aguas que determina el desagüe de los puntos altos a los
bajos; a estas corrientes se las denomina de descarga, en oposición
a las provocadas por el viento, a las que se denomina corrientes
de im pulsión.
Para poder comprender la trayectoria de las corrientes marinas
hay que tener en cuenta la respuesta del océano a distintos factores
como son; los vientos, la rotación de la Tierra, la presencia de
barreras continentales y los movimientos de compensación.
—
Los vientos como ya hemos dicho, ejercen una fuerza sobre
las aguas, las cuales inicialmente se mueven en la misma dirección.
Este hecho se evidencia si observamos que:
a) En el hemisferio Sur, los tres océanos presentan un modelo
de circulación muy parecido al estar vinculados por la corriente
provocada por los vientos del Oeste, que los enlaza y mezcla
sus aguas, puesto que no existe ninguna barrera que desvíe
su trayectoria inicial.
b) En el océano Indico se observan cambios en la dirección de
las corrientes en relación con los monzones (tema VII), de
forma que la dirección de las corrientes varía con las estaciones.
Así, cuando sopla el monzón invernal del Noroeste, la corriente
norecuatorial es muy potente, lo mismo que la contracorriente
ecuatorial. Por el contrario, cuando sopla el monzón de verano,
la corriente norecuatorial desaparece para instalarse la corriente
monzónica de dirección Este, que invade hasta el Pacífico
occidental.
c) En las latitudes bajas se observa la influencia de los vientos
alisios, los cuales han sido considerados como una de las
principales fuerzas motrices de las corrientes. Éstos transportan
agua hacia el Oeste y forman la corriente norecuatorial.
d) La influencia de los vientos del Oeste que impulsan a la
corriente del Golfo y a la corriente Antàrtica (ésta se ve, además,
reforzada por el gradiente de densidad).
—
La rotación de la Tierra, a través de la fuerza de Coriolis, da
lugar a una desviación de las aguas en movimiento, modificando la
dirección inicial hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la
izquierda en el Hemisferio Sur, al igual que ocurría con los vientos
como vimos en capítulos anteriores. Un efecto importante, que se
deriva del movimiento de rotación de la Tierra, es el desplazamiento
234
235
de los giros circulatorios de las corrientes hacia el Oeste y la
intensificación de las corrientes en el lado occidental de las cuencas
oceánicas, donde se encuentran mucho más concentradas y son más
fuertes que las del lado oriental (figura VI.13).
—
La presencia de barreras continentales en el camino natural
de las corrientes, lleva consigo la división lateral de la masa de agua
tras su choque y acumulación contra el continente, originando lo
que se denominan corrientes de descarga pasivas. Un ejemplo de
ello, en el que además se transfiere agua del Hemisferio Sur al
Hemisferio Norte, lo encontramos en el desplazamiento de la corriente
sudecuatorial; esta corriente, al llegar al Brasil se bifurca, de forma
que la mayor parte del agua gira hacia el Sur, pero otra parte pasa
al Hemisferio Norte a lo largo de la costa Norte del Brasil, juntándose
con la corriente norecuatorial en el Golfo de México.
Este hecho tiene además unas notables repercusiones climáticas,
puesto que la desviación de corrientes cálidas hacia latitudes más
frías hace que se suavicen las temperaturas costeras por la trans­
ferencia de calor de las aguas a la atmósfera. Lo contrario sucede
con las corrientes frías. Observese en el cuadro VI.2 cómo varían
C U A D R O V I.2 .
LATITUD
ESTACIÓN METEOROLÓGICA SITUADA
EN LA FACHADA ORIENTAL DE LOS
CONTINENTES
ESTACION METEOROLÓGICA SITUADA
EN LA FACHADA OCCIDENTAL DE
LOS CONTINENTES
intertropical
Salvador (Brasil)
Lima (Perú)
Latitud: 13° 00'S/38°30'W
Corriente: cálida
Clasificación climática Af
T." media: 25°C
Latitud: 12° 0'5 S/ 77° 03'W
Corriente: fría
Clasificación climática BWh
T.“ media: 20°C
Nueva Orleans (EEUU)
Cabo Juby (Marruecos)
Latitud: 29° 57'N/ 90° 04'W
Corriente: cálida
Clasificación climática: Cfa
T." media: 21°C
Latitud: 27° 56'N / 12° 55'W
Corriente: fría
Clasificación climática: BWh
T.“ media: 19°C
Saint Johns, Terranova (Canadá)
Burdeos (Francia)
Latitud: 47° 34'N/ 52° 42'W
Corriente: fría de Labrador
Clasificación climática: Dfb
T.“ media: 4,5°C
Latitud: 44° 50'N/ 0° 43'W
Corriente: cálida
Clasificación climática: Cfb
T.“ media: 13°C
Templada
Polares
236
Ivigtut (Groenlandia)
Trondheim (Noruega)
Latitud: 61° 12'N/ 48° lO'W
Corriente: fría de Groenlandia
Clasificación climática: EH
T.“ media: 1°C
Latitud: 63° 25'N/ 10° 27'E
Corriente: deriva Nordatlàntica (cálida)
Clasificación climática: Cfc
T.“ media: 5°C
las temperaturas costeras dentro de una misma latitud en función
de la proximidad de una corriente cálida o fría. Así:
a) En la zona intertropical, las costas occidentales de los conti­
nentes reciben corrientes frías a la altura de los trópicos, con
lo cual su temperatura es más fresca que en las costas orien­
tales.
b) En la zona templada la situación es más variada. En las latitudes
más bajas, las costas orientales de los continentes son más
cálidas que las occidentales, mientras que en las latitudes
templadas más altas sucede lo contrario, en función de las
corrientes que les afectan.
c) En las zonas polares, las costas occidentales de los continentes
tienen temperaturas más suaves que las orientales, las cuales
se ven afectadas por corrientes frías, derivadas de las aguas
frías que fluyen del océano Ártico.
Uno de los océanos mejor estudiados es el Atlántico sobre el
cual vamos a hacer, a grandes rasgos, el seguimiento de las prin­
cipales corrientes. Para ello es preciso seguir el mapa. Como ya
hemos mencionado, a los alisios se les considera como uno de los
principales motores de las corrientes, y, así, tomando éstos como
punto de partida, en el Atlántico Norte tendremos el siguiente es­
quema:
a)
Vientos alisios soplando en dirección Noreste-Suroeste y, por
lo tanto, impulsando las aguas en esa dirección. Si a esto le añadimos
el efecto de la fuerza de Coriolis, la trayectoria resultante tiene una
desviación hacia la derecha en el sentido de su marcha (puesto que
nos estamos refiriendo al Hemisferio Norte), dando a las aguas una
dirección Este-Oeste; así se ha formado ya la corriente norecuatorial.
En el transcurso de su marcha hacia el Oeste, estas aguas chocan
contra el continente americano, produciéndose una bifurcación de
sus aguas hacia el Norte y hacia el Sur, e influida por la fuerza de
Coriolis, se va configurando un circuito en medio del cual quedará
una región en calma, el Mar de los Sargazos.
Debemos recordar que esta corriente norecuatorial configura las
aguas superficiales más cálidas de la Tierra en el Hemisferio Norte,
en función de las características de la zona de origen. Ahora bien,
estas aguas cálidas, en su desplazamiento hacia el Oeste, han dejado
un vacío en la costa oriental del océano, que, por compensación,
es ocupado por aguas frías del fondo. De ahí, en parte, que aparezca
237
la presencia de aguas frías en la costa occidental del continente
africano.
b) El circuito de aguas cálidas, comenzado en latitudes intertro­
picales, al alcanzar las latitudes templadas se encuentra con el pre­
dom inio de los vientos del Oeste que imponen su trayectoria a las
aguas, configurándose así la corriente del Golfo (Gulf Stream). Esta
corriente, al alcanzar las costas de Europa y chocar contra el con­
tinente europeo, experimenta una bifurcación Norte y Sur. Hacia el
Norte sigue formando una corriente cálida, por su mayor temperatura
con respecto a las aguas circundantes, y contribuye a atemperar (a
través de los distintos brazos en que se divide, debido a la confi­
guración y distribución de las tierras en esa zona) las regiones del
Canal de la Mancha, el Mar del Norte y las costas de Noruega, en
donde, gracias a esta corriente denominada deriva nor-atiántica, los
fiordos se libran de la congelación. Por el contrario, en su bifurcación
hacia el Sur constituye una corriente fría, pues sus aguas serán ahora
más frescas que las circundantes (más cálidas por su latitud). Al
mismo tiempo, al form ar la última parte del circuito, iniciado por la
corriente norecuatorial, y encontrarse con las aguas frías de com ­
pensación de las costas africanas, que ya hemos mencionado, se
intensifica su frialdad y configura la corriente de Canarias.
c) Finalmente, del Ártico descienden por la costa este del con­
tinente americano aguas muy frías, que debido a la configuración
de las tierras, se dividen en tres brazos, dando lugar a las corrientes
de Groenlandia, Kamchaka y Labrador, las cuales refrescan aún más
las zonas costeras y llevan consigo hielos e icebergs.
El circuito que se forma en estas latitudes está asociado a las
bajas presiones de Islandia, que contribuyen a reforzar la corriente
caliente oriental y la corriente fría occidental. Un hecho importante
en estas latitudes es el predominio del intercambio entre las aguas
cálidas y saladas que proceden de las bajas latitudes, con las aguas
frías y menos saladas de las regiones polares.
torial. En el Hemisferio Sur: Ecuatorial meridional, del viento del
Oeste en el Pacífico, Brasil y Agulhas.
—
Corrientes frías: en el Hemisferio Norte: Pacífico Norte, Alaska,
California, Labrador, Canarias. En el Hemisferio Sur: Perú, Malvinas,
Benguela, y del viento del Oeste en el Atlántico e índico.
4.5
La circulación abisal
Además de las corrientes superficiales que acabamos de estudiar,
se da en el océano otra circulación en profundidad que es menos
conocida por las evidentes dificultades que implica su estudio. La
circulación abisal, configurada por corrientes de aguas muy frías se
inicia por el descenso del agua fría de las regiones polares, que, al
ser más densas se deslizan por debajo de las aguas menos frías y
se trasladan lentamente hacia el Ecuador, form ando una corriente
profunda general de aguas frías. Esta circulación, debido al efecto
de la rotación de la Tierra, se realiza a lo largo de las costas
occidentales de las cuencas oceánicas. Así, por ejemplo, al juntarse
las corrientes que descienden en latitud por el Oeste del Atlántico
Norte por el Oeste del Atlántico Sur, ambas se fusionan y se dirigen
hacia el Este, llegando a las costas orientales de África (figura VI.14),
donde se producen flujos ascensionales compensatorios. Estos flujos
se han observado también en el Atlántico, hacia los 60° de latitud
Sur, donde asciende la corriente fría ártica y se introduce por debajo
de ella la corriente fría antàrtica.
En general, en las latitudes bajas y medias predominan las co­
rrientes de impulsión, es decir, debidas al viento, mientras que en
las altas latitudes la situación es más compleja, adquiriendo gran
importancia las corrientes de descarga.
Haciendo extensible esta explicación a otros océanos, debe ha­
cerse el seguimiento de otras corrientes marinas. Entre las principales
corrientes cálidas y frías son de destacar las siguientes:
—
Corrientes cálidas: en el Hemisferio Norte: Kurosivo, Ecuatorial
septentrional. Florida, Atlántico Norte, Guinea y contracorriente ecua­
238
2 \
A
Figura VI. 14.
‘■•IB
Circulación abisal.
239
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O
O
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O
TEMA VII
LA HUMEDAD ATMOSFÉRICA. LAS PRECIPITACIONES
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
La atmósfera y los estados físicos dei agua.
— Cambio de estado y calor latente.
— Principales fases del ciclo del agua: evaporación, condensación
y precipitación.
2.
La evaporación.
— Factores que favorecen y dificultan la evaporación.
3.
Condensación y precipitación.
3.1.
Los mecanismos de saturación.
— Mezcla de masas de aire no saturadas a distinta tem ­
peratura.
— Enfriamiento por contacto.
— Enfriamiento por ascendencia.
3.2.
Los tipos de ascendencia.
— Convectiva.
— Orogràfica.
— Frontal o ciclónica.
3.3.
3.4.
Estabilidad e inestabilidad atmosféricas.
Condensación y formación de nubes. Los mecanismos de
la precipitación.
— El mecanismo de la condensación.
/
a) Tipos de nubes.
'
b) La formación de lluvia, nieve y/granizo.
— Medida de la precipitación.
4.
La distribución de fas precipitaciones en la superficie terrestre.
4.1.
El reparto desigual sobre la superficie.
— El mapa de isoyetas.
— Factores que determinan la desigual distribución anual
de las precipitaciones.
— Áreas de mayor precipitación y sequedad del globo
terrestre.
4.2.
INTRODUCCIÓN
Las variaciones estacionales.
— Concepto de régimen de precipitaciones.
— Principales regímenes de precipitación.
El último de los temas, dedicado al análisis de los mecanismos
que dan lugar al tiempo atmosférico, está relacionado con la humedad
y la precipitación. El agua es el elemento más versátil de todos los
que integran la atmósfera terrestre. Su facilidad para cambiar de
estado origina el ciclo hidrológico, con tres fases fundamentales
desde el punto de vista climático: evaporación-condensación-precipitación. Si la fuente de energía de la máquina terrestre es el Sol,
el fluido de trabajo es el agua y la caldera de alimentación el mar.
El agua se evapora y pasa a formar parte de la atmósfera en estado
de vapor. Para que el agua vuelva a la superficie terrestre (en estado
líquido o sólido) debe condensarse, circunstancia que se consigue
al alcanzar la saturación. El mecanismo principal que conduce a la
saturación es el enfriamiento adiabático, que tiene lugar por el
ascenso de una masa de aire. Las causas que lo originan están
relacionadas con factores de tipo geográfico (aire en movimiento que
se encuentra con un obstáculo montañoso), o bien con fenómenos
analizados en capítulos anteriores: calentamiento terrestre (ascenso
convectivo) y ascenso ciclónico o frontal. Este movimiento ascensional
del aire se ve favorecido o dificultado según sea el gradiente térm ico
vertical de la troposfera, lo que determina que existan condiciones
de estabilidad o inestabilidad. La última fase, la del regreso del agua
atmosférica a la superficie terrestre, es la precipitación. Las minúsculas
gotas condensadas en form a de nieblas y nubes pueden agruparse
en gotas de mayor tamaño, cayendo por efecto de la gravedad en
forma de lluvia, nieve o granizo. Este fenómeno origina uno de los
elementos climáticos de mayor interés: la precipitación.
El tema está dividido en dos partes. En la primera, analizamos
de manera global los tres mecanismos básicos del ciclo del agua:
evaporación, condensación y precipitación, haciendo especial hincapié
SUBLIMACIÓN
en aquellos aspectos que presentan una mayor dificultad. Con este
motivo, hemos introducido un conjunto de sencillos ejemplos prác­
ticos, resueltos numéricamente, que esperamos ayuden a comprender
mejor las diversas fases de transformación del agua. Hemos dejado
para el final, el estudio de la distribución de ias precipitaciones sobre
la superficie terrestre, así como los factores que determinan su
abundancia o escasez (medida por su valor anual). Las variaciones
estacionales de las mismas pueden atribuirse en gran manera a los
desplazamientos y vaivén de los centros de acción. Su conocimiento
resulta fundamental para la definición de los tipos de clima, objeto
principal de los próxim os capítulos.
SÓLIDO
1
--------------- -
LÍQUIDO
SOLIDIFICACION
1
^
GASEOSO
CONDENSACIÓN
1
1
SUBLIMACIÓN
Figura VII. 1.
Cambios de estado.
1. LA ATMÓSFERA Y LOS ESTADOS FÍSICOS DEL AGUA
Hasta ahora, hemos considerado a la atmósfera como una capa
gaseosa que puede modificar su temperatura por efecto de la va­
riación térmica de la superficie terrestre y cuya movilidad se pone
de manifiesto en los vientos, debido a las diferencias de presión.
Hemos dejado para el final ei hecho trascendental que supone el
que uno de los elementos gaseosos que la integran sea precisamente
el vapor de agua.
Las moléculas del agua cambian de estado físico con suma
facilidad. En orden ascendente, el agua pasa del estado sólido al
estado líquido mediante la fusión y del estado líquido al gaseoso
por la evaporación. Estas dos transformaciones se producen mediante
la absorción dei calor. En sentido inverso, el paso de gas a líquido
recibe el nombre de condensación y el de líquido a sólido, solidi­
ficación o congelación. En estos dos cambios de estado se libera
la energía calorífica acumulada en el proceso de cambio directo. La
transformación de sólido a gas, o de gas a sólido, sin pasar por la
fase líquida, recibe el nombre de sublimación y también se verifica
mediante el aporte o la cesión de calor (figura VII.1).
Los cambios de estado tienen una sencilla explicación a partir
de la teoría cinética de la materia. Si a una masa sólida se le
proporciona calor, aumenta la amplitud de movimiento de sus m o­
léculas y llega un momento, si la aportación de calor es suficiente,
que la velocidad adquirida por alguna de ellas le permite vencer la
atracción de las restantes, adquiriendo el estado líquido. Si continúa
la aportación de calor, toda la masa sólida pasaría al estado líquido.
El cambio de estado se produce a una temperatura fija, denominada
punto de fusión. En el caso del agua esta temperatura es de O °C.
El calor necesario para el cambio de sólido a líquido es el calor
latente de fusión. El agua utiliza 80 calorías para transformar un
gramo de hielo al estado líquido.
Las moléculas en el estado líquido se mueven, conservando las
distancias. El aporte de calor exterior es utilizado para incrementar
la velocidad molecular y, a partir de un momento, la energía cinética
puede perm itir a alguna de las moléculas escapar a la atracción de
las restantes y pasar al estado de vapor. Si este fenómeno tiene
lugar en toda la masa del líquido se denomina ebullición y se produce
a una temperatura constante (en el caso de agua a 100 °C). Si sólo
se verifica parcialmente, recibe el nombre de evaporación y tiene
lugar a cualquier temperatura. El calor necesario para este cambio
de estado se conoce como calor latente de evaporación y se mide,
como en el caso de la fusión, en calorías por gramo.
Un ejemplo sencillo nos va a servir para comprender el fenómeno
de la transformación de estado. Supongamos un trozo de hielo de
200 gramos a - 4 ° C , al que vamos a ir comunicando calor suce­
sivamente hasta alcanzar el estado de vapor a 25 °C. Las diversas
fases por las que debería pasar el agua serían las siguientes:
1.
2.
3.
4.
Calentamiento del hielo desde - 4 ° a O °C.
Fusión del hielo a la temperatura de 0 °C.
Calentamiento del agua desde O °C a 25 °C.
Evaporación a 25 °C.
En la primera fase, como el calor específico del hielo es de 0,5
calorías/gr °C, se necesitarían 0,5 calorías por cada gramo de hielo
245
para elevar un grado su temperatura. Al tener que calentar 200
gramos, 4 grados de temperatura (de - 4 ° C a 0°C), el calor necesario
sería (recordar apartado 3, del tema III):
Q, = m-Ci At, = 200-0,5-4=400 calorías
En la segunda fase de la fusión, el calor comunicado serviría,
únicamente, para fundir el hielo en agua líquida, sin cambiar la
temperatura. Al ser el calor latente de fusión de 80 calorías/gramo,
el calor de fusión sería:
.8
i
I
Q2 = m e, = 200-80=16.000 calorías
o
El calentamiento del agua, ya líquida, desde 0°C a 25 °C, se
produciría a razón de una caloría por cada gramo, para elevar un
grado su temperatura (calor especíÁco del agua 1 caloría/gr °C):
Q, = m-c,-At, = 200-1-25 = 5.000 calorías
Por último, como en el caso de la fusión, la evaporación tendría
lugar sin cambio de temperatura, a 25 °C, empleando 590 calorías
por cada gramo de agua a transformar en vapor (valor del calor
latente de evaporación):
Q4 = m-Cev = 200.590 = 118.000 calorías
03 O
1co^
,s S
II
03 o
El calor total necesario para la transformación completa sería la
suma de los correspondientes a cada fase:
i
Q = Qi + Qj + Q3 + Q4 = 400 + 16.000 + 5.000 + 118.000 = 139.400
calorías = 139,4 kilocalorías
«o
El proceso inverso vapor-líquido-sólido acontece de manera pa­
recida, pero con desprendimiento de calor. En la transformación de
vapor a líquido, el calor cedido por unidad de masa recibe el nombre
de calor latente de condensación y el cambio de estado líquido a
sólido, calor latente de solidificación.
El agua en la naturaleza se encuentra en un continuo estado de
transformación, pasando de la superficie terrestre a la atmósfera y
viceversa, en un proceso cuyas fases más importantes son la eva­
poración, la condensación y la precipitación. Estas diversas fases
constituyen los eslabones de un ciclo cerrado, denominado ciclo
hidrológico del agua (figura VII.2). A grandes rasgos, y, aunque
expongamos posteriormente con mayor detalle el mecanismo de
246
§
§
03
E
-Q
i
CNJ
>
03
247
cada una de estas fases, podemos describir el ciclo completo a
partir de cada uno de los momentos clave de la transformación
Así, el agua de los océanos, mares, lagos, e incluso las plantas, se
evapora y pasa a la atmósfera, incrementando su humedad. El con­
tenido de vapor de agua atmosférico depende de diversos factores
entre los que, sin duda, la temperatura es el más importante. Cual­
quier fenómeno que provoque el descenso de temperatura limita la
capacidad del aire de mantener la humedad en estado de vapor
(recordar el contenido del apartado 3, del tema III) y determina su
condensación (formación de nubes) y posterior precipitación o caída
a la superficie terrestre. La precipitación tiene lugar en forma de
lluvia, granizo y nieve y cae directamente sobre los continentes y
los océanos. El balance es desigual en ambos. Así, en los continentes,
la precipitación supera a la evaporación. Parte del agua recogida
moja el suelo y la vegetación y se evapora de nuevo, mientras que
otra o bien se filtra a través del suelo y alimenta los manantiales
o va a los ríos y corrientes y vuelve a los océanos. Otra parte del
agua permanece retenida, bien superficialmente (en forma de nieve
en las altas montañas o de agua líquida en los lagos) o bien en
las capas freáticas del interior. Su oscilación a corto plazo obedece
fundamentalmente a las fluctuaciones estacionales. La evaporación,
en estas aguas continentales, se está produciendo de manera con­
tinua, aunque sin alcanzar el volumen de precipitaciones procedentes
de la atmósfera. En los océanos, por el contrario, la evaporación
supera a la precipitación. El nivel del mar se mantiene constante
por las aportaciones de los continentes.
En la figura VII.2 puede observarse el balance del ciclo hidrológico
del agua. La mayor parte del agua de la Tierra se encuentra formando
parte de los océanos. Sin embargo, es la atmósfera la que, a pesar
de contener un reducido porcentaje de la misma, participa de forma
definitiva en los intercambios con la tierra y los océanos. La ver­
satilidad del agua para el cambio de estado facilita la labor de la
atmósfera, a través del mecanismo de la evaporación-condensaciónprecipitación, en la redistribución del agua en la naturaleza. La im ­
portancia de este hecho es tan grande que merece la pena nos
detengamos en el análisis más detallado de cada una de las fases.
2.
EVAPORACIÓN
Hemos adelantado, en el apartado anterior, que la evaporación
es el resultado del escape hacia la atmósfera de moléculas de agua
248
desde la superficie de un líquido. La velocidad de evaporación
depende de un conjunto de factores; unos facilitan la energía cinética
molecular y, por tanto, favorecen la evaporación, otros, por el con­
trario, la dificultan, entorpeciendo el movimiento del vapor hacia la
atmósfera. Veamos separadamente la influencia de cada uno de ellos.
El cambio de estado líquido-vapor necesita calor. El calor latente
de evaporización necesario para evaporar un gramo de agua varia
con la temperatura, desde un valor de 600 calorías a O °C, hasta
540 calorías a 100 °C, cuando tiene lugar la ebullición. El proceso
inverso de condensación devuelve el calor comunicado durante la
evaporación. Como la evaporación tiene lugar fundamentalmente du­
rante el día y la condensación (en la proximidad del suelo) durante
la noche, la humedad del aire atenúa la oscilación térmica diaria, al
absorber calor durante las horas de presencia solar y devolverlo en
las horas de ausencia.
De lo dicho anteriormente, puede concluirse fácilmente que la
tem peratura es el principal factor que afecta a la evaporación. La
evaporación máxima tiene lugar en condiciones de fuerte insolación.
El calor procedente de la radiación solar eleva la temperatura del
agua y la energía cinética de sus moléculas, permitiéndolas escapar
de la atracción del resto de la masa líquida. La evaporación eleva
la cantidad de vapor existente en la atmósfera, formando una capa,
cuyo contenido creciente en humedad limita las posibilidades del
paso de líquido a vapor. Se alcanza así un estado de equilibrio, en
el que el número de moléculas de agua que se evapora coincide
con el de moléculas que se condensa, permaneciendo más o menos
constante la humedad del aire. La temperatura desempeña un papel
doblemente positivo en la evaporación; por una parte, facilita la
amplitud del movimiento molecular en el seno del líquido y las
posibilidades de escape hacia la atmósfera, mientras que por otra
permite que el aire pueda contener un mayor porcentaje de humedad,
alejándose del punto de saturación. Ambos hechos determinan que
un mayor volumen de agua pueda integrarse en la masa atmosférica.
Un nuevo factor positivo que favorece la evaporación es la pre­
sencia de una corriente de aire que limpie la capa de humedad
existente en la proximidad del líquido y la reemplace por aire seco.
En estas condiciones, se debilita la condensación y el agua puede
evaporarse de manera más continuada. Este fenómeno lo hemos
comprobado en múltiples ocasiones, al observar la mayor rapidez
de secado de la ropa húmeda al soplar el viento. Si la temperatura
de este aire es elevada, su efecto de secado es también superior.
El tercer factor que influye en la evaporación lo hace de manera
249
negativa. La presión atmosférica exterior, al obstaculizar el paso de
las moléculas de vapor a la atmósfera libre disminuye las posibili­
dades de la evaporación. Las moléculas de vapor de agua chocan
con el resto de las moléculas gaseosas de la atmósfera y se ven
obligadas a retornar a la masa líquida en mayor proporción. No es
de extrañar, por tanto, que con la altitud y la consecuente disminución
de presión se favorezca la evaporación.
Por último, y aunque resulte obvio, la evaporación depende de
la presencia de una masa suficiente de agua que asegure la ali­
mentación continua del vapor. En este sentido, las masas de agua
oceánicas son los lugares preferentes de nuestro planeta donde tiene
lugar el paso del agua líquida a la atmósfera. La diferencia entre la
precipitación y la evaporación es positiva en los continentes y negativa
en los océanos. Constituyen, por lo tanto, estos últimos, la caldera
de vapor del m otor térmico terrestre.
para que se sature es que se enfríe. Las circunstancias favorables
que provocan que el aire alcance el punto de saturación son el
enfriamiento por contacto, la mezcla de masas de aire a distintas
temperaturas y el enfriamiento dinámico de la atmósfera.
Quizás, el mecanismo más inusual para llegar a la saturación sea
la mezcla de dos masas de aire no saturado a diferente temperatura.
Al no ser lineal la relación existente entre la temperatura y la
humedad, la mezcla de ambas puede llegar al punto de saturación.
Imaginemos una masa de aire a 10 °C, conteniendo una humedad
absoluta de 8 gr/m® que se mezcla con otra, del mismo peso, a
30 °C, con humedad de 28 g r/m l La primera no ha alcanzado aún
el estado de saturación y su humedad relativa es de (recordar
apartado 3, del tema III):
Hp, =
3.
3.1.
Los mecanismos de saturación
Puesto que el aire puede contener mayor cantidad de vapor de
agua, cuanto mayor sea su temperatura, la circunstancia más favorab e
250
X 100 =
9,4
X 100 = 85,1%
al ser la humedad de saturación a 10 °C, de 9,4 gr/m® (figura III.6.).
Por su parte, la segunda, se encontraría en una situación similar
(humedad de saturación a 30 °C, 30,4 gr/m®).
CONDENSACIÓN Y PRECIPITACIÓN
La condensación ha quedado definida como el proceso mediante
el cual el vapor de agua atmosférico se transforma en agua líquida.
Cuando el vapor de agua, presente en la masa atmosférica, alcanza
el grado de saturación no se produce de forma automática la con­
densación. El vapor de agua necesita de un soporte m aterial donde
condensarse. Habitualmente, son las impurezas que el aire contiene
las que facilitan la operación. En otros casos, la condensación tiene
lugar directamente sobre la superficie de objetos cuya temperatura
esté por debajo del punto de rocío. Algunas partículas de agua
condensada son tan pequeñas que permanecen flotando en el aire
form ando las nubes, mientras que otras de mayor entidad precipitan
en forma de lluvia, nieve o granizo. El paso de unas a otras merecerá
un estudio más detallado en apartados posteriores. C om a primer
paso en el complejo mecanismo saturación-condensación-precipita­
ción, comenzaremos por analizar las circunstancias que favorecen el
que una masa de aire alcance el 100 por 100 de humedad.
F,
Hr2 =
r 2
X 100
oO,4
X 100 = 92,1%
La mezcla resultante, poseería, al ser iguales sus masas, una
temperatura y una humedad absoluta intermedias:
ta =
■
t i- f t j
10-1-30
= 20 °C
2
28 + 8
= 18 gr/m^
puede fácilmente comprobarse, para una temperatura de
humedad de saturación es de 17,3 gr/m®, por lo que la
h iiiv f ^ habría sobrepasado el grado de saturación. El exceso de
medad 0,7 gr/m® (1 8 -1 7 ,3 = 0,7) condensaría.
ocasión de señalar en el apartado V.3.1, las masas
® diferentes características térmicas e higrométricas poseen
es distintas, por lo que no suele ser frecuente su mezcla.
separación, form ando un frente (en el caso de
_
aire uniforme de gran extensión), provoca otro tipo
®nsación y precipitación que analizaremos más adelante.
j
251
El segundo nnecanismo de saturación es el enfriamiento por
contacto, que tiene lugar cuando una masa de aire caliente se
desplaza sobre una superficie fría. Durante el invierno, las masas de
aire oceánico, más cálidas y cargadas de humedad, sobre todo
durante la noche, en contacto con la superficie terrestre más fría,
se enfrían por debajo del punto de rocío, dando origen a nieblas
por condensación del vapor de agua. Esta misma situación puede
presentarse en circunstancias diferentes, como sucede durante el
verano sobre la superficie fría del mar, cuando una masa de aire
cálido, procedente de tierra, se pone en contacto con el agua. El
principio general es siempre el mismo y es conocido en Física como
de la pared fría. Existen multitud de ejemplos en que dicho fenómeno
se pone de manifiesto y es quizás el empañamiento de los cristales,
por condensación de vapor de aire cálido frente a una superficie
más fría, el más conocido.
El enfriamiento por ascendencia constituye, con mucho, el me­
canismo más eficaz. Al producirse en amplios volúmenes de aire,
este mecanismo es el responsable de las más fuertes condensaciones
y abundantes precipitaciones. La causa de la ascensión del aire es
múltiple y su análisis será objeto de un próxim o apartado. Basta,
de momento, adelantar, que su origen puede ser: térm ico, cuando
el aire es calentado en la base y tiene tendencia a ascender, dinámico,
en las depresiones de este carácter, donde el aire se ve obligado
a subir por convergencia u orogràfico, cuando el aire se eleva por
irregularidades del relieve.
Los movimientos ascendentes y descendentes del aire en la tro­
posfera, en la medida que introducen modificaciones en la tem pe­
ratura, densidad y humedad del mismo, son de gran importancia
para comprender la condensación y precipitación atmosféricas. Si la
ascendencia en altura tiene lugar rápidamente, sin intercambio de
calor con el exterior [adiabático), situación que se aproxima bastante
a la realidad, el aire disminuye aproximadamente su temperatura en
7 °C por cada 100 metros de desnivel, tal como queda representado
en la figura VII.3.a. A partir del momento en que se alcanza el punto
de saturación, se produce la condensación y la liberación de energía
calorífica correspondiente al cambio de estado de vapor a líquido
(calor latente de condensación). De esta manera, el enfriamiento
debido a la disminución de presión queda compensado, en parte,
reduciéndose a la mitad; sería ahora únicamente de 0,5 °C por cada
100 metros en los que el aire continúa subiendo (figura VII.3.b). A
este descenso térmico se le conoce con el nombre de enfriamiento
adiabático húmedo, para diferenciarlo del que tiene lugar antes de
la saturación, denominado enfriamiento adiabático seco.
252
10"
15"
20"
TEMPERATURA DEL AIRE ASCENDENTE
Figura VII.3.
Enfriamiento adiabático del aire.
Veamos, que sucedería con una nnasa de aire, situada al nivel
del suelo, con una humedad absoluta de 10 gramos de vapor de
agua por metro cúbico de aire (10 gr/m^) y una temperatura de
20 °C, que comenzara a elevarse como consecuencia de alguno de
los mecanismos descritos anteriormente. Su humedad relativa sería,
en ese momento, de 57,8 por 100:
Hp =
X
100 =
10
17,3
X
100 = 57,8%
En su ascensión, el volumen de aire sufriría un descenso con­
tinuado de temperatura por enfriamiento adiabático seco de 1 °C/100
m. Justamente, al alcanzar la temperatura de 11 °C (figura VII.S.c), la
humedad absoluta coincidiría con la humedad de saturación (gráfico
de la figura III.6) y el aire obtendría una humedad relativa del 100
por 100. La altura de ascensión sería de 900 metros (9 x 100 = 900
■T^)í al haber sufrido un descenso de temperatura de 9 °C
(20-11
=9
°c).
A partir de este momento, si el volumen de aire continuara
subiendo, su disminución térmica se vería reducida a la correspon­
diente al enfriamiento adiabático húmedo: 0 ,5 “C/100 m. Así, al al253
canzar una altura sobre el suelo de 1.300 metros (400 metros más
desde la saturación) el nuevo descenso de temperatura sería de 2 °C
(4 xO,5 = 2°C) y habría condensado una cantidad de agua líquida
equivalente a la diferencia de humedades de saturación correspon­
dientes a las temperaturas de 11 °C y 9 °C respectivamente
(1 0 -8 ,5 = 1,5 gr/m").
3.2.
< i
—I LU
lU(J
Qco
LU
WQ
Los tipos de ascendencias
El primer sistema, por el que una masa de aire puede elevarse,
es por calentamiento del suelo. El aire caliente pierde densidad y
presión y se ve obligado a subir. Es la ascensión denominada
convectiva. El aire, en general, continúa elevándose en altitud hasta
que encuentra una masa atmosférica circundante de igual o mayor
temperatura. En ese momento, se produce la estabilización. El fe­
nómeno es tan interesante, que lo analizaremos con más detalle en
el próxim o apartado. Este tipo de ascensiones son muy frecuentes
en las regiones tropicales y ecuatoriales, aunque también es fam iliar
en las latitudes medias, en las tormentas de verano. Su origen es
fundamentalmente térmico.
En segundo lugar, nos referiremos a las ascensiones orográficas.
El aire en movimiento, si se encuentra a su paso con algún obstáculo
montañoso se eleva por la vertiente de barlovento (la que recibe
directamente el impacto del viento) y desciende por la de sotavento.
Este tipo de ascensión incrementa su efecto, si la corriente de aire
contiene un alto porcentaje de humedad. Esta circunstancia se pro­
duce en las barreras montañosas próximas al mar, cuando las masas
de aire son empujadas desde el océano hacia el 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 de la montaña, la consecuente
subsidencia del aire provoca un calentamiento, como fenómeno in­
verso del enfriamiento y por los mismos motivos origina el deno­
minado efecto foétin. El aire en la vertiente de sotavento se deseca
y disminuye su humedad relativa, a medida que se produce el
descenso, debido al incremento de presión. Comprenderemos mejor
este fenómeno analizando los resultados de un caso concreto. Por
ejemplo, una masa de aire de 22 °C y del 60 por 100 de humedad,
situada al nivel del mar, si debiera salvar un desnivel montañoso
de 1.200 metros de altura y descender a una altitud de 500 metros,
pasaría por las siguientes fases, que pueden observarse en el dibujo
de la figura VII.4:
254
o
crc
I
Uj
i
O
CL
,s
s
I
>
co
D
O)
(^) a n iin v
a)
b)
c)
Enfriamiento adiabático seco (un grado cada 100 metros) hasta
la altura correspondiente al estado de saturación.
Ascenso hasta la cumbre, con enfriamiento adiabático del aire
saturado (0,5 °C cada 100 metros) y pérdida del vapor de
agua en exceso contenido en el mismo. Es la fase de la
condensación y precipitación.
Descenso del aire hasta 500 metros de altitud con recalen­
tamiento, elevación de temperatura (1 °C cada 100 metros) y
disminución de la humedad relativa
La masa de aire a 22 °C, contendría una humedad absoluta de:
60
100
X
20 = 12gr/m "
(comprobar en el gráfico de saturación, figura III.6, que a 22 °C la
humedad de saturación es de 20 gr/m®).
El aire, al ascender, alcanzaría la saturación, aproximadamente, a
15°C (es la temperatura para la cual la humedad de saturación es
de 12 gr/m®). Esta disminución de temperatura de 7 °C (2 2 -1 5 = 7 °C)
se verificaría en el desnivel de la primera fase, correspondiente a
700 metros (100 metros cada grado centígrado).
Durante la segunda fase, el aire aún debería ascender los 500
metros restantes (1.200-700 = 500m), lo que supondría un descenso
térmico de 2,5 °C (0,5 x 5 = 2,5 °C). A esta temperatura, la humedad
absoluta del aire sería la humedad de saturación correspondiente a
12,5 °C (15— 2,5 = 12,5 °C), ya que la humedad relativa continuaría
siendo del 100 por 100. En el trayecto de esta segunda fase, el
vapor de agua condensado equivaldría a 1 gr/m® (12— 11 = 1 gr/m^).
Por último, en la tercera fase, el aire debe descender una altura
de 700 metros (1.200—500 = 700m), lo que provocaría un aumento
térmico de 7 °C (1 °C/100m). En estas condiciones, la temperatura de
la masa de aire sería de 19,5 °C (12,5-1-7 = 19,5 °C) y su humedad
relativa habría descendido al 64,7 por 100 (17 gr/m^ corresponde al
estado de saturación a 19,5°C):
Hr = ^ "‘' x 100 =
11
x 100 = 64,7%
17
Si el aire siguiera descendiendo hasta la altura inicial, su humedad
relativa sería más baja, como consecuencia del vapor de agua perdido
en la condensación.
256
Hemos dejado para el final, las ascensiones que tienen origen
en las perturbaciones frontales o ciclónicas. En una perturbación de
este tipo, el avance de los frentes cálido y frío provoca una elevación
dei aire que puede tener como consecuencia la saturación y posterior
condensación del vapor de agua atmosférico (figura V.31). La pen­
diente del frente frío es bastante superior a la del frente cálido (con
valores del 10-100 por 1.000 en el primer caso y del 1-10 por 1.000
en el segundo), lo que se deja sentir en el tipo de nubes y de
precipitación que se producen. La brusca elevación del aire caliente,
por acción bel frente frío, provoca, en general, lluvias abundantes]
que contrastan con las de menor intensidad consecuentes al paso
del frente cálido. Así, en el paso de una perturbación frontal sobre
un lugar determinado, se ocasiona una sucesión de diferentes tiempos
atmosféricos. La perturbación comienza con lluvias suaves y mo­
deradas, correspondientes al frente cálido, mejora sensiblemente con
la llegada de aire cálido y termina con una gran inestabilidad at­
mosférica provocada por el frente frío, acompañado de fuertes lluvias,
granizo o nieve, según la estación del año.
Los obstáculos orográficos afectan al desarrollo normal de una
perturbación frontal, incrementando los efectos desestabilizadores. El
frente cálido puede aumentar su pendiente al verse deformado por
la cumbre de la montaña (figura Vll.5.a), mientras que la llegada del
frente frío expulsa violentamente al aire caliente, aprisionado entre
éste y la pendiente montañosa (figura VII.5.b).
3.3.
Estabilidad e inestabilidad atmosféricas
Hasta el momento, hemos adelantado una serie de ideas que de
forma concatenada podríamos expresar así:
I2.
3.
El aire al elevarse se enfría (1 °C/100 m en el enfriamiento
adiabático seco y 0,5°C/100 m en el húmedo).
El enfriamiento del aire provoca la saturación, condensación
y ulterior precipitación del vapor de agua atmosférico.
La ascensión del aire se ve facilitada por diversos mecanismos:
orográficos, termo-convectivos y frontales.
Es decir, el aire comienza un movimiento ascensional, principal
rnecanismo de la saturación (enfriamiento adiabático), por causas
térmicas (convección), mecánicas (obstáculo montañoso) y dinámicas
de la atmósfera. Pero, una vez iniciado el movimiento, ¿qué posi­
bilidades existen de que el mismo siga progresando en altura? La
257
Figura VII.5.
tempertura inferior a la de las capas de aire estacionario (siempre
que no se vea obligado a ascender por motivos orográficos, etc.),
su densidad será superior y el movimiento se detendrá. Nos hallamos
en presencia de una situación de estabilidad.
La situación de estabilidad/inestabilidad depende, tanto de las
características del aire estático (medidas por su gradiente), cómo del
aire ascendente. Así, un gradiente estático reducido (disminuciones
pequeñas de temperatura a medida que nos elevamos) permitirá que
el aire en movimiento de elevación iguale pronto la temperatura de
la atmósfera, estabilizándose. Lo contrario ocurriría con un gradiente
estático muy pronunciado (grandes variaciones térmicas con la altura).
Por su parte, a igualdad del gradiente estático, la inestabilidad at­
mosférica será más manifiesta cuanto mayor sea la humedad relativa
del aire ascendente. Este hecho es fácil de comprender, si se tiene
en cuenta que, al alcanzar la saturación, el enfriamiento del aire es
únicamente de 0,5 7100 m, lo que dificulta que llegue a igualar la
temperatura del aire en reposo.
Las dudas que hayan podido surgir para comprender este fe­
nómeno esperamos que sean disipadas con algunos ejemplos. Su­
pongamos una masa de aire con el 57 por 100 de humedad, situada
a nivel del mar, en un área con la atmósfera a 16 °C, que sufre un
calentamiento local y eleva su temperatura a 19 °C. ¿Qué sucedería
si el gradiente estático es: a) 0 ,4 “C/100 m, b) 0,8°C/100 m?
Comencemos por el prim er caso de bajo gradiente térm ico, del
que cabe esperar mayor estabilidad. A 19 °C, la humedad absoluta
del aire, si la humedad relativa es del 57 por 100, será:
Influencia de los obstáculos montañosos sobre los frentes.
respuesta tiene que ver con el gradiente estático del aire de la
troposfera.
Para comprender mejor este fenómeno, es preciso distinguir entre
la variación de temperatura debida a ¡a ascensión del aire (volumen
de aire en movimiento) y la estructura térmica vertical de la atmósfera
en reposo. Como tuvim os ocasión de analizar en el apartado 2.1.
del tema III, el aire estático de la troposfera desciende su temperatura
a razón media de 0,65 °C cada 100 metros de elevación. Este valor
queda comprendido, precisamente, entre los correspondientes al en­
friam iento adiabático seco y húmedo (1 “C/100 m y 0,5°C/100 m
respectivamente). De manera general, podemos señalar, que siempre
que la temperatura del aire ascendente sea más elevada que la del
aire que le rodea, su densidad será inferior y la tendencia será a
continuar elevándose. Podemos referirnos a esta situación como de
inestabilidad. Por el contrario, si el aire ascendente alcanza una
258
100
F = 0,57 X 16,5 = 9,4 gr/m"
(16,5 gr/m ^ humedad en estado de saturación a 19 °C).
Esta masa de aire no alcanzaría su saturación hasta los 10 °C
(momento en que la humedad de saturación, coincidiría con su
humedad absoluta, 9,4 gr/m®).
La masa de aire a 19 °C, por su inferior densidad respecto al
aire que le rodea, comenzaría a ascender, disminuyendo su tem ­
peratura 1 °C/100 m, al estar constituida por aire no saturado (en­
friamiento adiabático seco). Por su parte, el aire de la troposfera iría
disminuyendo, desde 16 °C, su temperatura a razón de 0,4°C/100 m.
Para facilitar la comprensión del fenómeno, vayamos observando la
situación del aire estático de la troposfera y del aire ascendente,
para intervalos de 100 metros de altitud:
259
Altitud (m)
0
100
200
300
400
500
Temperatura del aire estático
Temperatura del aire
ascendente (°C)
16
15,6
15,2
14,8
14,4
14
19
18
17
16
15
14
A los 14 °C, el aire ascendente se estabilizaría, al igualar la tem ­
peratura del aire exterior. Esta temperatura podría obtenerse gráfi­
camente en el punto de intersección de la línea correspondiente al
enfriamiento adiabático y la de gradiente estático (figura VII.6.a).
En el segundo caso (figura Vll.6.b), el aire ascendente alcanzaría
su estado de saturación a 10 °C y, a partir de ese momento, con­
tinuaría elevándose, enfriándose a razón de 0,5°C/100m, de forma
inestable, ya que el gradiente estático nunca podría igualar la tem ­
peratura del mismo. La evolución de las temperaturas en altitud sería,
ahora la siguiente:
Altitud (m)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1.000
1.100
1.200
Temperatura de aire estático
rc)
16
15,2
14,4
13,6
12,8
12
11,2
10,4
9,6
8,8
8
7,2
6,4
t:!
'C3
Temperatura del aire
ascendente (“C)
'cc
Q.
19
18
17
16
15
14
13
12
11
10
(momento de saturación)
9,5
9
8,5
oc
IS
D
«
Ì3
:§
^
CD
c0)
•o
c
260
UÌ
■o
8
0)
i
C
(O
<
^0
o
’B
T3
Si no existiera variación del gradiente atmosférico, el aire inestable
podría alcanzar la tropopausa. La posible existencia de una inversión
térmica (figura VII.6.c) sería la causa de la estabilización posterior.
Si el desplazamiento vertical del aire está causado por la presencia
de un obstáculo orogràfico, el movimiento ascensional se mantendrá
hasta alcanzar la cumbre de la montaña. Una vez allí, la elevación
continuará o no, dependiendo de la estabilidad o inestabilidad at­
mosféricas. Así, en el ejemplo de la figura VII.7, el aire comienza
la ascensión en el punto 1 y la continúa a pesar de que su tem-
0)
■(O
>
c
(O
2
o
261
3.4
Figura VII.7. Estabilidad o inestabilidad atmosférica según la altura de la montaña
(a, b, c).
peratura es más baja que la del aire circundante (el gradiente estático
es de 0,7°C/100 m y el adiabático seco de 1 °C/100 m). En este
caso, la fuerza ascensional no es de origen térm ico sino mecánico.
A partir del punto 2 (momento de la saturación), la disminución de
la temperatura con la altura se reduce a la mitad (0,5°C/100 m) en
el aire en movimiento. Si la altura de la montaña fuera la señalada
en a o 6 , el aire, una vez en la cumbre, se estabilizaría y detendría
la ascensión, ya que su temperatura es inferior a la del aire que le
rodea (o continuaría el movimiento hacia abajo, si existe una fuerza
de componente horizontal). Por el contrario, en el caso c, el aire se
inestabilizaría y proseguiría la elevación, al ser menos denso y más
caliente que el situado en la proximidad.
262
Condensación y formación de nubes. Los mecanismos de
precipitación
El paso del agua del estado de vapor, en que se encuentra en
la atmósfera, al estado líquido o sólido y su posterior precipitación
a la superficie terrestre constituye uno de los fenómenos de mayor
interés, desde el punto de vista meteorológico y climático. El vapor
de agua, al alcanzar el estado de saturación, puede condensar, dando
lugar a la aparición de nieblas y nubes, mezcla o disolución de una
masa de pequeñas gotitas de agua líquida o hielo en una masa de
aire. La condensación constituye, por tanto, la primera fase del
mecanismo de la precipitación. En la segunda fase, las minúsculas
gotas incrementan su tamaño hasta un momento en que, por su
propio peso, precipitan y caen. Analicemos cada una de ellas de
forma separada.
Para que la condensación pueda tener lugar, es necesaria la
existencia de partículas muy pequeñas, que actúen a modo de núcleos
de condensación. Su tamaño no suele sobrepasar la décima de miera
(0,1ii = 0,0001 mm) y su procedencia es muy variada. Así, pueden
ser, desde polvo de origen diverso, cenizas volcánicas, pólenes
vegetales, hasta partículas higroscópicas de sal marina, muy abun­
dantes en los dos o tres primeros kilómetros de la troposfera. La
presencia de iones (átomos cargados eléctricamente) acelera el pro­
ceso de condensación, que puede comenzar incluso antes de que
el aire esté saturado. Las moléculas de agua, actuando como un
dipolo eléctrico (H"^-l-OH“ ), pueden ser atraídas eléctricamente por
núcleos higroscópicos. En este sentido, la sal común es sólo me­
dianamente higroscópica (Cl~-i-Na"^), pero el ioduro de plata (l'+ A g "^)
y algunos elementos procedentes de la contaminación industrial po­
seen un poder de atracción muy superior. Estas circunstancias ex­
plican que en determinadas zonas industriales y urbanas la abun­
dancia de polvo y sustancias de desecho aceleren la condensación
y la formación de nieblas. Por el contrario, la ausencia de núcleos
que faciliten la condensación 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,
aunque supondría una situación de equilibrio inestable, en el que la
condensación se alcanzaría de forma más brusca.
El proceso de formación e incremento de tamaño de las gotas
de agua condensada está aún por ser explicado en detalle. Se conoce
que la velocidad de crecimiento de las gotas de agua es mayor en
la primera fase de la condensación y que va disminuyendo a medida
que alcanzan su tamaño definitivo. El volumen del agua es muy
263
superior al del núcleo o impureza que le sirve de soporte. Así, en
una gota de agua de 50|j de diám etro, sustentada en un núcleo de
0,1[J, el volum en del agua supera en más de cien m illones de veces
el correspondiente al núcleo de condensación.
a)
Los tipos de nubes
Tanto la forma como la transparencia de las nubes nos informan
sobre su génesis o formación. Así, la forma nos indica acerca de
los movimientos del aire. Si el aire es inestable, la ascensión del
mismo va conformando la nube, dibujando sus contornos. Son las
nubes cumuiiformes. Por el contrario, la presencia de aire estable
produce nubes planas, de forma tabular, sin espesor, denominadas
estratos. Son los dos grandes grupos de nubes atendiendo a su
forma.
Dentro de la primera familia señalada, los cúmulos son las nubes
más características. Son nubes algodonosas de color blanco, aunque
pueden ser grises en su base o en las partes expuestas a la sombra.
En caso de buen tiempo, suelen ser de pequeño tamaño, cuando
el calentamiento local del Sol es capaz de crear alguna corriente
convectiva de inestabilidad. Cuando la inestabilidad atmosférica es
mayor aparecen los cúmulo-nimbos (figura VII.8), nubes tormentosas
de gran tamaño, acompañadas de grandes precipitaciones y aparato
eléctrico. Son fácilmente reconocibles por su forma característica de
yunque. Las corrientes descendentes del aire suelen ser muy vio­
lentas, lo que permite mantener, pese a su peso, los granos de
granizo en suspensión, posibilitando su formación y posterior cre­
cimiento. En las latitudes templadas, estas nubes pueden alcanzar
una altura de 5 a 6 kilómetros, pero en las regiones tropicales, la
inestabilidad posibilita su ascenso hasta la troposfera. La parte su­
perior de la nube presenta un color blanco intenso, debido a los
cristales de hielo que se forman.
Las nubes estratiformes, por contraste, son más largas que grue­
sas y se subdividen según la altura a la que se encuentran. Las de
mayor altura son los cirros (figura VII.9), nubes de hielo, delgadas
y transparentes, que se hallan a alturas comprendidas entre los 6.000
y 12.000 metros. Permiten el paso de la luz solar o lunar. Las formas
de mayor interés son los cirrostratos y los cirrocúmulos. Los primeros
son como velos ligeros que producen un halo característico en el
Sol y la Luna. Los cirrocúmulos constituyen masas globulares muy
apretadas a las que popularmente se conoce como cielo aborregado.
En las alturas intermedias, de 2.000 a 6.000 metros, se encuentran
los altoestratos y los altocúmulos (figura VII.10). Los primeros se
Figura VII.8.
Cúmulo-Nimbo.
Figura VII.9.
Cirros.
264
Figura VII. 10.
Altocúmulos.
disponen a menudo en una capa que cubre ia totalidad del cielo.
Los altocúmulos aparecen formados por pequeños cúmulos que
toman formas geométricas. Su presencia suele ser signo de condi­
ciones atmosféricas benignas.
Por último, por debajo de los 2.000 metros, estarían las deno­
minadas nubes bajas, más sombrías y cargadas de agua, que pre­
cipitan con mayor intensidad. Las formas características son los
nimboestratos y los estracúmulos.
b)
La precipitación aparece cuando en la nube se produce la con­
densación a gran escala. Si comparamos el tamaño de las minúsculas
N i m bostrato_^
W Aire cálido'
Aproximadamente
2.000 km
Figura Vll.11.
Nubes asociadas a una borrasca frontal.
En el caso de las perturbaciones frontales, los distintos tipos de
nubes desfilan con el paso de los frentes cálido y frío, como si de
un cortejo se tratara (figura Vll.11). Cuando el sistema de la pertur­
bación se aproxima, aparecen los primeros síntomas anunciadores
del mal tiempo; los cirros filamentosos, los cirroestratos y los cirrocúmulos aparecen en el cielo. A medida que la discontinuidad
frontal se aproxima al suelo, comienzan a dejarse ver nubes más
bajas, como los altoestratos y posteriormente los nimboestratos, más
sombríos, con los que la lluvia comienza. La débil inclinación del
frente cálido es la causa de que las precipitaciones sean moderadas.
El escaso intervalo en que predomina el aire cálido suele ir
acompañado de altocúmulos, lo que supone una mejoría relativa del
tiempo. La llegada del frente frío provoca gran inestabilidad y nubes
de desarrollo vertical, como los cúmulo-nimbos, y las precipitaciones
son de mayor violencia.
266
Las precipitaciones: la formación de lluvia, nieve y granizo
IL
gotas que forman la nube (10-25^) con las de las gotas de lluvia
(0,50-3mm), podemos deducir que una gota al precipitar estaría
integrada por un millón de gotitas de ia nube. Surge, por tanto, la
pregunta de cuál es el mecanismo que posibilita la precipitación.
El mecanismo productor de la lluvia aún sigue planteando grandes
interrogantes entre los físicos y meteorólogos estudiosos del tema.
En el crecimiento de las gotas, dos mecanismos parecen haber
ganado fuerza respecto a los demás. Según el primero, el proceso
de coalescencia sería el responsable de la colisión y fusión de las
gotas, que ¡rían aumentando su tamaño al comenzar su descenso
por acción de la gravedad. En las lluvias consecuentes a las nubes
convectivas, el limitado tamaño de las gotas de lluvia parece ser
causado por esta forma de producirse la precipitación.
Otro de los procesos que podrían originar la formación de las
gotas de lluvia es el denominado proceso de los cristales de hielo.
Esta teoría explicativa fue establecida ya en 1930 por el famoso
meteorólogo escandinavo Tor Bergeron y completada, después, por
el alemán W. Findeisen. La existencia de cristales de hielo en una
nube modificaría su estabilidad de manera muy sensible. La tendencia
de los cristales a crecer, a costa de las partículas de agua, ocasionaría
que en pocos minutos éstos alcanzaran el tamaño dejvarios cen­
tenares de mieras. Los cristales podrían además fusiortárse entre sí,
provocando su precipitación. Si la temperatura de las capas bajas
de la troposfera fuera muy reducida, los copos de nieve llegarían
sólidos a la superficie. En caso contrario, fundirían, originando la
lluvia. Ello explicaría cómo en las zonas montañosas es frecuente
ver nieve en las cimas y lluvia en los valles.
Los tipos de precipitación dependerían de las características de
la ascendencia del aire y de la temperatura existente debajo de las
nubes. La lluvia sería la forma más común de precipitación. Bien
fuera por el mecanismo de la coalescencia o por el de los cristales
de hielo, las gotas de agua podrían llegar a alcanzar el tamaño de
7 milímetros de diámetro. Por encima de este valor, la gota tendería
a romper en otras más pequeñas. Por debajo de 0,5 mm de diámetro,
la lluvia recibe el nombre de llovizna.
En alguna borrasca de invierno, se produce, a veces, una inversión
térmica en los dos kilómetros inferiores de la atmósfera, lo que
origina un tipo de lluvia de características especiales. Una vez que
los copos de nieve han fundido al atravesar capas de aire de
267
temperatura superior a los 0°C, si el agua debe atravesar una capa
más fría, se congela y produce la denominada agua-nieve.
La nieve se produce, cuando la temperatura de congelación está
tan próxima al suelo que los conglomerados de cristales de hielo
alcanzan la superficie terrestre antes de fundirse. Generalmente, en
este caso, el nivel de congelación se encuentra situado por debajo
de los 300 metros de altura. Analizando con una simple lupa, pueden
apreciarse sus formas regulares de cristales planos hexagonales o
prismas.
Por su parte, el granizo es una de las formas de precipitación
característica de los cúmulo-nimbos. Las potentes corrientes ascen­
sionales de los mismos arrastran las gotas de lluvia hacia arriba,
enfriándolas y solidificándolas. Esta fuerza vertical permite mantener
en suspensión las bolas de hielo, durante el tiempo necesario para
incrementar su tamaño. Al final, la bola de granizo por efecto gravitatorio escapa de la corriente de aire y cae a la superficie. El
granizo es extraordinariamente destructor para los cultivos, llegando
a veces a alcanzar tamaños increíbles (como el de una naranja). Su
estructura alterna capas de hielo lechoso y casi transparente, lo que
le asemeja a una cebolla.
La medida de la precipitación se realiza por la profundidad o
espesor alcanzado por el agua. Una precipitación de 20 mm signi­
ficaría que el suelo estaría cubierto de agua hasta esa altura si no
existieran pérdidas por escorrentía, evaporación o filtración. La me­
dición se hace con referencia a un período de tiempo de recogida
de la precipitación (día, mes, año). Otra unidad de medida es el
iitro/m^, que indica el número de litros de agua recogidos por cada
metro cuadrado de superficie. Su valor es equivalente al m iiim etro
(1 l/m^ = 1 mm). Es fácil de com probar que un volumen de 1 litro
(1.000.000 mm^) sobre una superficie de 1 m^ alcanzaría una altura
de 1 mm (figura VII.12).
La nieve se mide de la misma manera, indicando la altura al­
canzada durante un período de tiempo determinado. También puede
convertirse en agua líquida y realizar la nueva medición. Habitual­
mente, la relación es de 1 a 10; 10 mm de nieve equivaldrían a 1
mm de agua líquida (densidad de la nieve 0,1 gr/cm®).
4.
LA DISTRIBUCIÓN DE LAS PRECIPITACIONES EN LA
SUPERFICIE TERRESTRE
La cantidad de agua que anualmente cae sobre la superficie del
globo alcanzaría un valor medio, para el conjunto de la Tierra, de
900 mm de altura, lo que representa un volumen aproximado de
14 millones de toneladas de agua por segundo. Sin embargo, el
reparto se produce de manera desigual, con variaciones de un punto
a otro de la superficie terrestre y de una estación a otra del año.
Resulta de interés analizar los factores explicativos de esta diferente
distribución, espacial y temporal.
4.1.
V = 1.000 X 1.000 X 1 = 1.000.000 mm^ = 1 litro
Figura VII.12.
268
Equivalencia dei i/m^ y mm. de precipitación.
El reparto desigual sobre la superficie
En el mapa de la figura VII.13, se ha representado el promedio
anual de lluvia existente sobre los diversos lugares de la superficie
terrestre. Para ello se han trazado líneas, denominadas isoyetas, que
unen puntos que tienen el mismo promedio anual de precipitación.
De igual manera que en el caso de las temperaturas, para eliminar
269
..........- - - ^ —
.
Figura VII.13. Distribución de ia precipitación media anua! sobre ia superficie de ia
Tierra (valores en centímetros).
las variaciones que se producen de un año a otro, los valores de
las precipitaciones se refieren a un período suficiente de años.
Hasta ahora, nos hemos venido ocupando de los principales
mecanismos productores de las precipitaciones. Es el momento de
analizar, a partir de su distribución superficial, los factores geográficos
que determinan que en ciertas áreas la precipitación supere el valor
de 2.000 mm, mientras que en otros, apenas alcance los 250 mm.
Estos factores inciden en las diversas etapas del proceso eva­
poración-condensación-precipitación. Así, un conjunto de factores fa­
vorecen un volumen de precipitación elevado. La proxim idad a los
océanos cálidos supone una condición importante para que la eva­
poración pueda producirse a gran escala. Cuanto mayor sea ésta,
mayor será la precipitación. En otros casos, interesa destacar aquellos
factores que favorecen el enfriamiento adiabático del aire, como son:
la existencia de gradientes térmicos inestables a lo largo del año,
270
la situación en un área afectada por las perturbaciones o la orografía
de un territorio. Todos ellos participan en que la producción de lluvia
o nieve sea mayor. Por el contrario, otros factores influyen en que
los promedios de precipitación sean bajos. Algunos de ellos son
los mismos, pero actuando en sentido contrario. Así, cabe destacar:
la distancia de los centros suministradores de la humedad, las altas
presiones subtropicales, la presencia de gradientes térmicos estables
a lo largo del año, una situación alejada de la trayectoria de las
tormentas o las condiciones de sombra pluviom ètrica a sotavento
de las montañas. A ellos habría que añadir, las bajas temperaturas
del aire y la presencia de corrientes marinas frías. En el primer
caso, aunque la baja temperatura favorezca la saturación, la cantidad
de vapor de agua que puede contener el aire es tan limitada que
las precipitaciones no son muy abundantes. Por su parte, las co­
rrientes marinas frías crean desiertos costeros, ya que las masas de
aire marítimo se recalientan al llegar a la tierra, disminuyendo su
humedad relativa.
Las áreas de máxima precipitación se caracterizan por presentar
al menos dos de las cuatro condiciones citadas. Así, en la zona
próxima ai Ecuador aparece una estrecha franja, más o menos uni­
forme, de concentración de la pluviosidad, que se deforma y rompe
sobre los continentes. Los altos valores alcanzados se explican por
la conjunción de la cercanía a extensas masas de agua cálida, la
inestabilidad de las bajas presiones ecuatoriales y la situación en
zona de tormentas. En la cuenca del /^Amazonas, costa norte del
Brasil y de las Guayanas y cuenca hidrográfica del Congo se man­
tienen estas condiciones de inestabilidad y atmósfera cargada de
humedad y es donde la precipitación anual es más elevada. En
ciertos casos, como en el Camerún, la pluviosidad se ve incrementada
por los efectos positivos de la orografía.
Por su parte, las latitudes medias, como lugar de enfrentamiento
de masas de aire de características diferenciadas, muestran una
predisposición a las precipitaciones de carácter frontal. El flujo pre­
dominante de vientos del Oeste incrementa las precipitaciones en
las fachadas occidentales de los continentes. Es, precisamente, allí,
donde las montañas obstaculizan la llegada del aire marítimo cargado
de humedad, donde las precipitaciones son más abundantes. Así, a
lo largo de la costa oeste de América del Norte y en la zona sur
de Chile, la disposición de las barreras orográficas, en dirección
perpendicular a la dirección dominante de los vientos, es la res­
ponsable de que las precipitaciones superen los 2.000 mm. Sin
embargo, en Europa, la dirección zonal de las cadenas montañosas
reducen el efecto del Frente Polar y las masas de aire húmedo
271
progresan más profundamente en el continente. Las costas occiden­
tales de Nueva Zelanda representan la cuarta área donde la preci­
pitación frontal tiene lugar.
Por último, una excepción importante de la distribución más o
menos zonal de las precipitaciones la constituyen las lluvias monzónicas del Asia subtropical. Aunque no existe una explicación de­
finitiva en el mecanismo productor del monzón (cambio de 180° en
la dirección de los vientos de una estación del año a otra), parece
haberse desechado la idea, según la cual, serían, exclusivamente, el
calentamiento del continente asiático en verano y su enfriamiento en
invierno los responsables de los flujos alternativos de los vientos.
Las objecciones surgen de la escasa profundidad de las altas y bajas
presiones térmicas, cuando existe una barrera montañosa (Himalaya),
tan importante, que corta los vientos de superficie. La explicación
debe encontrarse en la modificación de la circulación atmosférica
general a lo largo del año como consecuencia de la cadena m on­
tañosa del Himalaya. La figura V il.14, muestra la posición para verano
e invierno de las masas de aire, zonas frontales y dirección dominante
del viento. Durante el invierno, la Corriente del Chorro ocupa una
posición al Sur del Himalaya, lo que determina que el Frente Polar
ocupe una situación similar. La línea de CIT está al Sur del Ecuador,
con lo que los vientos alisios dominantes de procedencia continental
producen sequía en la mayor parte de la India y de Malasia, con
la excepción de las áreas costeras bajo la influencia de aire marítimo
y tropical. Durante el verano, existe un desplazamiento a gran escala
de la línea de CIT y en menor medida del Frente Polar, debido al
ascenso hacia el Norte de la Corriente del Chorro en mayor pro­
porción de la habitual. La barrera del Himalaya obliga a la corriente
del Jet-Stream a situarse, bien al Norte, bien al Sur de la montaña.
La consecuencia en el período estival es la afluencia de aire cargado
de humedad hacia la línea de CIT, que proporciona lluvias muy
abundantes en el Sudoeste de Asia.
Vamos a pasar revista, a continuación, a las áreas más secas,
de menor índice de precipitación. En gran parte, las áreas de mayor
sequedad del globo son una consecuencia de condiciones de es­
tabilidad atmosférica. La subsidencia del aire en las altas presiones
subtropicales recalienta la atmósfera del Sahara continental y de la
península de Arabia, a pesar de las bajas presiones térmicas del
verano. La estabilidad del aire en el cinturón subtropical de altas
presiones se acentúa por el efecto de las corrientes marinas frías.
Así, el desierto de California se extiende sobre el Océano Pacífico
subtropical en el Hemisferio Norte y el desierto de Atacama chileno
en el Sur. La misma explicación tendría el desierto subtropical del
272
INVIERNO
VERANO
Qura VII.14. Posición de la hnee de CIT y Frente Polar y dirección de los vientos
dominantes en el Sudoeste asiático.
273
Norte de África relacionado con la corriente fría de Canarias, o del
Sur con la corriente de Benguela.
Una segunda área importante con precipitaciones inferiores a los
250 mm, se encuentra situada en el interior de los continentes de
las latitudes medias. La sequedad del aire, consecuencia de la lejanía
del mar, se acentúa por la estabilidad atmosférica de las masas de
aire en invierno. Las formas de relieve condicionan, como factor
adicional, la ausencia de precipitación. Así, en Norteamérica, a so­
tavento de las montañas Rocosas se produce un extenso desierto
interior, o en el continente asiático, el Himalaya limita la extensión
de las lluvias monzónicas y permite que las condiciones secas pe­
netren hacia el Sur.
Por último, en las altas latitudes polares, la baja humedad absoluta
del aire, la subsidencia debida a la circulación anticiclónica y la
estabilidad del aire actúan a lo largo de todo el año.
4.2.
en diversos lugares, puede atribuirse al hecho de estar dominados,
todos ellos, por condiciones atmosféricas y climáticas similares. Vea­
mos, cuáles son los regímenes de precipitaciones más característicos.
En la zona intertropical, el reparto anual de las lluvias está ligado
al paso del Sol por el cénit del lugar. En la proximidad del Ecuador,
aparecen marcados con nitidez dos períodos de sequía relativa,'
separados por dos períodos de lluvia. Los primeros corresponden
a los solsticios de verano e invierno y los segundos a los equinoccios
de primavera y otoño. Por el contrario, en la cercanía de los trópicos,
a una larga estación seca le sucede una única lluviosa, que coincide
por el paso del sol por el cénit en dos momentos muy próximos
entre sí. El ritmo que se observa en el Sudeste asiático, propiciado
por los monzones, es muy semejante al anterior, con grandes pre­
cipitaciones concentradas en el verano (figura VII.16).
Las variaciones estacionales
Tan importante como conocer el valor anual de las precipitaciones
es el de su reparto a lo largo de las estaciones del año. La mejor
manera de representar esta distribución es mediante un histograma
de frecuencias, disponiendo para cada mes del año los valores medios
de las precipitaciones (el cálculo de la precipitación mensual se
realiza, hallando el valor medio durante un número suficiente de
años). La variación mensual de las precipitaciones define su régimen
específico (figura Vil. 15). Las semejanzas de la fluctuación estacional.
c d l
TROPICAL
ECUATORIAL
MONZÓNICO
Figura VII.16. Regímenes de precipitación (1)
E
F M A M J J A S O N D
Figura VII.15. Régimen de precipitaciones (valores medios mensuales).
274
Fuera de las latitudes intertropicales, los contrastes estacionales
de las precipitaciones son menos acentuados, a excepción, quizás,
de las regiones mediterráneas, donde la sequedad estival asemeja
su régimen pluviom ètrico al de las regiones subtropicales. En las
latitudes medias, las variaciones estacionales se manifiestan según
la posición del lugar en la fachada oriental u occidental de las
275
regiones costeras o en el interior de los continentes. La inestabilidad
del Frente Polar determina que la fachada occidental de Eurasia tenga
precipitaciones durante todo el año, aunque predominantes en la
estación invernal. Es el denominado régimen oceánico. Sin embargo,
el régimen continental se caracteriza porque las precipitaciones má­
ximas tienen lugar durante el verano, debido a la superior inesta­
bilidad atmosférica en esta época del año (figura VII.17).
hsñ
MEDITERRÁNEO
CONTINENTAL
OCEÁNICO
Figura VII. 17. Regímenes de precipitación (2)
<
D
O
O
QC
<
O
TEMA VIII
LA CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA. CLASIFICACIÓN DE KÓPPEN
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Diversidad de las clasificaciones climáticas
—
—
—
—
—
2.
Según su finalidad: agrícolas, turísticas, industriales, etc.
Según la escala de estudio: pequeña, mediana y gran escala.
Según criterios de delimitación: racionales y empíricos.
Según la disponibiliad de información.
Según el procedimiento seguido: genéticas, morfológicas y
aplicadas.
Clasificación según la escala
— Clasificaciones zonales.
- Diferenciación de climas zonales.
- Factores: circulación general atmosférica.
insolación: características térmicas.
— Clasificaciones intrazonales.
- Diferenciación de climas regionales.
- Muy diversas y variables según los autores.
- Factores: contrastes tierra-mar.
continentalidad.
orografía.
circulación celular.
— Clasificaciones locales.
- Diferenciación de climas locales.
- Factores: condiciones geográficas muy concretas, circulación
local.
279
— Clasificaciones microclimáticas.
- Diferenciación de microclimas.
- Factores: circulación a ras del suelo, actividades humanas,
influencia de la vegetación, etc.
3.
Criterios tomados como base para una clasificación climática
—
—
—
—
4.
Las temperaturas.
Las precipitaciones.
La relación temperatura/precipitación.
El viento.
INTRODUCCIÓN
Clasificación climática de Kóppen
— Primer nivel de clasificación, a escala zonal; tipos A, B, C, D
y E.
— Segundo nivel de clasificación, en relación con la estaciona­
lidad de las precipitaciones,
representado por las letras: f,
w, s y m.
— Tercer nivel de clasificación, en relación con la temperatura
del verano: a, b, c y d.
280
En los capítulos anteriores, hemos analizado la circulación general
atmosférica y los distintos elementos del clima, de forma que el
alumno debe haber adquirido ya un conocimiento básico sobre los
principios que originan el tiempo y sus variaciones estacionales. En
este tema comenzamos el estudio de los climas con las nociones
esenciales para efectuar su clasificación según Kóppen, pasando, en
los dos temas siguientes, a analizar sus características, explicar sus
causas y describir los paisajes biogeográficos que se originan en
cada uno de ellos.
En la introducción al capítulo tercero expusimos la definición de
dos conceptos muy importantes, tiempo y clima, y podríamos pre­
guntarnos cuál de los dos es en la realidad el que tiene un mayor
interés, siendo la respuesta diversa en función del objetivo inmediato.
Así, por ejemplo, podemos preguntarnos qué importancia pueden
tener unos valores medios anuales, o de una serie de 30 años para
el hombre, si lo que percibimos directamente es el frío y el calor
extremos, o las inundaciones y sequías que debemos soportar en
momentos concretos. Pero si fijamos nuestro objetivo a otros niveles,
es evidente que en la configuración de un paisaje, entre otros factores,
entra en juego la regularidad que se establezca en la sucesión de
los tipos de tiempo dominantes, es decir, del clima. De este modo,
el clima es un factor muy importante en la determinación del tipo
de suelo y de vegetación que se desarrolle en un lugar determinado.
Inicialmente, puede parecemos que identificar la distribución de
los climas sobre la Tierra es algo sencillo, pero la realidad es que
ha presentado notables dificultades y de hecho no hay una clasifi­
cación única sino un gran número de ellas, como veremos en este
tema.
La clasificación de los climas reviste un gran interés para el
281
geógrafo, puesto que le permite delimitar, para su estudio, regiones
con características comunes y, además, le facilita su representación.
Con respecto a ésta, hay que hacer notar que los límites que se
dibujan no indican unos cambios radicales, sino que hay que con­
siderarlos como zonas de transición, puesto que no se pasa de un
clima a otro de una forma brusca sino gradual. También debemos
resaltar que en los mapas suelen venir representados solamente los
climas sobre tierra firme, quedando sin delimitar los distintos climas
sobre los océanos, en donde, aunque las diferencias que se esta­
blecen son menos acusadas, también se producen variaciones dignas
de atención.
Otro hecho a considerar es que la clasificación y delimitación
climática, que veremos en este tema y en los siguientes, no es
inmutable. Así, aunque el esquema global de la circulación atmosférica
general ha debido permanecer a lo largo de la Era Cuaternaria tal
como se ha descrito en el cuadro VIII. 1, durante este período se
han registrado modificaciones climáticas. A este hecho se le ha dado
diversas explicaciones. Unas teorías lo justifican por modificaciones
en la circulación general atmosférica como, por ejemplo, pueden ser
las diferencias en la velocidad de la circulación zonal del Oeste.
Otras teorías apuntan, como causa, ia alteración en las manchas
solares, basándose en la relación entre el número de éstas y ciertos
cambios en las características de la circulación general ya que el
incremento de éstas implica un aumento de la actividad solar. Tam­
bién se mencionan como posible causa diversos cambios en la órbita
terrestre.
En otros casos, se centra la atención en modificaciones intro­
ducidas por los gases vertidos a la atmósfera, que dificultan la
recepción y absorción de la radiación solar, como en el caso de
las erupciones volcánicas, o de la concentración de anhídrido car­
bónico en la atmósfera que dificulta la irradiación terrestre.
Un ejemplo de estos cambios se presenta en el cuadro VIII. 1,
donde se refleja la cronología del clima en los últimos 10.000 años.
A pesar de que estos cambios resultan interesantes para geógrafos,
geólogos, botánicos, historiadores, etc., nuestro objetivo en este
capítulo se centrará en el estudio del clima en la actualidad.
1.
y
CRONOLOGÍA DEL CLIMA EN LOS ÚLTIMOS 10.000 AÑOS
Región
Clima
9000-6000 a. C.
7800-6800 a. C.
Arizona meridional
Europa
6800-5600 a. C.
América del Norte
Europa
5600-2500 a. C.
Ambos hemisferios
2500-500 a. C.
Hemisferio Norte
500 a. C.-O
Europa
330
600
590-645
Estados Unidos
Alaska
Próximo Oriente, In­
glaterra
673
800
800-801
829
900-1200
1000-1011
Próximo Oriente
México
Próximo Oriente
África
Islandia
África
Utah
Cálido y árido
Fresco y húmedo, transformándose en
frío y seco hacia finales de 7000 a.
C.
Frío y seco, con posile extinción de los
mamíferos, particularmente en Arizona
y Nuevo México
Cálido y húmedo, transformándose en
cálido y seco hacia 3000 a. C. (óptimo
climático)
Generalmente cálido y seco, con perío­
dos de intensas lluvias y fuertes se­
quías
Fresco y húmedo: máximo glacial en
Escandinavia e Irlanda entre 500 y 200
a. C.
Sequía en el Suroeste
Avance glacial
Fuerte sequía en el Próximo Oriente,
seguida de inviernos fríos; sequía en
Inglaterra
Mar Negro helado
Comienzo del período húmedo
Mar Negro helado
Hielo en el Nilo
Recesión glacial (período Vikingo)
Hielo en el Nilo
Línea de nieve 300 m más elevada que
en la actualidad
Avance glacial
Húmedo en el Oeste
Sequía en el Oeste
«Gran Sequía» en el Suroeste
Húmedo en el Oeste
Generalmente fresco y seco; avances
del período glacial en Europa (1541
a 1680, 1741 a 1770 y 1801 a 1890)
y América del Norte (1700 a 1750);
sequía en el Suroeste de los Estados
Unidos desde 1573 a 1593
Aumento de 1,5°C de las temperaturas
invernales; descenso de 5,2 m del
nivel del Gran Lago Salado; reducción
de un 25% de la glaciación Alpina y
de un 40% del hielo del Ártico; rápida
recesión glacial en los Andes de la
Patagonia (1910-1920) y en las Mon­
tañas Rocosas canadienses (19311938)
Descenso de la temperatura a escala
mundial y fin de la recesión glacial
Fechas
1000-1100
1200
1180-1215
1220-1290
1276-1299
1300-1330
1500-1900
Alaska
Estados Unidos
Estados Unidos
Estados Unidos
Estados Unidos
Europa,
Estados Unidos
1880-1940
Ambos hemisferios
1942-1960
Ambos hemisferios
DIVERSIDAD DE LAS CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS
La multitud de combinaciones que pueden llevarse a cabo entre
los elementos climáticos dan lugar a una gran variedad de climas.
282
CUADRO VIII.1.
Nota: Actualmente se especula sobre de una elevación de las temperaturas. Según W.D. Sellers,
Physical Climatology, University of Chicago Press, 1965.
283
Para poder estudiar éstos se hace necesario establecer unos grupos
que resulten fácilmente diferenciables, el problema está en cuáles
son las bases que deben tomarse para llegar a una clasificación. La
respuesta ha sido la configuración de una gran variedad de clasi­
ficaciones, según sea: la finalidad que ha llevado a su elaboración,
la escala de estudio, los criterios de delimitación, e, incluso, la
disponibilidad de datos.
— Según la finalidad de la clasificación, no serán los mismos
aspectos los que se quieran destacar con fines agrícolas, que con
fines turísticos, industriales, o de ingeniería hidráulica. Por ejemplo,
con fines turísticos interesará resaltar los días de sol, las temperaturas
y las precipitaciones, mientras que en el caso de la construcción de
presas será el volumen de las máximas precipitaciones. En cambio,
para la agricultura tendrán menor importancia las precipitaciones en
sí mismas que la relación existente entre evaporación y cantidad de
precipitación, por lo que para una clasificación con fines agrícolas
deberá tomarse como base la evapotranspiración potencial.
El concepto de evapotranspiración hace referencia a la pérdida
de humedad provocada, conjuntamente, por la evaporación directa
de la superficie del suelo y por la transpiración de las plantas. Este
es un concepto de gran interés puesto que la diferencia entre la
precipitación (que representa el suministro de agua) y la evapotrans­
piración (que representa la pérdida de agua) nos da una idea de
las condiciones de humedad de un medio.
Es preciso diferenciar entre evapotranspiración reai y evapotrans­
piración potencia!. La primera hace referencia a la pérdida de agua
que se produce realmente y que disminuye a medida que se reduce
la humedad del suelo, puesto que, en estos casos, las plantas cuentan
con distintos mecanismos para reducir la transpiración. En cambio,
por evapotranspiración potencial se entiende la pérdida de agua que
podría producirse (suponiendo ilimitada la reserva de agua) en re­
lación con el total de energía disponible, en unas condiciones cli­
máticas y de cobertera vegetal determinadas.
— Según la escala de estudio, una clasificación que considere
la totalidad del planeta, tendrá que dejar a un lado matices y cues­
tiones de detalle, simplificando la complejidad climática y dejando
en resalte los rasgos generales; por el contrario, otra que se centre,
por ejemplo, en una provincia, deberá resaltar precisamente las
cuestiones de detalle.
— Según el criterio seguido para la delimitación de los climas,
se diferencian las clasificaciones racionales y las empíricas. Las cla­
sificaciones racionales emplean unos valores numéricos que pueden
demostrar físicamente unas variaciones significativas en el clima,
284
I!
como pueden ser, por ejemplo, la ausencia de precipitación, tem ­
peraturas que delimitan el punto de congelación del agua o el punto
de su máxima densidad (4°C). El problema para estas clasificaciones
es que hay pocos valores de este tipo. Por el contrario las clasifi­
caciones empíricas no pueden llevar consigo demostraciones físicas,
pero utilizan unos valores de delimitación que resultan satisfactorios
estadísticamente, y lo cierto es que, ante la escasez de valores
racionales, la mayor parte de las clasificaciones utilizan valores em­
píricos. Estos límites se establecen, en unos casos, siguiendo unas
combinaciones aritméticas de los elementos climáticos, basados en
indicios; en otros casos, se establecen considerando las aptitudes
biológicas dentro de un clima, que puede basarse en el balance del
agua, en umbrales extremos de sequía o de temperatura, etc. En
relación con este tipo de clasificación está, por ejemplo, el límite
de los 10°C de temperatura para el mes más cálido, que se identificá
más o menos con el límite del crecimiento de los árboles, aunque
este hecho, según demostraciones físicas, parece ser que tiene una
mínima e indirecta conexión.
—
Según la disponibilidad de datos queda condicionada la rea­
lización de una u otra clasificación, sobre todo cuando se pretende
hacer una clasificación a escala mundial, puesto que existen grandes
diferencias de unos países a otros en cuanto a la obtención de
información climatológica. Así, mientras que unas estaciones meteo­
rológicas además de contar con unas series muy largas recogen gran
número de información diferente, otras son de más reciente insta­
lación o tan sólo registran información sobre temperaturas y preci­
pitaciones, o la forma en que se registran las mediciones son ina­
decuadas.
En general, podemos decir que la gran diversidad de clasifica­
ciones climáticas que pueden realizarse se resumen en tres grandes
grupos, según sea el procedimiento que se ha seguido: genéticas,
morfológicas y efectivas o aplicadas.
Las clasificaciones genéticas son aquellas que se basan en las
causas que originan los distintos climas, es decir, las que toman
como referencia las masas de aire que organizan la circulación general
atmosférica; por ejemplo, una clasificación de este tipo podría cen­
trarse en las regiones originarias de las masas de aire dominantes
en un lugar determinado. A este sistema de clasificación, por dar
una explicación del clima, se le denomina también explicativa. Un
ejemplo de clasificación genética es la de H. Fiohn, el cual sostenía
que una clasificación, para que sea satisfactoria, debe tener en cuenta
las causas del clima.
285
Las clasificaciones morfológicas son aquellas que se realizan en
función de las características del clima en general, o de acuerdo
con alguno de sus elementos; así, puede realizarse tom ando como
referencia la cantidad y distribución de la precipitación durante el
año, o según la temperatura de los distintos meses, etc.
Las clasificaciones efectivas o aplicadas son aquellas que se basan
en los efectos que causan los distintos climas; los más frecuentes
son los que toman como referencia los efectos sobre el balance
hídrico y sobre la vegetación natural (clasificaciones biogeográficas,
que diferencian sus grupos en relación con los límites de temperatura
de las plantas y las relaciones entre precipitación y evaporación).
Un ejemplo de éstas es la que seguiremos en este tema, la clasi­
ficación climática de Kóppen.
2.
CLASIFICACIONES SEGUN LA ESCALA
La escala es un primer punto a tener en cuenta para una dife­
renciación climática, puesto que, como ya hemos dicho, una dife­
renciación climática a escala planetaria deberá tener una mayor sim­
plificación que otras de escala local, que precisarán de un mayor
detalle. Al mismo tiempo, para el geógrafo es fundamental definir
y delimitar la región que va a ser estudiada.
La escala que abarca el mayor ámbito de estudio es la zonal.
Las clasificaciones zonales se basan en las características térmicas
y en la dinámica atmosférica. En relación con la circulación general
atmosférica, se diferencian tres grupos climáticos fundamentales:
climas intertropicales, climas de latitudes medias y climas polares.
Para comprender mejor esta distribución zonal recuérdese la loca­
lización de las células de altas y bajas presiones, vientos y zonas
frontales estudiados en el tema V.
A partir de las características térmicas se llega igualmente a una
diferenciación en tres zonas climáticas: climas cálidos, climas tem­
plados y climas fríos. Esta diferenciación se establece en función de
la ausencia de verano (desaparición de árboles) en los climas fríos,
y de la ausencia de invierno (no se producen heladas) en los climas
cálidos. Los límites de temperaturas que indican la transición de uno
a otro clima se han establecido, según análisis estadísticos, en torno
a los 10°C de media del mes más cálido, que es cuando se considera
que ya no es posible el crecimiento de los árboles, y en torno a
286
y
los 18°C de media del mes más frío, que es cuando no se conocen
las heladas.
A una escala más pormenorizada se analizan ya las diferencia­
ciones climáticas de cada una de estas zonas que quedan confi­
guradas por los climas intra-zonales y que geográficamente delimitan
unas regiones climáticas. En la configuración de los climas a esta
escala entran en juego un mayor número de factores geográficos
como son los contrastes tierra-mar, la continentalidad, el relieve, la
posición más o menos protegida, e igualmente se considera la
existencia de circulaciones celulares determinadas por las condiciones
geográficas. Así pues, la clasificación de los climas se complica al
depender de una combinación muy diversa de factores, lo que da
lugar a un mayor número de clasificaciones.
A este nivel, muchos autores han intentado establecer una cla­
sificación a través de una estructura en cuadrícula, que tendría comò
eje principal unos husos meridianos, que permitiera establecer di­
ferenciaciones de climas costeros (más lluviosos), climas continentales
(más secos) y se considerase a la vez su posición en latitud. El
problema en este sistema surge con los climas áridos que presentan
disposiciones diagonales; otro problema en relación con esta dis­
posición latitudinal y longitudinal es la diversidad introducida por la
disposición del relieve y por el trazado de las costas.
Reduciendo aún más el ámbito de estudio, llegamos a la dife­
renciación de los climas locales, que afectan a extensiones de algunos
km^ y que están afectados por unas condiciones geográficas aún
más precisas, como pueden ser, por ejemplo, la configuración y
orientación de un valle. Estas condiciones geográficas concretas ma­
tizan la circulación regional, dando lugar a una circulación local y a
unas condiciones climáticas específicas. A partir de este nivel, las
clasificaciones climáticas presentan menores problemas, pudiendo
definirse con mayor facilidad a través de datos numéricos.
Finalmente, a una escala todavía de mayor detalle, se consideran
los microclimas, que corresponden a la división climática más por­
menorizada y que afecta a una pequeña extensión y a una capa
atmosférica que se mide en términos de metros o decenas de metros.
Estas características climáticas tan concretas son el resultado de unas
condiciones muy particulares de la circulación a ras del suelo, o de
la influencia de factores tales como una formación vegetal (microclima
forestal), o de la actividad urbana (microclima urbano), por ejemplo.
287
3.
CRITERIOS TOMADOS COMO BASE PARA UNA
CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA
Los criterios que pueden tomarse como base para una clasificación
climática son diversos, como ya hemos dicho anteriormente. Los
criterios genéticos ya han sido mencionados con anterioridad, de
forma que aquí nos centraremos en los criterios morfológicos y
aplicados.
Son muchas las clasificaciones que toman como base los ele­
mentos determinantes del tiempo, como son la temperatura, la pre­
sión, los vientos y la precipitación, en unos casos individualmente
(estas clasificaciones resultan por lo general poco satisfactorias) y
en otros casos combinándolos, lo que da lugar a unas clasificaciones
más completas y precisas.
CUADRO VIII.2.
CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS BASADA SOLAMENTE EN LA TEMPERATURA
Ecuatorial
9
21
10
(O
V
E
Marítimo
isotérmico
de latitud alta
-1
-12
Tropical
Tropical o
ecuatorial
de tierras altas
Marítimo de
latitud media
Subtropical
Polar
oceánico
Tundra
Latitud media-alta
Templado
continental
Casquete polar
Tundra fría
Continental frío
Continental
-1
10
21
Temperatura medía del mes más cálido (°C)
288
Los datos que deben tomarse en cada caso deben resaltar las
variaciones a lo largo del año, ya que sólo los valores medios y
totales anuales no son suficientemente válidos. El tom ar sólo éstos
podría inducir a notables errores; así, podemos encontrar en climas
muy distintos una misma temperatura media anual o un mismo
volumen total de precipitaciones, pero en los que difiere su distri­
bución a lo largo del año o su relación temperatura-precipitación.
Así, por ejemplo, Sevilla y Tananarive, que tienen distinta clasificación
climática, debido a la distinta estacionalidad de sus precipitaciones,
cuentan las dos con una temperatura media anual de 18,5°C; igual­
mente, en cuanto a la cantidad precipitada, podemos ver cómo
Aberdeen y Chicago cuentan ambas con 832 mm anuales, aunque
la clasificación climática establece al primero como clima mesotérmico
y al segundo como clima microtérmico.
Las temperaturas, como ya hemos visto, en los climas zonales
determinan diferencias en latitud dando lugar a una división climática
muy general. También se han establecido algunas clasificaciones
poniendo en relación la temperatura media del mes más frío con la
temperatura media del mes más cálido, que da lugar a una dife­
renciación de 14 tipos de climas en función de su oscilación térmica
media anual, sin precisar su evolución en los restantes meses (véase
cuadro VIII.2.).
Hay algunas clasificaciones que toman como base sólo la cantidad
precipitada, pero éstas presentan también grandes imprecisiones
puesto que, como ya sabemos, hay muchos casos en que las
repercusiones hídricas de un clima no importan tanto como la pro­
porción de agua precipitada que puede permanecer en el suelo, la
cual depende de la temperatura del aire, que provocará una mayor
o menor evaporación.
Una de estas clasificaciones es por ejemplo la de Blair que,
basándose sólo en el total precipitado, distingue los cinco tipos de
climas que se muestran en el cuadro VIII.3.
El problema está en que pueden quedar bajo la misma clasificación
las zonas árticas y los desiertos cálidos, puesto que el resultado de
una precipitación escasa varía en relación con la temperatura, así,
una temperatura muy elevada provocará aridez, mientras que una
temperatura muy baja podría estar permitiendo un medio húmedo.
Así pues, un método de clasificación sencillo, pero que alcanza
ya gran precisión, es aquel que apoya su definición de tipos climáticos
en la relación entre precipitación y temperatura. Este método, además
de ser el más utilizado, es el que mejor se adapta al nivel regional
que vamos a tratar, puesto que los valores medios mensuales de
temperatura y precipitación son los que más uniformemente se re­
cogen en todas las partes del mundo.
289
CUADRO VIII.3.
—
Para í\Aartonne, el índice de aridez queda expresado sólo a
nivel de balance anual, relacionando el volumen total precipitado en
el año con la temperatura media anual. Así:
CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE BLAIR
Clima
Definición de la
precipitación
Cantidad anual
precipitada-
Árido
Escasa
Semiàrido
Ligera
250- 500 mm
Subhúmedo
Moderada
500-1.000 mm
Húmedo
Fuerte
Muy húmedo
Muy fuerte
O- 250 mm
1.000-2.000 mm
Más de 2.000 mm
Se han realizado gran cantidad de índices para relacionar temperatura y precipitación, que se han denominado por lo general
índices de aridez) entre estos índices son de destacar, como los
más utilizados y sencillos, los de Gaussen, Martonne, Lang y Thornthwaite. Antes de expresar cada uno de ellos, queremos indicar que,
para todas las fórmulas, se han unificado las letras que expresan
un mismo dato (P = precipitación anual, t = temperatura media anual).
Por ello no debe extrañar encontrar estas fórmulas con diversas
letras, aunque siempre con el mismo significado en cuanto a los
valores que se relacionan.
—
El índice de Gaussen, denominado xerotérmico, puesto que se
basa en el número de días biológicamente secos, considera que un
mes será seco cuando la precipitación total en milímetros sea inferior
a dos veces la temperatura media expresada en grados centígrados
(Pmm < 2 t). Esta clasificación permite trazar un gráfico om brotérm ico
de fácil interpretación. En él se representan simultáneamente las
curvas de temperaturas y precipitaciones, ésta a mitad de escala que
la anterior. Obsérvese cómo, en la mayoría de los climodiagramas
que aparecen en el texto, el eje de ordenadas presenta una escala
de precipitaciones doble que la de temperaturas; cuando se cruzan
las curvas de precipitación y temperatura, quedando esta última por
encima de las precipitaciones, el espacio que queda entre ambas
indica el período seco y el grado de aridez. Cuando el volumen de
precipitaciones es muy elevado, como ocurre en los climas ecua­
toriales y monzónicos, suele emplearse otra escala por necesidades
de representación, con frecuencia se dispone el valor del eje de
precipitaciones 4 veces superior al de temperaturas (según Birot).
290
I=
t
10
Siendo:
P = Precipitación anual
t = Temperatura media anual
Los distintos matices se ajustan a la siguiente escala:
- Cuando el valor I es inferior a 5, el clima es de una aridez
absoluta (hiperárido).
- Cuando el valor I está entre 5 y 10, el clima es todavía de
desierto.
- Entre 10 y 20 el clima es semiárido, debiendo considerarse el
reparto estacional de las lluvias.
- Según el índice de Lang la clasificación climática se define a
través del cociente entre la precipitación media anual en milímetros
(P) y la temperatura media anual en grados centígrados (t). Así:
t
Siendo:
P = Precipitación media anual
f=Tem peratura media anual
y cuyo resultado se ajusta a la siguiente escala:
L inferior a 40 = clima árido.
L entre 40 y 160 = clima húmedo.
L superior a 160 = clima superhúmedo.
—
El indice de Ttiornthwaite. Son varios los índices propuestos
por Thornthwaite; entre otros, form uló índices de eficiencia de la
precipitación (en el que intervienen temperatura y evaporación), de
291
eficacia térmica, y de evapotranspiración potencial (en el que deli­
beradamente no utiliza límites de vegetación, aunque ocasionalmente
coinciden con sus divisiones). La fórmula que expresamos a conti­
nuación es una de las propuestas por él para calcular la evapo­
transpiración potencial. Su desarrollo es complejo, por lo que su
explicación más amplia se efectúa en el libro de prácticas, y no es
objetivo de aprendizaje para el nivel de este curso, aunque hemos
creído necesario mostrarlo por su extendida y frecuente utilización.
E = 1,6 (10 t/l)^
donde: E
t
a
I
=
=
=
=
evapotranspiración potencial mensual en cm
temperatura media mensual
constante para cada estación
índice mensual de calor
Si aplicamos cada uno de estos índices a los datos term opluviométricos de una estación meteorológica (Madrid), obtendremos
los siguientes resultados:
E s ta c ió n d e M a d rid
T.“ X
P mm
E
F
M
A
My
J
Jl
Ag
S
0
N
D
5,0
6,4
9,1
11,8
15,7
20,8
23,7
23,5
19,0
13,8
8,5
5,4
13,6
36,8
39,3
42,5
40,8
42,5
32,6
9,7
8,5
34,7
49,5
56,4
45,8
439,9
AÑO
—
índice de Gaussen: serán meses secos: junio, julio, agosto y
septiembre puesto que en ellos la precipitación es inferior a dos
veces la temperatura media de cada una de esos meses.
439 9
— Indice de Martonne:
= 18,6 se trata, pues, de un
13,6 + 10
clima semiárido puesto que el resultado está entre 10 y 20.
— índice de Lang:
' = 32,3 se trata, según esta clasificación,
lo,b
de un clima árido puesto que el resultado es inferior a 40.
Entre todos ellos, se aprecian ligeras diferencias en cuanto al
grado de aridez que atribuyen al clima de Madrid, pero en todos
los casos se manifiesta esa aridez.
Si definir un clima en función de la distribución de sus tem pe­
raturas y precipitaciones es relativamente fácil, el problema está en
establecer los límites entre uno y otro. Por ello, uno de los métodos
más utilizados ha sido el de apoyarse en las modificaciones de la
292
vegetación. Las distintas especies vegetales se asocian a las con­
diciones climáticas que les son más favorables, de modo que un
cambio de las especies vegetales evidencia, claramente, la respuesta
biológica a un cambio en los límites climáticos para su desarrollo.
La clasificación de Kóppen, que será la que estudiaremos con mayor
profundidad, sigue estas bases.
La introducción de la variable viento se utiliza, por lo general, en
estudios muy pormenorizados. A esta escala, el estudio del clima
tiende, en muchos casos, a analizar su influencia sobre el hombre,
puesto que el organismo humano se ve directamente afectado por
el microclima en el que desarrolla habitualmente su vida. Así, se ha
llegado a unas clasificaciones climáticas relacionando los distintos
elementos del clima, sobre todo temperatura, precipitación y viento,
con fenómenos biológicos fundamentales y que generalmente reciben
el nombre de índices de confort. En el caso de la variable viento,
que tiene una gran capacidad de refrigeración, se han establecido
algunos índices de confort, como el de Siple, en el que se relaciona
viento y temperatura, cuya combinación marca límites de carácter
relajante, hipertónico e hipotónico para el hombre. En este texto,
pueden verse representados diversos climogramas en relación con
los índices de confort de Taylor. Este índice relaciona temperaturas
y precipitaciones, estableciendo unos límites (ver gráficos), a partir
de los cuales se consideran situaciones de calor o frío excesivos y
de aridez o humedad excesiva.
4.
CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE KÓPPEN
Una vez mencionada la existencia de las distintas posibilidades
de clasificación climática, y después de haber visto algunos ejemplos,
nos centraremos en el estudio de la clasificación climática de Kóppen,
muy utilizada por su simplicidad, fácil aplicación y rigor. Hay que
destacar que la clasificación que se utilizará en este texto es una
versión simplificada de la realmente realizada por Kóppen.
Wíadinnír Kóppen fue un botánico y climatòlogo alemán. En 1898
describió, por primera vez, su sistema de clasificación, la cual, pos­
teriormente, fue revisada y ampliada por el propio Kóppen y sus
discípulos. En un principio, muy influido por su condición de botánico,
utilizó, como base de su clasificación, una división del mundo en
zonas de vegetación, realizada por el también botánico A. de Candolle.
De hecho, la clasificación climática que vamos a estudiar está basada
293
en los elementos climáticos de temperatura y precipitación, pero
para definir los límites entre los distintos climas se apoyó en la
distribución de la vegetación. Así pues, se trata de una clasificación
empírica y no tiene en cuenta las causas (presión, vientos, masas
de aire, frentes, borrascas, etc.).
La gran difusión alcanzada por esta clasificación se debe a ciertas
ventajas que representan varios heclios:
+= W
0
(fí
^ <D
^Q -—Eo00
Is
294
¿L 52• CJr-
CD^
c/j —
¡I
0w
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s ^ 0 -e
c
CO
b■
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'0 vE o0 Í -§
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OZ 13 S0
2 - - g 0
S
c o
"O _CD
ü) O
0 0
m
CO
— La facilidad de obtener los datos clim atológicos en todas las
estaciones meteorológicas, puesto que utiliza para su clasifi­
cación valores medios mensuales o anuales de temperatura y
precipitación.
— Diferenciación de los climas en un número reducido de ca­
tegorías pero suficiente para la escala mundial, que es la que
a nosotros nos interesa. Es de destacar que esta clasificación
ha dado lugar a adaptaciones para clasificaciones de espacios
más reducidos.
— Quedan bastante bien reflejados otros criterios muy importantes
para la definición de un clima, a pesar de que no constan
directamente, como son la evaporación, la vegetación natural
y los suelos.
Podríamos decir que la clasificación tiene distintos niveles que se
van pormenorizando paulatinamente. El primer nivel es prácticamente
a escala zonal, denominándose los climas con letras mayúsculas, a
las que sucesivamente se les va añadiendo una o dos letras m i­
núsculas, que van matizando el tipo de clima. De hecho, con una
treintena de minúsculas se consigue una diferenciación de subtipos
muy satisfactoria.
El primer nivel de clasificación queda constituido por cinco grupos
climáticos básicos, identificados por las letras mayúsculas A, B, C,
D y E. Éstas se corresponden, en general, con una distribución
latitudinal desde el Ecuador hasta los polos, puesto que todas ellas,
excepto el grupo B, se definen a partir de las temperaturas medias.
En cambio, el grupo B queda determinado por la relación evaporación
y precipitación. Así, cada una de las letras define los climas según
el cuadro V1II.4.
Como podemos ver, la base botánica es muy perceptible hasta
en la propia nomenclatura, puesto que los términos mesotérmico y
m icrotérm ico hacen referencia a la clasificación dada a las plantas
en relación con sus necesidades de temperatura. Así, las plantas
mesotermas son aquellas que florecen en temperaturas moderadas
y las microtermas las que florecen en temperaturas bajas.
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CJ
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CJ
o
Una vez establecida la primera fase de clasificación, se procede
a una subdivisión de estos grupos climáticos por medio de una
segunda letra. Esta segunda letra precisa las diferencias climáticas
basándose en la precipitación, con lo cual se obtiene ya la relación
entre temperatura y precipitación.
En este segundo código, se establece una diferenciación de los
grupos B y E con respecto a los demás, considerándose aparte,
puesto que, como hemos visto, ninguno de los dos presenta una
condición favorable al desarrollo de los árboles, bien por déficit de
su precipitación (B) o de su calor (E). En ambos casos, esta segunda
letra es mayúscula, mientras que en los demás es siempre una
minúscula.
La subdivisión de los climas B se define a través de las letras
S y W; como ya dijimos, el grupo B constituye un grupo muy
especial, puesto que no ha quedado definido en función de las
temperaturas como los demás, sino en función de la relación eva­
poración/precipitación. Por ello, no puede considerarse como un clima
zonal sino que puede encontrarse en distintas zonas, como veremos
al estudiar cada uno de los climas.
En la clasificación de Kóppen esta relación evaporación/precipi­
tación se establece en función de temperaturas y precipitaciones,
aunque, como debemos recordar, la evapotranspiración potencial
depende de un gran número de factores, entre los que se encuentran,
además de la temperatura y precipitación, la insolación, la duración
de la luz diurna, el viento y la vegetación. Una de las justificaciones
que se dan para utilizar únicamente estos dos factores, es la dificultad
para disponer, a escala mundial, de datos más complicados que los
de medias mensuales de temperatura y precipitación.
Para calcular la evapotranspiración, Patton utiliza una fórmula
simplificada de las realizadas por Kóppen, que constituye una apro­
ximación a la evapotranspiración potencial y que es la que vamos
a utilizar en este texto: e = 20t -l- 490 - 7 PPW.
división por medio de una segunda letra mayúscula que puede ser
S o W (S es la inicial de steppe = estepa y W es la inicial de
wust = desierto), como se indica en el cuadro VIII.5.
CUADRO VIII.5
CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS ÁRIDOS, SEGÚN KÓPPEN
296
Definición
de precipitación
Definición de
temperatura
Vegetación
BS
Estepa
climático Herbácea. Insuficiente
Semiárido. La evapo­ Límite
Pmm para el crecitranspiración poten­ cuantitativo
e
>
Pmm
miento de árboles
cial supera a la pre­
cipitación pero no la
dobla
BW
Desierto
climático Sólo plantas adaptaÁrido. La evapotrans­ Límite
cuantitativo
das a la sequía
piración
potencial
e > 2Pmm
dobla el total de
Pmm
Con un ejemplo podremos comprender mejor cómo identificar
estos climas y cómo resolver la fórmula. Analicemos los siguientes
datos term opluviom étricos de las estaciones de Bushire (Irán) y Las
Vegas (Nevada, EE.UU.)
Bushire (Irán) 28°59'N / 50°49É 4 m. altitud. Clasificación BSIi
T.“ °C
P mm
e = necesidad de agua en mm.
t = temperatura media anual en grados centígrados.
PPW = porcentaje de precipitación en los 6 meses más fríos o
de invierno con respecto al total anual, considerándose como meses
de invierno, de octubre a marzo para el Hemisferio Norte y de abril
a septiembre para el Hemisferio Sur.
Si el resultado obtenido para aplicar la fórmula indica que el valor
«e» es superior a la precipitación total registrada, nos encontramos
ante un clima seco o árido. Ahora bien, según sea esa superioridad
del valor «e» en relación con la precipitación, se establece la sub­
Clima
Símbolo
E
F
M
A
My
J
Jl
Ag
S
0
14
15
19
23,5
28
30
32
32,5
30
26,5
<1
0
0
73
45
20
10
<1
0
2
N
D
21,5
16,5
40
81
Las V e g a s (N e va d a , EE.UU.) 36 °1 2 'N / 1 1 4 "1 0 'W 632 m a ltitu d . C la s ific a c ió n
T.“ %
P mm
E
F
M
A
My
J
Jl
7
10,5
13
17
21,5
26,5
29,5
5
5
12
17
12
7
7
Ag
S
0
N
29
21,5
18,5
12
12
7
7
5
D
7,5
10
AÑO
24
273
BW
AÑO
18
106
(Véanse gráficos de la figura VIII.1).
297
Lo primero que debemos hacer es obtener el porcentaje del total
precipitado en los 6 meses de invierno; como ambos climas son
del Hemisferio Norte, deberemos sumar primero la precipitación
registrada entre octubre y marzo en cada uno de ellos:
Bushire = 2 + 40 + 81 + 73 + 45 + 20 = 261 mm. en
invierno.
Las Vegas = 7 + 5 + 10 + 17 + 12 + 7 = 58 mm. en
invierno.
A continuación, debemos calcular qué porcentaje representan es­
tos mm. con respecto al total precipitado en todo el año, 273 mm.
en Bushire y 106 mm. en Las Vegas. Así, la precipitación en Bushire
en invierno supone el 95,7 por 100 mientras que en Las Vegas es
el 54,7 por 100. Una vez conocido este porcentaje no tenemos más
que aplicar la fórmula e = 20t + 490 - 7PPW.
T.‘ °C
Bushire e = (20 • 24) + 490 - (7 • 95,7) = 300,1
Las Vegas e = (20 • 18) + 490 - (7 • 54,7) = 467,5
Como vemos, el valor «e» para Bushire supera los 273 mm.
precipitados pero no llega a ser del doble; en cambio, en el caso
de Las Vegas, sí resulta ser de más del doble, de modo que ya
tenemos diferenciado un clima de estepa en el primer caso y un
clima de desierto en el segundo.
El otro grupo en el que no crecían árboles era el E, al que se
conoce como clima de hielo. En este caso la subdivisión se define
por las letras mayúsculas T y F según el cuadro VIII.6.
CUADRO VIII.6
CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS DE HIELO, SEGÚN KÓPPEN
Símbolo
Clima
298
Definición
de Precipitación
Vegetación
ET
Tundra
Carece de verano. Tennpera- Poca
turas mensuales inferiores a precipitación
10°C. Algún nnes supera los
0°C
Carece
de árboles
EF
Hielo
perpetuo
Ningún mes supera los 0°C
No existe
Figura VIII.1.
Representación de dos climas áridos. Los climodiagramas representan
dos climas áridos, Bushire (BS) y Las Vegas (BW¡. En ei cUmograma, situado en ia
parte inferior, podemos observar ia representación de ambos en relación con el área
delimitada por Taylor como confortable (son confortables para el hombre, según el
índice de confort de Taylor, solamente aquellos meses que quedan dentro de ella,
es decir, enero, febrero y diciembre de la estación de Bushire.)
Definición de Temperatura
Poca
precipitación
299
El resto de los climas (descartados ya el B y el E) siguen una
misma nomenclatura para precisar su clasificación. Esta subdivisión
se hace mediante las letras minúsculas f, w y s. En el caso de los
climas tropicales hay una subdivisión más, simbolizada por la letra
m que identifica al clima monzónico. Para identificar más fácilmente
la letra de la subdivisión con su significado, nos ayudará saber que
se han elegido estas letras por ser la inicial en alemán del hecho
que se quiere resaltar, según la estación en que se producen las
precipitaciones. Así; f = fehien = falta la estación seca; w = winter
= invierno (la estación seca se produce en invierno); s = sommer
= verano (la estación seca se produce en verano), y m = monzón.
La definición de cada una de estas letras que establecen la
subdivisión es la siguiente:
Rangún (Birmania) 16°46'N / 96°11'E 6 m. altitud
E
F
M
A
My
J
Jl
S
0
N
D
AÑO
T.“ °C
25
26,5
28,5
30
29
27
27
27
27
28
27
25
27
P mm
2
5
7
50
307
480
581
528
394
180
68
10
2612
El mes más seco es enero con 2 mm. de precipitación, luego,
siguiendo la fórmula precipitación total > 2.500 - 25 veces los 2
mm. precipitados en enero, da como resultado 2.450. Este valor, al
quedar por debajo de los 2.612 mm que se registran como total
anual, indica que, efectivamente, se trata de un clima monzónico.
Combinando los dos grupos de letras para la clasificación climática
se obtienen 12 climas distintos, como vemos en el cuadro VIH.7.
f:
falta la estación seca, es decir, que se trata de un clima húmedo
todo el año, con una precipitación más o menos regular, de
forma que los 6 meses más fríos reciben entre el 30 por 100 y
el 70 por 100 de la precipitación total,
w: estación seca en invierno (debe considerarse si es el Hemisferio
Norte o el Hemisferio Sur). En estos meses de invierno se registran
menos del 30 por 100 de las precipitaciones totales,
s: estación seca en verano (debe considerarse si es el Hemisferio
Norte o el Hemisferio Sur). Los meses de invierno reciben mas
del 70 por 100 de la precipitación total.
CUADRO VIII.7
CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE KOPPEN
m: clima monzónico, cuando en los climas tropicales con estación
seca la precipitación registrada en el mes más seco es superior
P cm/año
a: l u c m -------- —— o lo que es lo mismo, cuando la precipi­
tación total del año es superior a 2.500 mm. menos 25 veces
la precipitación del mes más seco.
A continuación podemos ver un ejemplo para el cálculo de
un clima monzónico, en el que se han tom ado los datos ter­
mopluviom étricos de Rangún (Birmania):
300
Clima
Símbolo
Definición temperatura
Vegetación
Definición precipitación
Af
Selva Tropical
Sin invierno. Ningún mes tiene su Falta estación seca. Todos los Selva tropical. Árboles de hoja
ancha y perenne
meses tienen elevada precipi­
T.' media inferior a 18“C
tación, más de 60 mm por lo
general
Am
Monzónico
Igual definición de T.’ que el Af Estación seca, pero compensada Selva tropical. Áriboles hoja an­
cha y perenne
por una Pmm total muy ele­
vada. Pmm total > 2.500 - 25
Pmm mes más seco
Sabana tropical
Igual definición de T.“ que el Ai Estación seca. Pmm total mo­ Bosques de árboles semicadueos, muy claros. Arbustos.
derada. Aw - invierno seco.
y Am
As= verano seco
BS
Estepa
Insuficiente
Pmm.
Semiárido. La evapotranspiración Límite climático cuantitativo e>p Herbácea.
para el crecimiento de árboles
potencial supera a la precipi­
tación pero no la dobla
BW
Desierto
Árido. La evapotranspiración po­ Límite
e>2p
tencial dobla el total de Pmm
AwlAs
La razón de esta división f, w y s se centra en el distinto efecto
que tienen las precipitaciones acumuladas en una estación con res­
pecto a la evapotranspiración potencial y, por lo tanto, con respecto
a las características de la vegetación. Así, que las lluvias se concentren
en invierno llevará consigo un mayor déficit de agua en el verano
(puesto que las temperaturas son más elevadas) que si se concentran
en verano, puesto que el déficit invernal suele verse paliado por las
inferiores temperaturas.
Ag
climático
cuantitativo Sólo plantas adaptadas a la se­
quía
Cf
Templado húmedo (me- Posee verano e invierno. El mes Húmedo todas las estaciones del Plantas mesotérmicas
año
más frío temperatura inferior a
sotórmico)
18“C y superior a - 3 “C
Cw
Templado húmedo con Igual definición que T.‘ que el Cf Estación seca en invierno
invierno seco (mesotórmico)
Plantas mesotérmicas con adap­
tación a la estación seca fría
Cs
Templado húmedo con Igual definición de T.“ que el Cf Estación seca en verano
y Cw
verano seco (meso­
térmico)
Plantas mesotérmicas adaptadas
a la estación seca cálida
Df
Bosque frió húmedo El mes más frío T.’ media inferior Húmedo todas las estaciones. Plantas microtérmicas
Precipitaciones de nieve
a - 3*C. La T. ' media del mes
(microtérmico)
más cálido superior a 10°C
Dw
Bosque frío húmedo Igual definición de T.' que el Df Estación seca en invierno. Pre­ Plantas microtérmicas adaptadas
a la sequía en la estación fna
cipitaciones de nieve
con invierno seco (mi­
crotérmico)
Ds
Bosque frío con verano Igual definición de T.-* que el Df Estación seca en verano. Preci­ Plantas microtérmicas adaptadas
a la sequía en la estación cá­
pitaciones de nieve
y Dw
seco
(microtérmico)
lida
(clima poco frecuente)
ET
Tundra
Carece de verano. Temperaturas Poca precipitación
Carece de árboles
gún mes supera los 0“C
EF
Hielo perpetuo
Ningún mes supera los 0“C
Poca precipitación
No existe
301
I
130
120
110
l(jQ
9a
SISTEMA DE CLASIFICACION
CLIMATICA DE KOPEN-GEIGER
S e g ú n R. G e ig e r y W . P ohl (1 953)
i/e de las abreviaturas que designan las diversas regiones climáticas:
IMER NIVEL DE CLASIFICACIÓN
: D Calor y precipitación suficiente para que crezcan árboles.
Cimas tropicales. Temperaturas medias mensuales superiores a los 18 °C
Climas secos. Límites determinados por fórmulas basadas en la temperatura y
precipitación media anual.
Climas templados. Temperatura media del mes más frío comprendida
entre 18 °C y -3 X .
Climasfríos. Temperatura media del mes más caluroso superior a 10 °C.
Temperatura media del mes más frío inferior a -3 X .
Climaspolares. Temperatura media del mes más caluroso inferior a 10 °C.
3UND0 NIVEL DE CUSIFICACIÓN
Clima estepario.
Clima desértico.
Precipitación suficiente todos los meses.
Monzónico.
Estación seca durante el verano del respectivo hemisferio.
Estación seca durante el inviemo del respectivo hemisferio.
ROER NIVEL DE CLASIFICACIÓN
Temperatura media del mes más caluroso superior a 22 °C.
Temperatura media del mes más caluroso inferior a 22 °C.
Al menos 4 meses tienen medias superiores a los 10 °C.
Menos de 4 meses con medias superiores a los 10 °C.
Igual que c, pero la media del mes más frío queda por debajo de -38 X .
Seco y cálido. Temperatura media anual superior a 18 °C.
Seco y frío. Temperatura media anual inferior a 18 °C.
Climas propios de grandes alturas.
KILÓMETROS
F ig u ra V ili
3200
4800
.2.
Distribución de los climas, según la clasificación climática de Käppi
Para obtener de nuevo una mayor precisión climática se introduce
una tercera letra, que hace referencia a las temperaturas que se
registran en el mes más cálido y en el más frío. Entre éstas, las
más destacadas son:
n: indica nieblas frecuentes.
Podemos apreciar las diferencias termopluviométricas que se dan
en los distintos tipos de clima en el climograma de la figura VIII.3.
a; veranos calurosos; la temperatura media del mes más cálido es
superior a 22°C.
verano cálido y largo; la temperatura del mes más cálido queda
por debajo de los 22°C, pero cuenta por lo menos con 4 meses
que registran temperaturas superiores a los 10°C.
c: verano fresco y corto; la temperatura media del mes más cálido
se encuentra entre 10“C y 22°C, pero cuenta con menos de 4
meses con temperaturas superiores a los 10°C.
d: inviernos muy fríos. La temperatura media del mes más frío es
inferior a los -38°C.
Con estas subdivisiones, la denominación de los climas es como
sigue:
—
—
—
—
—
Cfa
Cfb
Csa
Dfa
Dfc
/
/
/
/
/
Cwa
Cfc
Csb
Dfb
Dfd
= clima templado húmedo.
= clima marítimo de latitud media.
= clima mediterráneo.
/ Dwa / Dwb = clima húmedo continental.
/ Dwc / Dwd = clima subártico.
Su distribución puede verse en el mapa de la figura VIII.2.
Hay otra serie de letras que hacen referencia a otros matices de
temperatura. Así los climas B se matizan con las letras h y k, las
cuales indican:
h: clima caluroso y seco con una temperatura media anual superior
a los 18°C.
k: clima frío y seco con una temperatura media anual inferior a los
18°C.
De este modo, el clima BWk sería un clima de desierto frío,
mientras que un BWh sería un clima de desierto cálido.
En otros casos se añaden las letras:
i:
I:
304
indica un régimen isotérmico, con una débil oscilación térmica
anual.
indica un régimen templado, con temperaturas medias mensuales
entre 10°C y 22°C.
305
F ig u ra V ili.3. Distintos grupos climáticos. Obsérvese cómo varía ía distribución mensual
de tem peraturas y precipitaciones. Véase tam bién su relación con el área determ inada
como de confort climático según ei índice de Taylor (área punteada).
306
307
TEMA IX
LOS CLIMAS DE TIPO A Y B
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción.
1.
Los climas de i a zona intertropical.
Características generales.
-
Temperaturas liomogéneas a lo largo del año.
Am plitud térmica anual inferior a 10°C.
Temperaturas medias mensuales superiores a 18 “C.
Ausencia de heladas.
Abundantes precipitaciones anuales.
Elevada humedad relativa.
Causas.
- Circulación General Atmosférica (bajas presiones ecuatoriales,
convergencia de alisios, altas presiones subtropicales, proce­
dencia de tierra o de mar de los vientos, ciclones).
- Perpendicularidad de los rayos solares.
1.1.
El clima de selva tropical (Af):
a)
Características.
-
b)
Temperaturas medias superiores a 18 °C.
Am plitud media anual por debajo de los 5 °C.
Precipitaciones regulares, no existe estación seca.
Precipitación total superior a 1500 mm., por lo general.
Elevada humedad relativa.
Nubosidad elevada.
Causas.
309
c)
1.3.
Desplazamiento estacional de la C.I.T.
Convección térmica.
Orografía.
Verticalidad de los rayos solares.
Similar duración día/noche durante todo el año.
Elevada humedad del aire y elevada nubosidad.
a)
Rasgos biogeográficos.
b)
Características.
- Temperaturas medias superiores a 18 °C.
- Am plitud media anual hasta 10 °C.
- Precipitaciones estacionales, alternan estación húmeda
con estación seca.
- Precipitación total menos elevada que en el clima de
selva tropical.
b)
c)
d)
Variedades.
2.
Los climas esteparios y desérticos.
Rasgos biogeográficos:
- Vegetación: sabana tropical, adaptada a la sequedad
de la estación seca.
- Suelos: Lateritas. Similares a la zona ecuatorial.
- Ríos: de régimen irregular.
310
Rasgos biogeográficos.
- En general, similares a los de los climas tropicales
con estación seca en cuanto a suelos y régimen fluvial.
- Vegetación similar a la selva ecuatorial.
- Diferencias en relación con la latitud.
- Climas que van desde un régimen de precipitaciones
equilibradas (igualdad estación seca y húmeda), hasta
una estación seca que abarca 2/3 del año.
d)
Variedades climáticas.
- En relación con su localización geográfica y la pro­
cedencia de las masas de aire cargadas de humedad.
- Regímenes con fuerte contraste estación seca y es­
tación lluviosa.
Causas.
- Masas de aire marítimas en la estación lluviosa.
- Alisios cálidos y secos continentales.
c)
Causas.
- Ascendencias ciclónicas dinámicas en relación con el
Jet Stream.
- Efectos de la CIT.
- Fuertes gradientes térmicos con la altura.
- Orografía.
- Ciclones tropicales.
- Corrientes marinas cálidas.
- Bajas presiones térmicas continentales.
- La estación seca está relacionada con las masas de
aire secas continentales.
El clima de sabana tropical (Aw):
a)
Características.
- Clima desplazado en latitud, más al N. que el resto
de los A.
- Fuerte amplitud térmica.
- Temperaturas invernales más bajas que en otros tipos
A.
- Régimen pluviom ètrico muy contrastado.
- Elevado volumen de precipitaciones.
- Diversos matices climáticos en relación con las pre­
cipitaciones.
- Vegetación: bosque denso, selva tropical.
Gran número de especies.
Estratificación en altura.
- Suelos: escaso humus por la rápida descomposición.
Fuerte descomposición química.
Fuerte lavado.
De tipo ferralítico y laterítico.
- Ríos: caudalosos y regulares.
1.2.
El clima monzónico (Am):
a)
Características generales.
- Fuertes oscilaciones térmicas diurnas.
- Precipitaciones escasas e irregulares.
- Humedad relativa inferior al 50 por 100.
311
- Fuerte evaporación.
- Diferencias según las zonas donde se localicen.
b)
Causas.
- Zona tropical:
Altas presiones subtropicales estables.
Alisios continentales.
Sombra pluviomètrica.
Corrientes marinas frías.
- Zona templada:
Continentalidad.
Sombra pluviomètrica.
c)
INTRODUCCIÓN
Rasgos biogeográficos.
- Vegetación: plantas adaptadas a la sequedad y muy pobre,
matorral bajo.
- Suelos: desérticos arenosos y litosoles.
- Ríos: Régimen intermitente.
Arreismo y endorreismo.
- En las estepas suelos pardos y vegetación herbácea.
Los distintos climas que se registran sobre la superficie terrestre
van a ser desarrollados en dos temas, el IX y el X. El desarrollo
de éstos constituye la aplicación a un espacio concreto de todos
los conocimientos que han sido adquiridos, hasta este momento,
sobre la circulación y características atmosféricas.
Partiendo de la clasificación climática de Kóppen, analizaremos
las características de cada tipo climático, sus variedades, las causas
que dan lugar a ellas y las consecuencias biogeográficas que llevan
consigo.
En este tema se analizan los climas de tipo A y B, correspondientes
a la zona intertropical, aunque el tipo B tiene un carácter menos
zonal como veremos, dándose también en otras latitudes. En el
siguiente tema se analizarán los climas de las latitudes templadas
(tipos C y D), de las altas latitudes (tipo E), y de montaña; estos
últimos se pueden encontrar también en todas las latitudes.
Para una mejor comprensión es importante que observe un mapa­
mundi climático y otro de corrientes oceánicas, que, al mismo tiempo,
le facilitarán su estudio. (En este texto puede encontrar anibos, en
las figuras VI.6 y VIII.2).
1.
LOS CLIMAS DE LA ZONA INTERTROPICAL
Esta zona climática, que se extiende entre los trópicos de Cáncer
y Capricornio, comprende aproximadamente el 20 por 100 de las
tierras emergidas. En ella se han diferenciado cuatro dom inios cli­
máticos principales, entre los que se incluyen las regiones más secas
313
y más húmedas del planeta; así, tenemos el dom inio de la selva
tropical densa o pluvisilva (Af), denominado también como clima
ecuatorial en otras clasificaciones; el dom inio de la sabana tropical
(Aw) o clima tropical con estación seca; el dom inio de las estepas
(BS) y desiertos (BW) (que como ya hemos dicho no es exclusivo
de esta zona) y el dom inio de los monzones en las fachadas orientales
de los continentes (Am). Cada uno de estos climas de tipo A serán
analizados individualmente, pero, previamente, conviene indicar cuáles
son sus características generales:
— Gran homogeneidad de las temperaturas a lo largo del año,
es máxima en el Ecuador y desciende con la latitud hacia el
Norte y hacia el Sur, y al alejarnos de las costas.
— Am plitud térmica anual inferior a 10°C.
— Temperaturas medias mensuales elevadas, superiores a 18 °C.
— Ausencia de heladas, con temperatura media por encima de
18°C.
— Abundantes precipitaciones. En función de ellas se establecen
la diferencias estacionales.
— Elevada humedad relativa.
La regularidad térmica que se registra a lo largo del año hace
que no exista una alternancia estacional térmica, de modo que las
diferencias estacionales no se manifiestan en relación con las tem ­
peraturas sino con las precipitaciones. Así, no se considera para
esta zona la división estacional de verano e invierno, puesto que
éste último no existe, sino que se habla de estación seca o de
estación lluviosa.
Para comprender mejor las causas que dan lugar a estas carac­
terísticas debemos recordar lo estudiado en temas anteriores con
respecto a la circulación general atmosférica, centrándonos en el
espacio concreto intertropical (bajas presiones ecuatoriales, circulación
y convergencia de alisios, altas presiones subtropicales, dirección
tierra-mar y mar-tierra de los vientos, anomalías como, por ejemplo,
ios ciclones, etc.). También hay que considerar la perpendicularidad
de los rayos solares sobre esta zona a lo largo de todo el año, y
la elevada humedad del aire, que modera la irradiación terrestre.
La diferenciación de tipos de clima, dentro de esta zona, se
efectúa en relación con las precipitaciones, que son las que dan
lugar a los principales contrastes climáticos.
1.1.
Clima de selva tropical (Af)
Este clima se conoce también, según otras clasificaciones, como
Ecuatorial. Se extiende de forma discontinua sobre los continentes,
entre los 10° de latitud Norte y los 6 ° de latitud Sur.
M A N A U S (B ra sil) 3° S
T.- °C
P mm
60 m . a ltitu d
E
F
M
A
My
J
Jl
Ag
S
0
N
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25,9
25,8
25,8
25,9
26,4
26,6
26,9
27,5
27,9
27,7
27,4
26,7
26,7
278
278
300
287
193
99
61
41
62
112
165
220
2096
47 m . a ltitu d
S A L V A D O R , B ahía (B ra sil) 13° S
E
F
M
A
AÑO
My
J
Jl
Ag
S
0
N
D
AÑO
25
26
26
25
101
114
142
1898
T." °C
26,5
26,5
26,5
26,5
25
24
23,5
23,5
24
P mm
66
134
155
284
274
239
183
122
84
T*»C
4030-20 10 -
-
I
I
I
I
I
I
I
I ^
^
E F M A M y J J I A S O N D
F ig u ra IX. 1. Climodiagramas que muestran dos tipos de climas ecuatoriales {Af).
Obsérvese que la escala vertical no sigue la regla del doble valor de Pm m que r
p o r necesidades de representación; en este caso el valor de las Pmm. es cuatro
veces el de las temperaturas.
314
315
a)
Características de este clima (figura IX. 1)
— Temperaturas elevadas, con medias superiores a 18 °C.
— Am plitud media anual por debajo de los 5 °C.
— Precipitaciones regulares a lo largo de todo el año. No existe
una estación seca.
— Volumen total de precipitaciones elevado. Su total anual suele
alcanzar entre 1.500 y 2.000 mm.
— Elevada humedad relativa, frecuentemente en torno al 80 por
100 y hasta el 100 por 100 en ocasiones.
Hay que tener en cuenta que se considera que es pequeña la
variabilidad de precipitaciones cuando los totales anuales no superan
nunca el doble de la media, ni son inferiores a un tercio de la misma.
En su régimen de precipitaciones se aprecian, por lo general, dos
máximos equinociales, puesto que la distribución anual de las pre­
cipitaciones depende del balanceo estacional de la zona de bajas
presiones, provocadas por el desplazamiento del Sol. Como en el
Ecuador el Sol alcanza su cénit en dos ocasiones, éstas serán las
épocas de lluvias. Tradicionalmente, se consideró esta teoría, basada
en la hipótesis de la coincidencia del desplazamiento de la C.I.T.
con la posición del Sol, pero en la actualidad, además de pensarse
que no se produce esta simultaneidad, se consideran causas más
complejas.
Hay que apuntar también que en algunos climas ecuatoriales sólo
se da un máximo y un mínimo de precipitaciones, debido a cambios
complejos que no creemos necesario entrar en su explicación.
b)
Causas que dan lugar a estas características
Las características térmicas de este clima se deben a la duración
prácticamente igual del día y de la noche durante todo el año, a la
casi continua verticalidad de los rayos solares, a la elevada humedad
del aire y a la gran nubosidad de desarrollo vertical que se registra
en estas zonas.
El origen de las abundantes precipitaciones se debe al despla­
zamiento de la C.I.T. (convergencia interpropical), la cual oscilaría
entre el Hemisferio Norte y Hemisferio Sur, en relación con la fuerza
que tengan los alisios de cada Hemisferio, dando lugar a una amplia
franja de ascendencias dinámicas. A ello puede añadírsele el caso
en que los dos alisios, Norte y Sur, no tengan la misma temperatura,
lo cual da lugar al frente intertropical (FIT). Igualmente, hay que
considerar la existencia de un aire cálido y húmedo muy inestable,
316
\
inestabilidad que se ve acentuada por el calentamiento diurno, por
lo que son frecuentes las lluvias a media tarde. Asimismo, la plu­
viometría se ve acentuada por la orografía, por las brisas mar-tierra,
y por la continentalidad.
En general, estas condiciones atmosféricas, de bajas presiones y
convergencia de los alisios, dan lugar a una gran nubosidad de
desarrollo vertical, que se va configurando a lo largo del día y que
por la tarde, casi a la misma hora, descarga en fuertes aguaceros.
De esta actividad atmosférica podríamos deducir la existencia de
una atmósfera agitada, pero nada más lejos de la realidad, ya que
en su conjunto se presenta poco agitada y con vientos débiles; los
propios alisios son vientos moderados, con una velocidad media en
torno a los 20 Km/h, e incluso la zona de bajas presiones ecuatoriales
es también una zona de calmas. Así, si bien el mecanismo de la
convergencia de los alisios provoca un ascenso de la masa de aire,
en contraposición, la circulación horizontal es escasa. A esto se une
el escaso valor de los gradientes de presión de la zona.
En general, podemos decir que ésta es una zona cuyas carac­
terísticas climáticas quedan independizadas de otras por la barrera
que suponen las áreas de subsidencia subtropical (altas presiones),
que dificultan la invasión de las masas polares. Estas masas polares
no llegan a afectar a la zona ecuatorial en ningún caso, si bien en
alguna ocasión sí consiguen introducirse en las zonas intertropicales,
afectando a latitudes más altas que las puramente ecuatoriales.
Todas estas características dan lugar a un bajo índice de confort
climático para el hombre, puesto que en esta atmósfera, denominada
de estufa húmeda, la transpiración es difícil y lenta. Si observamos
la figura IX.2, veremos cómo la estación de Colombo, de clima
ecuatorial, no se sitúa en ningún mes dentro de la zona delimitada
por Taylor como de confort humano, sino que adolece de un exceso
de humedad y calor, según los meses que se consideren. Es de
destacar que, en estas zonas ecuatoriales, la confortabilidad se acre­
cienta con la altura, al decrecer la temperatura; así, en las tierras
altas, a 1.500 o 1.800 m., con temperaturas entre los 17°C y los
19 °C, el ambiente es más agradable. Este hecho puede comprobarse
igualmente en la figura IX.2, así, si comparamos la estación de
Tshibinda, situada a 2.117 m., con la antes mencionada de Colombo,
vemos cómo en este caso hay varios meses que incluso son con­
fortables para el hombre, aunque otros se consideren como de
humedad excesiva, pero en ningún caso es demasiado su calor.
c)
Rasgos biogeográficos
Los suelos y vegetación característicos de los climas ecuatoriales
son la selva tropical y los suelos lateríticos, que se expondrán en
317
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U.O
próximos capítulos. En general, nos encontramos ante un paisaje
exuberante, con un bosque siempre verde, compuesto por grandes
árboles de hojas anchas y gran número de especies, que se estra­
tifican en varios pisos y que dificultan el paso de la luz a ras del
suelo. El humus es escaso por la fuerte acción bacteriana, que
destruye la vegetación muerta casi tan rápidamente como ésta se
produce. Por su parte, los suelos sufren una fuerte descomposición
química, debido a las elevadas temperaturas y a las fuertes preci­
pitaciones, al tiempo que éstas efectúan un fuerte lavado (lixiviación)
de los componentes solubles del suelo, quedando concentrados en
nódulos y capas los residuos de los minerales de hierro, aluminio
y manganeso, que dan el característico color rojizo.
Los ríos en este clima son muy caudalosos y de corrientes
constantes. Las fuertes lluvias también aportan 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).
1.2.
Clima de sabana tropical (Aw)
Este clima podemos encontrarlo en otras clasificaciones bajo la
denominación de clima tropical con estación seca y, en alguna
clasificación geográfica francesa, se subdivide con los términos: Su­
danés, Hawaiano, Annamita y Bengali.
Estos climas se encuentran en zonas situadas entre los límites
del clima ecuatorial y los trópicos (aproximadamente entre los 5 “ y
los 25® de latitud), aunque, a veces, estos limites son superados en
las fachadas occidentales de los continentes (entre los 10° y los
30° del Hemisferio Norte y los 5° y los 25° del Hemisferio Sur).
Según la clasificación de Kóppen, su nomenclatura es Aw, es
decir, que las lluvias no son continuas sino que se da una estación
seca.
a)
Características climáticas (figura IX.3)
— Temperaturas elevadas, con medias superiores a los 18 °C.
— Am plitud media anual que puede llegar a alcanzar los 10°C.
— Alternancia estacional de las precipitaciones, con una marcada
estación seca.
— Volumen de precipitaciones inferior a los climas de selva tro ­
pical.
319
LAGOS (Nigeria) 6° N.
E
F
M
A
My
J
Jl
Ag
S
0
N
D
T.“ °C
27,2
27,9
28,5
28,1
27,7
26,3
25,6
25,4
25,8
26,4
27,4
27,5
26,9
P mm
27
53
95
146
266
474
271
71
234
197
66
20
1819
Jl
Ag
S
0
N
D
AÑO
BAM AKO
(M a li) 1 2 W
AÑO
N.
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M
A
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26,1
28,6
31,8
33,1
32,4
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27
25,8
26,5
27,8
26,9
25,4
28,4
P mm
1
0
4
17
69
138
231
335
209
62
10
0
1076
Pmm
T480
Pmm
T -X
--440
420
- 400
400
360
360
■320
320
-■280
280
-2 4 0
240
-200
200
40- -
160 40 ■
--160
30-
120 30 -
-120
20-10
- 80 20 -
--80
-4 0
--40'
10--
I‘ I * I ‘ I ' I ' I' I
E F MA
MyJJIAgSON
D
E F M AMyJJIAgSON
D
Figura IX.3. Climodiagramas de dos variedades dei dim a tropica! con estación seca:
L^QOs y Bamai(0. Obsérvese que ¡a escala vertical no sigue ia regia de! doble valor
ae Hmm que de V por necesidades de representación. En este caso, ia Pmm es
cuatro veces ia temperatura.
320
Estos climas presentan una gradación a partir del Ecuador, que
consiste en una progresiva amplitud de sus temperaturas medias
mensuales y en modificaciones con respecto a la alternancia estación
seca-estación húmeda. Esta alternancia es doble en las proximidades
del Ecuador, es decir, que se producen cuatro estaciones, alterna­
tivamente una lluviosa y otra seca, que pasa a ser solamente de
dos estaciones en las proximidades de los trópicos. Esta estación
seca puede tener una mayor o menor duración según los casos.
b)
Causas que dan lugar a estas características climáticas
Si observamos en estas latitudes las costas orientales y occiden­
tales de los continentes, veremos un claro ejemplo de los contrastes
pluviom étricos derivados de la posición geográfica con respecto a
la circulación general y a las masas de aire. Así, mientras las costas
orientales se ven favorecidas por las masas de aire oceánicos, las
costas occidentales presentan climas más áridos puesto que se ven
afectadas por los alisios cálidos y secos continentales.
La estación lluviosa se debe a la acción de las masas de aire
marítimas tropicales y ecuatoriales (como recordaremos cargadas de
humedad entre los equinoccios de primavera y otoño), y a la acción
de las altas presiones subtropicales en los meses invernales.
c)
Variedades climáticas
En estos climas, se establecen diferenciaciones en relación con
la mayor o menor duración de la estación seca; el régimen de
precipitaciones puede oscilar desde un régimen tropical equilibrado,
es decir, que la duración de ambas estaciones sea de seis meses,
hasta casos extremos con una corta estación de lluvias. Así, pueden
distinguirse distintas variedades entre las fachadas occidentales de
los continentes y su interior.
Si observamos los gráficos de la figura IX.3 podremos ver algún
ejemplo de estas diferenciaciones. El primero de ellos, correspon­
diente a Lagos (Nigeria), representaría el clima localizado más próximo
al límite del clima ecuatorial, con unas temperaturas que presentan
una pequeña oscilación térmica (inferior a 5®C como el ecuatorial),
pero en el que se aprecian anualmente dos estaciones secas y otras
dos lluviosas.
El segundo ejemplo, Bamako (Malí), representa tal vez los rasgos
más típicos de los climas de sabana tropical. Este clima, al situarse
al norte del anterior, presenta una mayor oscilación térmica anual y
una sola estación seca pero muy acentuada, cuya duración es de
seis meses.
321
La gradación progresiva que se produce, ha hecho que se les
considere como climas de transición, desde los márgenes secos de
los climas Af y Am hacia los climas BS. Un rasgo importante a
destacar es que la denominación de sabana hace referencia a unas
condiciones de terreno llano y de vegetación herbácea que es un
distintivo de los climas Aw.
dj
Rasgos biogeográficos
La alternancia de una estación húmeda y otra seca favorece el
desarrollo de la sabana tropical, de modo que nos encontramos ante
un paisaje de espacios abiertos con vegetación preferentemente her­
bácea sobre la que se salpican árboles y arbustos adaptados a la
estación seca. Esta vegetación es menos densa cuanto menor sea
la precipitación.
Los suelos son similares a los mencionados para el clima ecuatorial
resaltando la presencia de costras lateríticas.
Los rios muestran una marcada alternancia estacional; así, mientras
que son frecuentes las inundaciones de las tierras bajas en la época
de lluvias, por el contrario, en los casos extremos, pueden llegar a
desaparecer las aguas en la estación seca.
La confortabilidad de estos climas para el hombre es también
escasa, con exceso de calor en todos los meses y exceso de
humedad o de sequía en algunos.
1.3.
Características deí clima monzónico
El clima monzónico es también, según la clasificación de Kóppen,
un clima tropical con estación seca, que registra unas elevadas
temperaturas, con una apreciable amplitud térmica y con precipita­
ciones centradas en una sola estación. En él se desarrolla un ritmo
estacional con tres estaciones, similar al mencionado para la costa
occidental. Ahora bien, este clima presenta algunos rasgos que le
diferencian del tropical con estación seca.
Como principal rasgo diferenciador, podríamos considerar las ele­
vadas precipitaciones anuales que se registran, concentradas, por lo
general, en los meses de verano, resultando mucho más secos los
meses invernales. De ello resulta un fuerte contraste entre las dos
estaciones. La precipitación registrada en el mes más seco también
es un valor diferenciador entre los climas de sabana tropical y
monzónico, ya que en el monzónico el mes más seco puede no
registrar ninguna precipitación. Como podemos ver en la figura IX.4,
Kóppen establece una diferenciación entre los climas A, haciendo
referencia a la relación existente entre las precipitaciones totales
anuales y las precipitaciones registradas en el mes más seco.
El clima monzónico (Am)
Sobre las fachadas orientales de los continentes, desplazados a
mayor latitud que los climas anteriores, se registran unas fuertes
precipitaciones que contrastan con los climas de las fachadas oc­
cidentales situados en la misma latitud (BW), se trata de los climas
Am o monzónicos. Este desplazamiento hacia una latitud superior
que el resto de los climas A es un hecho a destacar, al igual que
el contraste que se establece latitudinalmente entre las fachadas
orientales de los continentes donde se localiza el clima monzónico
y las fachadas occidentales en las que reina el desierto.
Aunque el clima monzónico suele estudiarse preferentemente so­
bre las regiones asiáticas, por su mayor amplitud, debemos resaltar
que no es exclusivo de éstas, sino que podemos encontrarlo también
en otros continentes (figura VIII.2).
322
a)
F ig u ra IX .4.
Este gráfico m uestra cómo se diferencian ios climas A w de los A m en
e l sistema de Kóppen.
323
COCHIN, India 09°58' N, 76»14' E, 3 m.
Otro hecho a destacar es que las precipitaciones se producen de
forma repentina, lo cual ha llevado a hablar de la explosión del
monzón.
b)
E
F
M
A
My
J
Jl
Ag
S
0
N
D
T.- X
27
28
29
29,5
29
26,5
26
26,5
26,5
26,5
27,5
27,5
27,5
P mm
23
20
50
124
297
722
592
353
195
340
170
40
2926
AÑO
Causas que dan lugar a estas características climáticas
Al tratar de la distribución de las precipitaciones en el mundo
(tema VII) vimos el mecanismo general de los monzones, de modo
que aquí solamente recordaremos algunos aspectos del complejo
mecanismo que da lugar a este clima. Si observamos la zona asiática,
veremos que en la época de lluvias, el verano, las masas de aire
tropicales se han desplazado hacia el Norte en función del balanceo
estacional, en mayor grado del normal, debido a la localización muy
alta en latitud que ha tomado el Jet Stream, forzado por la posición
del Himalaya. En esta situación de circulación general, las abundan­
tísimas precipitaciones que se registran deberán proceder de unas
fuertes ascendencias de aire, cuyo motor, como podremos deducir,
se encontrará en:
— 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.
— Acción de ios ciclones tropicales.
— De forma indirecta, debemos considerar las bajas presiones
continentales de origen térmico y la circulación de vientos a
que dan lugar, a los que hay que añadir 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.
Por su parte, 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. Así nos encontramos con:
Altas presiones continentales de origen térmico sobre el continente
asiático, que aportan vientos fríos y secos, los cuales, como además
en su trayectoria descienden de latitud, se van recalentando pro­
gresivamente. Un hecho a considerar como introductor de variaciones
del típico régimen monzónico en esta estación, es el 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.
324
Q U A N G -T R I, V ie tn a m
AÑO
16°44' N, 107°1 V E, 7 m .
E
F
M
A
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J
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0
N
D
T.“ °C
20
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28,5
29,5
29,5
29,5
27,5
25
23
21
25
P mm
170
55
68
55
99
76
89
96
936
561
566
305
2536
AÑO
Y A K A R T A , In d o n e s ia 6°1
JO OQ
P mm
1' s,
106°50'
E, 8
m.
E
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26
26
26,5
27
27
27
26,5
26,5
27
27
26,5
26,5
26,5
299
299
210
147
114
96
63
43
66
111
142
203
1793
COCHIN
E F M A M y J J IA g S O N D
E F M A M y J J I Ag S O N D
E FM AM yJJIAgSO ND
F ig u ra IX .5. El clima monzónico cuenta con distintas variedades climáticas, algunas
de las cuales se representan en estos climodiagramas. Obsérvese que la escala vertical
no sigue la regla del doble valor de Pm m que de T' p o r necesidades de representa­
ción.
325
c)
Variedades climáticas
Las diferencias que se establecen en el régimen de precipitaciones
del clima monzónico se deben a las condiciones geográficas de la
región considerada, es decir, a su configuración orogràfica y su
posición con respecto a esa orografía, a su localización costera,
interior o insular, etc., en relación con unas u otras masas de aire,
que vayan más o menos cargadas de humedad (figura IX.5.)
La diversidad que introduce este hecho es notable. Así podemos
encontrar:
— Régimen con un fuerte contraste entre la estación seca y la
estación lluviosa, en regiones afectadas por las masas de aire
seco continental que se sitúa en invierno sobre Asia.
— Régimen con precipitaciones causadas por mecanismos fro n ­
tales, o por efectos orográficos, durante el invierno del He­
misferio Norte.
— Régimen de lluvias semejante al Ecuador, como sucede en el
archipiélago indonesio.
d)
Rasgos biogeográficos
Este clima presenta, en cuanto a suelos y régimen fluvial, unas
características muy parecidas a los climas de estación seca que
hemos visto en el apartado anterior. En cambio, su vegetación es
diferente, similar a la de selva ecuatorial.
2.
desértico, se le considera como un clima ubicado en sus márgenes
(figura IX.6).
Hay que destacar que las regiones áridas abarcan una gran ex­
tensión, calculada en un tercio de la superficie terrestre, que afecta
tanto a zonas intertropicales como a templadas y polares.
a}
Características climáticas
— Lluvias escasas e irregulares.
— Aire extremadamente seco, cuya humedad relativa queda por
debajo del 50 por 100, alcanzando incluso un 20 por 100.
— Fuerte oscilación térmica diaria.
— Diferencias entre los distintos tipos de desiertos, cuyas carac­
terísticas podemos observar en el cuadro IX.1.
CUADRO IX.1.
CARACTERÍSTICAS DE LOS DISTINTOS CLIMAS DESÉRTICOS
SUBTROPICALES DE A.P
SUBTROPICALES
COSTEROS
ZONAl TEMPLADA
— T.^ medias elevadas.
— T.“ extremas acusadas.
— Insolación del 90 por
100.
— Humedad relativa infe­
rior al 50 por 100.
— Fuerte evaporación.
— Escasas precipitaciones
e irregulares. Muy bre­
ves y débiles.
— Vegetación escasa.
— T.“ regulares y suaves.
— Amplitud diaria modes­
ta.
— Variaciones estaciona­
les de T." según la la­
titud.
— Aire saturado de hu­
medad y nieblas fre­
cuentes.
— Vegetación
bastante
densa.
Amplitudes medias más
elevadas que en los
otros.
Fuertes amplitudes dia­
rias hasta 90 °C.
— Inviernos fríos y prolon­
gados.
Veranos tórridos.
Fuerte insolación.
LOS CLIMAS ESTEPARIOS Y DESÉRTICOS (B)
CABO JUBY (BWh) 2 7 W N/12°55' W
El desierto caracteriza a toda región donde la acusada aridez
reduce a la mínima expresión la vida vegetal y animal. Aridez es
un concepto que tiene en cuenta las relaciones entre temperaturas
y precipitaciones, en función de las cuales se hace referencia a un
elevado grado de sequía. El límite que marca cuándo una región
puede considerarse como árida varía ligeramente según el índice de
aridez empleado.
La escasez de agua es el rasgo principal que define a estos
climas. Según sea mayor o menor dicha escasez, la clasificación
climática matizará la existencia de un clima BW de desierto o un
clima BS de estepa, que, al tener una mayor humedad que el
326
T.“ X
P mm
Ag
S
0
N
D
20,5
21
21
20,5
‘19,5
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7
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15
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Jl
Ag
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0
N
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AÑO
17
14
21,5
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E
F
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A
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J
Jl
16,5
16,5
17
18.Ei
19
20
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7
5
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<1
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AÑO
MONTERREY (BSh) 25°40' N/100°18' W
E
F
M
A
My
J
T.“ °C
14,5
16,5
19
23
25
27
27
28
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22
P mm
15
17
20
33
33
76
58
61
132
76
327
ODESA (BSk) 46°29' N /3 0 ‘>44' E
E
F
M
A
My
J
Jl
Ag
S
0
N
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AÑO
°C
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2
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22
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11
4
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P mm
25
17
17
28
28
48
40
35
28
35
28
28
357
N
D
AÑO
S U FU (BW k) 39 °2 4 ' N / 76 °07' E
E
F
M
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My
J
Jl
Ag
S
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T.“ °C
-5
- 0 ,5
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20,5
24,5
26,5
25,5
21
14
5
-2 ,5
13
P mm
15
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12
5
7
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10
7
2
2
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7
79
Pmm
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-4 0
20-
-2 0
10-
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T.“ °C
T.‘ "C
Pmm
bj
E F M AM yJ Jl Ag S O N D
T." »C
Pmm
E F M A M yJ Jl Ag S O N D
Figura IX.6. Obsérvense las diferencias existentes entre los climas de estepa (BS,
estaciones de Monterrey y Odessa), y de desierto (BW, estación de Cabo Juby y
Sufu). Igualmente debe observarse las diferencias que se dan entre las dos estaciones
de cada grupo, que está en relación con la latitud.
328
Al tratar de la clasificación climática, ya hablamos de la importancia
que tiene en estos climas la evapotranspiración potencial y no sólo
el volumen de precipitaciones, ya que un mismo volumen de pre­
cipitaciones escasas, en el caso de un clima frío pueden ser sufi­
cientes puesto que la evaporación es muy reducida, mientras que,
por el contrario, en el caso de un clima cálido pueden acarrear
importantes problemas de agua. Por ello, no resulta correcto intentar
delimitar los climas secos en relación con la isoyeta de 250 mm,
que es la que se ha tom ado en algunas clasificaciones realizadas
exclusivamente en base a la precipitación, a pesar de que este
volumen de lluvia concuerde en gran parte con los límites externos
del desierto subtropical y de las estepas de las latitudes medias.
Así pues, estos climas dependen del equilibrio térmico entre
temperatura y precipitación. Hay que considerar también que la acción
de los vientos desecantes juega un importante papel en la evapo­
ración. En algunos sitios, se ha calculado que la evapotranspiración
potencial alcanza los 3.000 mm./año, lo que equivale a la evaporación
de un espesor de 3 metros de agua de cualquier zona embalsada.
Esta capacidad de evapotranspiración tiene un efecto importante
sobre las aguas subterráneas, las cuales se elevan debido a la acción
de esa evaporación, situándose próximas a la superficie.
Causas que dan lugar a estas características climáticas
Como ya sabemos, 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.
Las causas que dan lugar a la existencia de regiones áridas pueden
encontrarse en distintas latitudes, aunque con distintas características,
como vimos en el tema VII.
—
En la zona tropical, la aridez va asociada a la subsidencia
provocada por las altas presiones subtropicales estables, al efecto
de los alisios continentales, a la localización de una región en zona
de sombra pluviomètrica y a la influencia de las corrientes marinas
frías. En las altas presiones subtropicales, el aire se comprime y
calienta al descender, desecándose y estimulando la evaporación.
Hay que destacar que, en estas zonas, las altas presiones sólo están
estables durante todo el año en las fachadas occidentales de los
continentes, mientras que en las fachadas orientales se desplazan
en verano, dando lugar a los climas Am que acabamos de ver. En
329
los desiertos tropicales dominados por las altas presiones se dan
las características más representativas del desierto (cuadro IX. 1).
Los vientos alisios continentales, que soplan constantemente so­
bre estas zonas, son vientos desecados a su paso por el continente,
por lo que no pueden aportar precipitaciones.
Por su parte, las barreras montañosas producen el efecto de
sombra pluviomètrica, puesto que los vientos húmedos, al elevarse
en la vertiente de barlovento, descargan su humedad a través de la
precipitación, mientras que a sotavento, a esta sombra pluviomètrica
se une el efecto foenh que recalienta y reseca más el aire; los
desiertos de este tipo suelen conocerse con el nombre de desiertos
húmedo y con abundantes nieblas, aunque su suelo sigue siendo
seco. Esta mayor humedad lleva consigo que las temperaturas ex­
tremas sean más moderadas, con lo que se reduce su oscilación
térmica. Así, sus temperaturas medias anuales se sitúan próximas a
los 18 °C, unos 5°C menos que en el caso anterior (véase en la
figura IX.6 la evolución de las temperaturas en los distintos desiertos).
Este clima, según la clasificación de Kóppen, se define con BWn
(n= nebel= niebla frecuente), también se le identifica con BWk
(k = temperatura media anual inferior a 18 °C).
Hay que hacer notar que estos desiertos costeros se prolongan
hacia el interior dibujando una diagonal.
de barrera.
Finalmente, las corrientes marinas frías (en las fachadas occi­
dentales), sobre las que consiguientemente se ha instalado una masa
de aire frío marítimo, al llegar a unas tierras que por su latitud tienen
unas temperaturas más elevadas, disminuyen su humedad relativa
(el aire cálido puede contener mayor cantidad de vapor de agua
que el aire frío), con lo que se reducen sus posibilidades de pre­
cipitación aunque, en contraposición, sí se crean abundantes brumas.
Otra explicación de los desiertos costeros se fundamenta en su lo­
calización en el borde oriental de las altas presiones marítimas sub­
tropicales; así, se cree que en la circulación de estas altas presiones,
el aire de los bordes orientales del bucle anticiclónico va descendiendo
según se desplaza hacia afuera, con lo que se produce un calentamiento
adiabático y, por tanto, una reducción de la humedad relativa.
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. Por su parte, la variación
diaria de la temperatura es muy notable, más interesante de estudiar
que la variación media anual (ésta varía entre 17 °C y 22 °C). La
ausencia de humedad es fundamental (recordemos el efecto termorregulador del agua y de reflexión de las nubes) pues ello favorece
un mayor calentamiento del suelo y del aire durante el día (se
alcanzan las temperaturas más altas del globo en la estación estival).
Durante la noche, al no retener el vapor de agua la irradiación, se
produce una rápida pérdida del calor del suelo y de las capas bajas
de la atmósfera; debido a ello se alcanzan unas fuertes oscilaciones
térmicas, de las más altas de la Tierra junto con los climas de
montaña. Su clasificación según Kóppen es BWh.
En cambio, los desiertos tropicales costeros, localizados en la
fachada occidental de los continentes, entre los 15° y los 30° de
latitud, presentan unas características distintas (cuadro IX.1). Estos
desiertos costeros muestran una mayor humedad que los anteriores;
así, ya no encontramos un aire seco y cielos limpios, sino aire
330
— En las zonas templadas, los desiertos se originan por una
degradación continental o por su localización en zonas de sombra
pluviomètrica. Su localización está en el interior de los continentes,
comprendida entre los 35 ° y los 50 ° de latitud Norte, no existiendo
en el Hemisferio Sur. La disposición orogràfica tiene una gran im ­
portancia puesto que el efecto foehn, como ya sabemos, puede llegar
a crear climas desérticos a sotavento de los grandes sistemas mon­
tañosos. Así, debemos observar cómo la disposición Norte-Sur de
los principales sistemas montañosos en América, provoca una dis­
posición también Norte-Sur de los desiertos; mientras que en Asia,
la disposición Este-Oeste de los sistemas montañosos, da lugar a
una disposición también Este-Oeste de las regiones desérticas. Igual­
mente, es importante observar el mecanismo de la circulación general
atmosférica para comprender su origen; así, en invierno, el fuerte
desarrollo de la alta presión canadiense y siberiana impide el paso
a las depresiones oceánicas y aportan un aire continental frío y seco,
mientras que en verano, con el balanceo estacional hacia el Norte,
estos lugares se ven afectados por masas de aire tropical continental
muy cálido; ello produce una fuerte evaporación, de modo que
aunque caiga alguna precipitación ésta es poco aprovechada.
De este modo, estas regiones nunca se ven favorecidas por la
llegada de aire húmedo, es más, las perturbaciones de la circulación
del Oeste llegan ya muy debilitadas, provocando preferentemente
ráfagas de viento y tempestades de arena más que precipitaciones.
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).
Según la clasificación de Kóppen, estos desiertos continentales
se identifican con BWk.
— En las zonas polares, los desiertos son de otra naturaleza, en
relación con los suelos permanentemente helados en superficie, si331
tuados más allá de la tundra, y de masas de aire seco. Sobre su
superficie helada, las masas de aire se estabilizan manteniendo su
baja temperatura, favorecida por la irradiación, y, allí donde se dan
desniveles topográficos, estas masas de aire se deslizan por gravedad
hacia los valles, originando fuertes vientos. El norte seco de Groen­
landia es un ejemplo de desierto frío.
c)
i
“=2
U)CC
PE
Rasgos biogeográficos
4h
Los rasgos biogeográficos de los desiertos, como ya hemos men­
cionado al principio, presentan una gran pobreza de vegetación; así,
encontramos una vegetación de m atorral bajo y desértico adaptada
a la sequía, tan sólo existen algunas manchas con ausencia de
vegetación y parece que ello está relacionado más con el tipo de
suelo que con la ausencia de precipitaciones. En los desiertos cos­
teros, donde la humedad es mayor, se dan algunas plantas carac­
terísticas que pueden vivir de la humedad que aportan las nieblas.
Los suelos, en todos ellos, son secos, desérticos arenosos y
bácea trópica!.
á
(0
^ (0
—
—
litosoles.
Los cursos de los ríos tienen un régimen discontinuo y en los
desiertos más puros puede dar lugar a un arreísmo (ausencia de
desagüe) mientras que en las zonas menos marcadas por la aridez
suele darse un endorreismo (ausencia de desagüe hacia el mar).
En las zonas periféricas de estepa, la mayor humedad lleva consigo
la existencia de suelos pardos de estepa y de una vegetación her­
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332
333
TEMA X
LOS CLIMAS DE TIPO C, D Y E
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Climas de las latitudes templadas
— Factores: Circulación general atmosférica.
Latitud.
Distribución de tierras y mares.
Configuración de los continentes.
Corrientes marinas.
1.1.
Climas mesotérmicos.
Características generales.
— Estaciones definidas por las temperaturas.
— Gran variabilidad del tiem po atmosférico.
— Modificaciones climáticas en latitud y según su posición
costera o interior.
— El mes más frío superior a -3°C .
1.1.a.
Clima lluvioso templado, húmedo en todas las es­
taciones, de la fachada oriental de los continentes
(Cfa). Características:
- Verano largo, cálido y húmedo.
- Invierno corto, suave y lluvioso.
a)
Causas.
- Circulación altas presiones subtropicales.
- Bajas presiones térmicas.
b)
Variedades climáticas
- Diferencias entre el Hemisferio Norte y el He­
misferio Sur.
- Diferencias del clima Cfa entre Asia y América.
335
c)
- Abundantes precipitaciones todo el año.
- Elevada humedad.
- Fuertes vientos.
Rasgos biogeográficos
- Vegetación: variada, especies tropicales y tem ­
pladas.
- Ríos: aguas bajas en invierno y altas en verano.
- Suelos: lateríticos, arcillas rojas, óxidos de
hierro.
1.1.b.
a)
Verano cálido y seco. T.® superior a 22 °C.
Invierno suave y lluvioso.
Nubosidad escasa.
Vientos característicos.
Diversidad de matices en latitud y por continentalización.
Balanceo estacional de la A.P. subtropicales.
Invasión de masas de aire frío en invierno.
Características térmicas del mar Mediterráneo.
Corrientes frías fuera de la cuenca mediterrá­
nea.
- Ondulaciones del Jet Stream.
- Circulación del Oeste.
b)
Variedades climáticas.
- Csa en la cuenca mediterránea.
- Csb en costas afectadas por corrientes frías.
- Degradación hacia el interior del continente.
c)
b)
1
Rasgos biogeográficos.
- Vegetación: xerófila.
Cuatro formaciones típicas: estepa herbácea,
estepa arbustiva, maquis, garriga.
- Ríos: régimen muy irregular, con fuerte estiaje
en verano.
- Suelos: muy diversos y muy erosionados.
Castaño-rojizos, pardo-rojizos, costras calcá­
reas.
Clima marítimo de latitud media en la costa occi­
dental de los continentes (Cfb, Cfc). Características:
I
Variedades climáticas.
- Diferencias en latitud.
- Degradación hacia el interior.
c)
Rasgos biogeográficos.
- Vegetación heterógena: bosques mixtos, ro­
bles, fresnos, coniferas, aliagas, brezos.
- Ríos: régimen regular.
- Suelos: podzoles, pardos.
Causas.
-
Causas.
- Acción termorreguladora del océano.
- Corrientes marinas cálidas.
- Masas de aire polar marítimo.
Clima lluvioso templado con verano seco (Csa, Csb).
Características:
-
1.1.c.
a)
1.2.
Climas microtérmicos (Dw, Dwb).
Características generales:
—
—
—
—
—
a)
Inviernos largos y fríos. T.® inferior a -3 ° C .
El mes más cálido supera los 10 °C.
Fuerte amplitud térmica.
Volumen reducido de precipitaciones.
Precipitaciones de nieve.
Causas.
- Frente polar.
- A.P. térmicas continentales.
b)
Variedades climáticas.
- En latitud.
- En relación con su mayor o menor continentalidad.
c)
Rasgos biogeográficos.
- Vegetación: gradación en latitud. De S. a N.: estepa/
pradera / mezcla de coniferas y frondosas, taiga.
- Ríos: régimen irregular.
Congelación de las aguas en invierno. Aguas altas en
primavera.
- Suelos: gradación latitudinal. De S. a N.: suelos grises/
chernozam / tierras pardas/ podzoles.
- Débil oscilación térmica.
337
336
2.
Climas de las altas latitudes. Climas de hielo (Ej.
Intoducción
Características generales:
— T.^ del mes más cálido inferior a 10 °C.
— Diferencias ET y EF.
2.1.
Clima de tundra (ET).
-
2.2.
Clima de hielo perpetuo (EF).
-
2.3.
Ningún mes supera los 10 °C.
Elevada amplitud térmica anual.
Precipitaciones escasas, inferiores a 250 mm.
Fuertes vientos huracanados.
Niebla, denominada humo ártico.
Ningún mes supera los 0°C.
Precipitación escasa.
Elevada amplitud térmica anual.
Fuertes vientos de gravedad.
Rasgos biogeográficos.
- Vegetación: desaparición del arbolado. Vegetación pobre
y raquítica. Liqúenes, musgos, plantas achaparradas.
- Ríos: helados, sólo en verano en los climas ET pasan a
estado líquido.
- Suelos: permafrost.
3.
Climas no zonales.
Introducción
3.1.
Climas de montaña. Características:
-
338
Disminución de la temperatura con la altitud.
Fuertes oscilaciones térmicas diarias.
Aumento de la radiación ultravioleta.
Diferencias térmicas según la exposición a solana o
umbría.
Precipitaciones más regulares que en las tierras próximas.
Diferencias de humedad según la exposición a las masas
de aire.
T
— Im portancia de la nieve en altura.
— Vientos locales.
a)
Causas.
- M odificaciones por la altitud.
- C onfiguración y disposición del relieve.
b)
Rasgos biogeográficos.
- Vegetación: gradación en altura.
- Ríos torrenciales de régim en nival.
INTRODUCCIÓN
Siguiendo con la clasificación de Kóppen, en este tema estudia­
remos la diversidad climática de la zona templada, los climas de las
altas latitudes y los climas de montaña. Estos últimos, a diferencia
de los otros dos grupos, no son climas zonales, sino que pueden
encontrarse en todas las latitudes aunque con distintas características.
En cada uno de los climas se analizan sus características, causas,
variedades y rasgos biogeográficos, que nos permitirán conocer,
com prender y explicar los distintos paisajes que se encuentran en
estas zonas.
1.
CLIMAS DE LAS LATITU D ES TEM PLADAS
Se consideran c o m o pertenecientes a las latitudes templadas las
regiones comprendidas entre los trópicos y las isotermas de 1 0 “C
del mes más cálido, siendo una zona que contiene una gran diver­
sidad climática.
Los climas templados, en su conjunto, presentan una diferencia
fundamental con respecto a los climas intertropicales que acabamos
de estudiar: sus grandes contrastes térmicos estacionaies. Estos
contrastes hacen que se definan unas estaciones de verano e invierno
en relación con las temperaturas y no solamente en función de las
precipitaciones, c o m o ocurría en los climas de tipo A. Esta alternancia
térmica estacional también los diferencia de los climas fríos de tipo
E, en los que sus bajas temperaturas, inferiores a 1 0 “C, impiden
<iue pueda considerarse la existencia de un verano.
Entre los propios climas templados verem os c ó m o se establecen
diferencias en relación con la amplitud térmica anual y con el régimen
341
distribución. Este hecho se aprecia esencialmente en el Hemisferio
Norte, más continental que el Hemisferio Sur, en el cual las reducidas
franjas de superficie continental de las latitudes templadas hacen que
predomine el carácter zonal. Así, en el Hemisferio Norte, la división
climática es menos zonal, prácticamente sólo interviene para deter­
minar la duración de cada estación térmica. Por ello es importante
conocer la posición interior, costera o insular, y la orografía puesto
que cada una de ellas introducirá modificaciones.
d)
Finalmente, las corrientes marinas, según sean cálidas o frías,
tendrán distinta repercusión climática c o m o ya vim os en el tema VI.
La influencia de éstas junto con la circulación general atmosférica,
repercutirá en una diferenciación climática entre las fachadas orien­
tales y occidentales de los continentes.
Una vez recordados estos aspectos, tenemos una primera base
de subdivisión climática, en función de la latitud, entre climas de
tipo C (mesotérmicos) y climas de tipo D (microtérmicos), los cuales,
a su vez, los dividiremos en relación con su posición interior o
costera. Con respecto a los climas de localización costera, habrá que
diferenciar sus características en relación con su situación en la
fachada oriental u occidental de los continentes. Así, a continuación
estudiaremos más detenidamente los climas Cf, C w , Cs, Df y D w
(obsérvese su distribución en el mapa de la figura VIII.2).
y estacionalidad de las precipitaciones. Para co m prender esta diver­
sidad climática deberemos tener en cuenta diversos factores, com o
son: la circulación general atmosférica, la situación en latitud, la
distribución de tierras y mares, la configuración de los continentes
y la influencia de las corrientes marinas en las zonas costeras.
a) En la circulación general atmosférica de la zona templada,
c o m o recordaremos del tema V, hay que destacar los siguientes
aspectos:
—
—
—
La circulación del Oeste, que es continua a lo largo del año.
Esta circulación aporta masas de aire marítimo sobre las fa­
chadas occidentales de los continentes y empuja, hacia el Este,
las bajas presiones que jalonan el Frente Polar.
El contacto de las masas de aire tropical y polar que quedan
separadas por el Frente Polar. La oscilación estacional NorteSur del Frente Polar y sus ondulaciones implican importantes
variaciones del tiempo atmosférico en esta zona y la creación
de fuertes inestabilidades, dando lugar a cambios en el sentido
de los meridianos.
La incidencia de la circulación celular en el interior de la zona
templada, motivada por los contrastes geográficos. Así, se
forman centros de altas presiones en invierno en el interior
de los continentes m u y fríos, pudiendo bloquear la circulación
del Oeste inicialmente establecida. Los anticiclones térmicos
más representativos son los de Manitoba, Escandinavia, Fin­
landia, Rusia, Siberia y Europa Central. Igualmente, se forman
bajas presiones térmicas sobre el océano, en relación con las
aguas templadas, c o m o por ejemplo en el Golfo de Génova.
Estas situaciones se invierten en verano c om o ya estudiamos.
De este m o d o, se forma un conjunto de centros de acción,
separados por frentes de diversas direcciones (Oeste-Este, Norte-Sur, etc.) que acentúan la diversidad de la circulación celular
en todas direcciones.
1.1.
I
b) La importancia de la localización latitudinal debe resultarnos
un hecho evidente si recordamos la influencia que tiene la latitud
sobre las temperaturas, en relación con la mayor o m enor perpen­
dicularidad de los rayos solares. Así, en líneas generales, cuanto
más alta en latitud se sitúe una región climática más bajas serán
sus temperaturas.
c) La distribución de tierras y mares es un factor m u y importante,
hasta el punto de que se ha llegado a afirmar que la división climática
en la zona templada se realiza, sobre todo, en función de la citada
342
f
Climas mesotérmicos (C)
Los climas mesotérmicos son los que se encuentran situados a
m enor latitud dentro de la zona templada y, por lo tanto, los que
alcanzan unas temperaturas más elevadas. Alg u n o s de los climas
que Kóppen clasifica en este grupo, c o m o es el caso de los Cfa y
Csa, es frecuente encontrarlos en otras clasificaciones bajo la de­
nominación de climas subtropicales. Este término quiere resaltar la
suavidad térmica de los inviernos en estos climas, en oposición con
los climas de invierno frío, que aparecen denom inados c o m o te m ­
plados propiamente dichos, y entre los cuales se incluirían climas
de tipo C y D de la clasificación de Kóppen.
Entre los climas mesotérmicos se establecen diferenciaciones en
función de la estacionalidad de las precipitaciones (Cs, C w , Cf), hecho
que se relaciona con su posición en el interior, en la costa oriental
o en la costa occidental de los continentes. A su vez, su clasificación
es matizada en relación con el calor estival «a », « b » o « c » dando
las combinaciones Cfa, Cfb, Cfc, Cwa, C w b , C w c, Csa, Csb y Csc.
Las características deí clima C, co m ú n a todas las combinaciones
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que acabamos de citar, son c o m o ya hemos mencionado en otros
temas:
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Hay que tener en cuenta que, al estudiar individualizadamente las
características de cada uno de ellos, va m os a definir sus rasgos más
puros, pero en todos se produce una progresiva degradación hacia
el interior en cuanto a precipitaciones, humedad y oscilación térmica,
al tiempo que el ascenso en latitud se traduce en una disminución
general de las temperaturas. En la figura X.1 pod em os verlos re­
presentados y apreciar las diferencias que presentan en su conjunto,
así c o m o su carácter más o menos agradable para el hombre.
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1.1.a.
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Este clima, según otras clasificaciones, po d em o s encontrarlo ta m ­
bién bajo el nombre de subtropical húmedo (S T R A H L E R ) o de clima
chino (E. M A R T O N N E ) . Su localización se sitúa sobre las fachadas
orientales de los continentes, afectando a la China oriental, gran
parte del Sur del Ja p ón , Sureste de los E E U U , costas del Golfo de
México, Uruguay, Brasil meridional. Pampa argentina húmeda, África
del Sur y Sureste de Australia.
Estos climas, c o m o su propia clasificación indica, tienen las si­
guientes características (figura X.2):
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U _ i5
344
La acusada existencia de dos estaciones definidas por las
temperaturas.
Temperaturas medias que no descienden de - 3 ° C .
La gran variabilidad del tiempo atmosférico.
Modificaciones climáticas en latitud.
Variedades climáticas, según su m ayor o m enor proxim idad al
mar y según la fachada continental en que se localicen.
—
—
Clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones
de la costa oriental de los continentes (Cfa).
Verano largo, cálido y húmedo.
Invierno corto, suave y lluvioso, con sequía atenuada.
C o m o vem os, este clima, considerado c o m o de transición del
tropical al templado, carece de estación seca, siendo su precipitación
abundante a lo largo de todo el año, puesto que, por lo general,
el mes más seco suele recibir más de 30 m m . de precipitación.
Las temperaturas anuales alcanzan una oscilación relativamente
grande, similar a la de los desiertos tropicales, pero con una menor
345
B U E N O S AIRES
Pm m -200
W IL M IN G TO N
Pmm
-2 0 0
T . “ °C
-1 6 0
f-160
rlO O
h80
-6 0
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-20
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AÑO
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16,5
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26,5
26,5
23,5
18,5
13
9
17,5
p mm
84
84
91
68
86
129
180
162
114
84
50
71
1193
a ir e s
34 °35' S
h120
T.- %
23,5
23
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9,5
10
11
13
15
19
22
16,5
-100
P mm
78
71
109
89
76
61
55
61
78
86
84
99
947
-8 0
S H A N G H A I 31 °10' N
-6 0
T.“ X
4,2
4,7
8,6
14,4
20,0
23,5
27,8
27,8
23,3
18,6
12,2
6,9
15,1
P mm
48
58
84
94
94
180
147
142
130
71
51
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1135
-4 0
N
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M
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buenos
-120
20-
F
8,5
-140
-1 4 0
30-
E
T.“ °C
-1 8 0
-1 8 0
T . “ °C
W I L M I N G T O N 34‘'14' N
-20
Figura X.2. Variedades de! clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones,
de ia costa oriental de los continentes (Cfa). Obsérvense las diferencias entre las
estaciones del Hemisferio Norte y el Hemisferio Sur.
F M A M y J J I A g S O N D
JlA g B O N D
SHANGHAI
Pmm
t-18 0
temperatura en verano, debido a
elevada humedad. El verano, con
cipitación y humedad, puede dar
de la selva ecuatorial. En cambio,
por bajas temperaturas, inferiores
viernos del clima Mediterráneo.
la moderación que introduce la
sus elevadas temperaturas, pre­
un ambiente similar al del clima
el invierno puede verse afectado
a los 0°C, recordando a los in­
T . " °C
h160
a)
Causas que dan lugar a estas características climáticas
-1 4 0
-1 2 0
rlO O
-8 0
-6 0
30-
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20^
10
l/
/
/
-
E
-4 0
\
\ -20
F M A M y J JlA g S O N O
Estos climas, carentes de estación seca, d ebem os relacionarlos
con una continua influencia de masas de aire húm edo, prestando
especial atención a los centros de acción dinámicos y más próximos.
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, unido a la acción
de las bajas presiones térmicas que provocan tormentas y a la acción
de algún frente, dan lugar a un verano m u y lluvioso. En invierno,
al descender las altas presiones subtropicales en latitud, se reducen
las precipitaciones, siendo provocadas por los frentes propios de la
circulación de las latitudes medias, que incluso pueden dar lugar a
347
346
alguna precipitación de nieve cuando estas regiones se ven afectadas
por masas de aire polares. Al final de la primavera, las precipitaciones
se ven incrementadas por la m ayor incidencia de las perturbaciones
del Frente Polar. En otoño, las precipitaciones pueden incrementarse
por los ciclones tropicales que, ocasionalmente, pueden afectar a
estas costas.
b)
Variedades climáticas
C o m o ya hem os dicho al comienzo del tema, estos rasgos típicos
van derivando gradualmente hacia otros climas, dando lugar a dis­
tintas variedades. En el clima Cfa, estas variedades se diferencian
sobre todo en relación con las características de sus inviernos.
Una primera diferencia pod em o s establecerla entre los climas Cfa
de los dos hemisferios. Así, la m enor masa continental del Hemisferio
Sur implica la falta de un anticiclón térmico invernal y la m enor
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. Por su parte,
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.
Centrándonos ya en el Hemisferio Norte, se aprecian ciertas di­
ferencias entre el clima Cfa de Asia y de América, debido a la
distinta influencia que ejercen los anticiclones térmicos Siberiano y
Canadiense. En el primer caso, el anticiclón tiene más fuerza que
en el segundo; así, mientras que las masas de aire frío continental
invaden gran parte de Asia, dando unos inviernos más secos, en
América predomina la acción de la circulación ciclónica, que provoca
lluvias invernales casi tan importantes c o m o las del verano (esta
circulación ciclónica sólo afecta al extremo sur de la región asiática).
En ambos casos, la sucesión de tipos de tiempo varía en relación
con las ondulaciones del Jet Stream, que pueden dar lugar a in­
vasiones de olas de aire frío o de aire cálido.
Estos contrastes pod em os verlos en los gráficos de la figura X.2.
Si c om param o s las estaciones de Shanghai (China) y W ilmington
(Carolina del Norte, E E U U ), ve m o s c ó m o efectivamente las precipi­
taciones de los meses de invierno son menores en la estación asiática
que en la americana, mientras que sus totales anuales son m u y
similares. En cuanto a la diferenciación que se puede establecer
entre las dos estaciones de observación del continente americano,
la una, W ilmington en el Hemisferio Norte, y la otra, Buenos Aires
348
!
(Argentina) en ei Hemisferio Sur, ve m os cóm o se manifiesta la acción
moderadora del océano sobre las temperaturas de Buenos Aires, al
tiempo que sus precipitaciones están más regularmente repartidas.
c)
Rasgos biogeográficos
Estas características climáticas dan c o m o resultado una vegetación
muy variada. Así, en estas regiones se asocian especies tropicales
y especies templadas, pudiendo encontrarse tanto bosques de hojas
perennes y anchas, c o m o de hojas caducas y anchas e incluso de
hojas con forma acicular.
En la parte más meridional predominan los bosques mixtos, que
pueden estar compuestos por especies c o m o bambúes, palmeras,
árboles y arbustos del tipo del laurel, todos ellos de hoja perenne;
por robles, hayas y castaños de hoja caduca, e incluso por coniferas
com o pinos, y abetos, contando, por lo general, con un tupido
sotobosque. En la parte más septentrional pueden encontrarse pra­
deras de hierbas altas; se discute si su origen se relaciona con el
clima o con la acción antròpica.
Los ríos reflejan el régimen de precipitaciones, es decir, que
presentan aguas bajas en invierno y aguas altas en verano, aunque
no puede hablarse de un fuerte estiaje.
Los suelos presentan las repercusiones de un clima hú m e d o con
afinidades tropicales; así, son características las arcillas rojas y ama­
rillas 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. T a m b ié n hay que considerar la tendencia
laterítica de las arcillas. Agrícolamente son suelos que resultan pobres
para el cultivo.
1.1.b.
Clima lluvioso templado con verano seco (Csa y Csb).
Este clima se conoce de forma generalizada, en la m ayor parte
de las clasificaciones, c o m o mediterráneo, aunque también p od em os
encontrarlo bajo el nom bre de clima subtropical con verano seco
(S T R A H LE R ). Se desarrolla en la fachada Oeste o Suroeste de los
continentes, entre los 30 ° y 40 ° de latitud, alcanzando hasta los 45 °
de latitud en la Europa mediterránea. Si observam os el mapa de la
figura VIH.2, lo ve m os desarrollado en Chile Central, África del Sur,
Marruecos, Suroeste de Australia, California, Europa mediterránea,
Asia occidental e islas subtropicales com o Azores y Nueva Zelanda.
349
La orografía tiene una gran importancia en el desarrollo de estos
climas, puesto que la disposición de las cadenas montañosas paralela
y próxima a las costas (hecho que suele ocurrir con bastante fre­
cuencia, obsérvese c o m o ejemplo el caso de América) limita su
expansión a estrechas franjas costeras. Por otro lado, queda también
m u y limitada su localización en el Hemisferio Sur, debido a que los
continentes alcanzan poco desarrollo en las latitudes propias de este
clima. De este m od o, el clima mediterráneo sólo alcanza una cierta
extensión en torno al Mediterráneo y en Asia occidental.
El efecto que tiene el mar Mediterráneo es también m u y importante
para su desarrollo. Sus aguas, más bien cálidas, dan lugar a una
reducción del frío invernal, característico del interior de los continentes
en estas latitudes, favoreciendo las precipitaciones y manteniendo la
circulación ciclónica del Oeste.
Las características (figura X.3) que definen este clima son:
C U M A M E D ITER R A N EO
Pmm
j- 1 8 0
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■ SAN FRANCISCO
(37°47' N)
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E F M A M y J J I A g S O N D
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P O R T LA N D (4 5°32' N)
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12
15
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84
157
178
1059
Variedades dei dima lluvioso templado, con verano seco (Csa, Csb), Argel
(Csa); San Francisco (Csb); Portland (Csb) con degradación latitudinal hacia el N.
Figura X.3.
350
t
—
Verano cálido y seco, con ausencia de nubosidad y tiempo
estable.
Invierno suave y lluvioso, con unas temperaturas medias del
mes más frío situadas, por lo general, entre los 5° y los 15°,
aunque pueden producirse algunas heladas y nieves.
Poca nubosidad y, consiguientemente, una abundante insola­
ción, que resulta superior a las 2.000 horas / año.
El régimen de vientos varía de una región a otra. A mayor
latitud, los inviernos tienen vientos m u y fríos y característicos,
que adquieren distinto nombre según las regiones: mistral en
Provenza, tramuntana en el Rosellón, el bora dàlmata, etc. En
cambio, en las latitudes más bajas de este clima pueden llegar
vientos m u y cálidos durante el verano, c o m o son por ejemplo
el chehili del M ogreb, o el sirocco italiano.
Diversidad de matices en relación con la latitud y con el grado
de continentalidad.
Al observar el contraste térmico entre cálido verano y suave
invierno, podría parecemos que existe una reducida oscilación, pero
lo cierto es que se observan fuertes contrastes entre verano e
invierno. Así, por lo general, hay que pensar en un invierno con un
número de heladas reducidas y con unas temperaturas medias en­
torno a los 10 °C. No obstante, en las latitudes más altas es frecuente
la presencia de repentinas olas de aire frío, que provocan una rápida
variación de la temperatura y crean fuertes contrastes térmicos en
pocos días, ya que se deben a la rápida sustitución de masas de
aire cálido tropical por masas de aire frío polar.
351
A estas características térmicas invernales le suceden unas tem ­
peraturas elevadas en verano, que pueden superar, en sus valores
máximos, los 40 °C, y son sobre todo estas elevadas temperaturas
las que provocan la amplitud de las medias estacionales, hecho que
se hace más acusado en su degradación hacia el interior.
Ta m b ié n las amplitudes térmicas diarias resultan elevadas, sobre
todo en el verano, en que la humedad es más reducida y la fuerte
insolación determina mayores temperaturas diurnas.
En sus precipitaciones, a un verano seco le sucede un lluvioso
invierno, lo cual es preciso matizar. En general, hay que hablar de
un mediocre volum en de precipitaciones anuales, casi siempre inferior
a 1.000 m m , con una progresiva reducción en su degradación hacia
el interior y en su descenso en latitud. Una idea de su progresiva
evolución en latitud nos la puede dar el hecho de que al clima
mediterráneo se le considera c o m o un clima de transición entre el
seco de los desiertos litorales tropicales y los esteparios (tipo B),
que vimos en el tema anterior, situados a m enor latitud, y los climas
templados húm edos de la costa occidental, situados a m ayor latitud.
Esta reducida precipitación se une a un también reducido núm ero
de días de lluvia (por lo general, por debajo de 100) ya que,
frecuentemente, el agua cae en forma de fuertes tormentas.
C o m o ya hemos dicho, la m ayor parte de las precipitaciones caen
en invierno, mientras que, el verano, aunque registre alguna preci­
pitación, alcanza un volum en m u y reducido; esto conlleva un im­
portante déficit de agua ya que se combinan fuertes temperaturas
con la reducida precipitación, a lo que se unen los vientos, que
contribuyen a aumentar la evaporación. Su irregularidad interanual
es otro hecho digno de resaltar.
a)
Causas que dan lugar a estas características climáticas
Para explicar estas características termopluviométricas debem os
tener en cuenta el balanceo estacional, que da lugar a un sistema
de circulación meridiana. Así, en verano estas regiones se ven afec­
tadas por las altas presiones subtropicales que se encuentran en su
m áxim o desplazamiento latitudinal, las cuales provocan un tiempo
estable, cálido y seco.
Por el contrario, en invierno, las altas presiones se desplazan a
latitudes más bajas, con lo que se posibilita la circulación del aire
frío. Estas masas de aire frío, al entrar en contacto con las aguas
tibias del Mediterráneo, dan lugar a una activa ciclogénesis de carácter
local. A dem ás, hasta el paralelo 30°, aparecen perturbaciones aso­
ciadas a las ondulaciones del Jet Stream. Al m ism o tiempo, se
352
establece la libre circulación del Oeste, propia de las zonas templadas,
que penetra libremente en la cuenca mediterránea, dando lugar a
un tiempo más fresco y húmedo.
bj
Variedades climáticas
Las diferencias se establecen en cuanto a la duración de la sequía
y a la intensidad del reparto estacional de las precipitaciones, co n ­
siderándose también la fuerza del viento.
La clasificación de Kóppen establece dos tipos, el Csa y el Csb.
Podríamos decir que el Csa es el que corresponde a la cuenca del
mar Mediterráneo y el Csb a las zonas costeras que se ven afectadas
por la influencia de corrientes marinas frías. Así, el invierno es m u y
similar en am b o s climas, con la única salvedad de que ei Csb no
se ve afectado por influencias continentales, por lo que son raras
las nieves y los hielos; en cambio, es el verano el que pone de
manifiesto sus diferencias. En verano, la inexistencia de corrientes
marinas frías en la cuenca mediterránea y sus características de mar
cálido, llevan consigo una m enor 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
atenuación que ejercen las corrientes marinas frías y las ascendencias
de aguas frías próximas a las costas que se producen en estas
latitudes. Estos hechos también hacen que se intensifique la esta­
bilidad de las masas de aire en verano y que éste sea seco, aunque
con un aire constantemente húmedo.
La variedad climática se ve motivada también por una paulatina
modificación latitudinal y hacia el interior. En su degradación con ­
tinental, hay que resaltar que solamente una estrecha franja litoral
presenta las características de un puro clima mediterráneo; en unos
casos, las cadenas rnontañosas impiden su penetración hacia el
interior (cadenas de África del Norte, reborde alpino, cadenas dináricas, etc.), en otros casos, la continentalidad progresiva modifica
sus características hacia una reducción de las precipitaciones del
invierno, predominante en primavera y otoño, y hacia unos inviernos
más fríos y con fuertes heladas.
Latitudinalmente, la progresión se pone de manifiesto entre las
características que se dan entre los márgenes más septentrionales
y los más meridionales, cuyos contrastes se aprecian en el cuadro
X.1.
Si observam os los gráficos de la figura X.3, en los que se
representan los climodiagramas de Argel (Argelia), San Francisco
353
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(California, E E U U ) y Portiand (Oregón, E E U U ), ve m os las diferencias
que se establecen entre la cuenca mediterránea y las regiones in­
fluenciadas por corrientes frías. Igualmente po d em os apreciar las
degradaciones que se producen hacia el Norte y hacia el interior.
Así, en el clima de Argel (Csa), se plasman todas las características
básicas de la cuenca mediterránea, de inviernos suaves y lluviosos
y veranos cálidos y secos. Contrastando con él, los datos climato­
lógicos de San Francisco (Csb) muestran esa influencia de las c o ­
rrientes frías que moderan sus temperaturas estivales, mientras que
el régimen de sus precipitaciones es similar. Para ver la evolución
que se produce con el incremento de la latitud, nos puede servir
c om o ejemplo la observación simultánea de los climodiagramas de
San Francisco y de Portiand, estación que se localiza más al Norte,
en la que ve m o s c ó m o se han reducido sus temperaturas y có m o
ha aumentado el volum en de sus precipitaciones. Finalmente, la
degradación hacia el interior se pone de manifiesto tanto en las
temperaturas c o m o en las precipitaciones; esta degradación suele
traducirse en una m ayor oscilación térmica, un ligero incremento de
las precipitaciones de verano y, sobre todo, unos máximos en otoño
y primavera.
O
“V) .2
o
IX I
c)
Rasgos biogeográficos
Las regiones mediterráneas presentan una gran diversidad de
suelos y de vegetación con las características típicas de los climas
semiáridos. La principal característica de vegetación es su adaptación
a la sequedad (xerófila) manifestada a través de sus profundas raíces
y del pequeño tamaño de sus hojas. Son típicos la encina, el
alcornoque, el enebro y los pinos, árboles todos ellos de hoja
perenne, aunque también los hay de hoja caduca y algo más ancha.
T a m b ié n son característicos los arbustos c o m o las jaras y brezos, o
las típicas plantas aromáticas com o tomillo, romero, lavanda, etc.
La m ayor o m enor aridez y la composición del suelo dan lugar
a cuatro formaciones típicas:
—
Estepa herbácea, en las regiones más áridas que anuncian la
—
Estepa arbustiva, en las regiones algo menos áridas que las
—
iVIaquis, que se c o m p o n e de un denso sotobosque, en el que
o
proxim idad del desierto; en ella es típico el esparto.
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anteriores, en las que se desarrollan thuyas y palmeras enanas.
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354
crecen jara, brezos y m adroños salpicados, de forma aislada,
por pinos y encinas. Esta formación se instala sobre suelos
silíceos.
355
—
Garriga, instalada sobre suelos calizos, es una formación baja,
menos tupida que la anterior, en la que los árboles y arbustos
dejan parte del suelo al desnudo. Esta formación parece pro­
venir de la repoblación tras los incendios forestales, m u y fre­
cuentes en los bosques mediterráneos.
El régimen de sus rios es m u y irregular, c o m o sus precipitaciones,
llegando a considerarse c o m o de los más irregulares del mundo.
Así, frente a un acusado estiaje en los meses de verano, que puede
dejar incluso totalmente secos los cauces de los ríos, se presenta
un otoño con fuertes y súbitas crecidas, provocadas por las violentas
tormentas, que dan lugar a frecuentes inundaciones. Este abundante
caudal arrastra, en las montañas, gran cantidad de materiales sólidos,
que posteriormente deposita en la llanura.
Los suelos, c o m o ya dijimos al comienzo de este apartado, son
m uy diversos. Las fuertes lluvias, junto a la deforestación que han
sufrido estas regiones, hace que, en m uchos 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, anunciando los suelos desérticos, suelen apa­
recer costras calcáreas que no resultan fáciles de cultivar.
í
O
<
Clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones,
de la costa occidental de los continentes (Cfb y Cfc)
Este clima puede encontrarse también bajo la denominación de
oceánico. Considerado c o m o la continuación hacia el Polo de los
climas mediterráneos a lo largo de las costas occidentales, se localizan
entre los 40° y los 60° de latitud. C o m o ve m os, alcanzan un c o n ­
siderable alargamiento latitudinal, aunque éste no está en proporción
con la superficie que abarcan, la cual no es m u y grande. Esto se
debe a la limitación que supone la alineación N orte-Sur de muchas
cadenas montañosas (com o ocurría con los climas mediterráneos
que acabamos de estudiar) y a las pocas tierras existentes en estas
latitudes en el Hemisferio Sur. De este m o d o , estos climas sólo se
desarrollan algo más en Europa, puesto que su disposición montañosa
Este-Oeste y la penetración de los mares epicontinentales, permiten
un mayor acceso de las masas de aire marítimas. Por supuesto que
esta penetración hacia el interior se realiza con su consiguiente
degradación continental (figura VIII.2.).
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Figura X.4.
Variedades de! clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones,
de la costa occidental de los continentes. La Coruña (Cfb) y Thorshavn (Cfc) muestran
las diferencias según la localización latitudinal, Estrasburgo (Cfb) la degradación que
se produce hacia ei interior.
357
356
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1—
o
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IT)
o
Q_
Sus características climáticas (figura X.4) son:
—
—
—
—
—
—
—
a)
Débil oscilación térmica anual, con inviernos suaves y veranos
relativamente frescos.
Abundantes precipitaciones repartidas regularmente durante
todo el año, pero con una reducción de su volum en en verano.
Elevado núm ero de días de precipitación, que son casi diarias
durante los meses de invierno.
Precipitaciones de nieve poco abundantes, ligadas a invasiones
de aire ártico.
Vientos fuertes durante la estación fría que dificultan las nieblas
de irradiación.
Elevada humedad atmosférica, m ayor cuanto más al Norte.
A u n q u e la nieblas no son abundantes, se forman por el con ­
traste entre las masas de aire oceánico tibio y hú m e d o, con
las masas frías continentales.
Balance de evapotranspiración potencial positivo todo el año.
Causas que dan iugar a estas características ciimáticas
La influencia principal se centra en la constancia de la acción
reguladora de! océano en relación, tanto con las corrientes marinas
cálidas c o m o con la introducción de masas de aire polares marítimas.
Las corrientes marinas cálidas que afectan a estas costas juegan un
doble papel, por un lado resulta importante su acción reguladora de
las temperaturas al reducir la oscilación térmica anual, comprendida,
por lo general, entre los 10°C y los I S ^ C ; así, en invierno, las
temperaturas de estas costas son más suaves que lo que les co­
rrespondería por su latitud. Ta m b ié n se aprecia esta influencia de
las corrientes cálidas en la débil disminución de las temperaturas
con la latitud. Por otro lado, las corrientes cálidas en invierno, al
tiempo que suavizan las temperaturas también favorecen el aumento
de ia precipitación, ya que el aire oceánico resulta bastante inestable
al estar recalentado en su base por éstas.
Las masas de aire polar marítimo juegan también un importante
papel en el volum en de precipitaciones, puesto que durante el verano
no se ven obstaculizadas por la influencia de las altas presiones
subtropicales, ya que éstas no alcanzan estas latitudes, apreciándose
sólo una ligera reducción de las precipitaciones en las regiones más
meridionales.
Derivados de los anteriores factores, hay que mencionar ciertos
hechos: la fuerte nubosidad reduce la insolación, que resulta m u y
358
irregular en invierno, mientras que en verano el 60 por 100 de sus
días son soleados (el promedio anual es de 1.800 a 2.200 horas de
sol). En invierno este hecho junto con la elevada humedad, favorecen
la disminución de la oscilación térmica diurna.
Las brisas de mar y de tierra también contribuyen a paliar las
temperaturas extremas, sobre todo las máximas diurnas.
Por ello son raros los fríos intensos y, cuando se producen, duran
poco tiempo, aunque ello no impide que pueda helar a menudo.
b)
Variedades climáticas
Las variedades climáticas que se aprecian en este clima, están
relacionadas con las variaciones en el balance de la radiación solar
en latitud, sobre todo, en relación con las temperaturas de verano
y en las diferencias del ritmo anual de precipitaciones, que resultan
más abundantes cuanto m ayor sea la latitud y se reducen progre­
sivamente hacia el interior.
Los veranos son relativamente más cálidos cuanto m enor sea la
latitud, pasando de un verano relativamente cálido en la parte m e ­
ridional a un verano ya más fresco en la parte intermedia, donde
las temperaturas son en torno a los 15°C para el mes más cálido
(este hecho es debido a la acción del aire marítimo septentrional
que favorece, además, el paso de frentes fríos); finalmente, en la
parte más septentrional, el mes más cálido alcanza con dificultad
los 1 0 °C.
En invierno, aunque los contrastes térmicos latitudinales son m e ­
nores, se manifiestan en la mayor o m enor abundancia de preci­
pitaciones sólidas. Así, mientras que en la parte más meridional la
nieve es escasa por la suavidad del invierno, va incrementándose
hasta llegar a resultar un elemento esencial en la parte más sep­
tentrional donde, además, son num erosos los días de heladas, que
sólo cesan durante dos o tres meses, produciéndose un continuo
proceso hielo-deshielo (la m ayor parte del año la temperatura oscila
entre 0°C y 5°C).
En su degradación hacia el interior, la amplitud térmica se incre­
menta, ya que se reduce al efecto moderador de la humedad. De
este m od o , el verano se hace más cálido y más largo, el invierno
se hace más frío y con mayor núm ero de días de heladas y se
incrementa el núm ero de días de niebla de irradiación. En cuanto
a las precipitaciones, se equilibran las lluvias entre verano e invierno,
siendo progresivamente mayores en verano a medida que se va
continentalizando, ya que progresivamente se van sustituyendo la
acción de masas de aire marítimo por la acción de masas de aire
continental.
359
Si observam os los climodiagramas de la figura X.4. po d em o s
apreciar claramente estos hechos. La Coruña representa los rasgos
típicos del tipo Cfb, con inviernos suaves y lluviosos y veranos
frescos y también lluviosos; por su parte, Tho rsh avn, situado a mayor
latitud, presenta unas temperaturas más bajas y un notable incremento
de las precipitaciones, aunque éstas siguen manteniendo el m ismo
régimen que en el caso anterior. Finalmente, Estrasburgo representa
la degradación hacia el interior del clima oceánico que estamos
estudiando, apreciándose en él unos ciertos rasgos de continentalidad,
c o m o es su m ayor amplitud térmica y la modificación en el régimen
de sus precipitaciones, que han pasado a ser superiores en verano;
efectivamente, este hecho altera el esquema general del clima hú m e d o
de las fachadas occidentales, pero todavía no puede ser considerado
c o m o clima continental al no haber bajado de - 3 ° C la temperatura
media del mes más frío; estamos pues ante un clima denom inado
de transición entre el oceánico y el continental.
c)
Rasgos biogeográficos
La vegetación que se desarrolla bajo clima oceánico es hetero­
génea y abundante, co m o corresponde a un balance positivo del
agua. Así, cuenta con bosques mixtos, bosques de hojas anchas y
caducas, en los que se desarrollan robles, fresnos y hayas junto a
un abundante sotobosque, y bosques de hoja perenne entre los que
destacan las coniferas. T a m b ié n resultan m u y características las landas
de aliagas, brezos y helechos.
Los ríos, debido al régimen regular de precipitaciones, presentan
un régimen ponderado, aunque con las lluvias del otoño y del invierno
pueden producirse desbordamientos.
Entre los suelos son de destacar dos tipos: los podzoles que
tienen un color grisáceo, que son ácidos y m u y lavados por la acción
de las aguas de lluvia, y los suelos pardos, que son de buena
calidad para el cultivo, ya que sobre ellos se forman espesos de­
pósitos de humus, puesto que la acción bacteriana se ve reducida
por las bajas temperaturas.
_ 3 ° C , pero cuyo verano alcanzaba en algún mes los 10 °C; al m ismo
tiempo, es característica la presencia de nieve.
Dentro de estos climas, la clasificación de Kóppen diferencia los
climas Df (clima de bosque, frío y con nieve, hú m edo en todas las
estaciones) y los climas D w (clima de bosque, frío y con nieve con
invierno seco). Estos climas se denom inan frecuentemente en otras
clasificaciones c o m o climas continentales y algunos autores, co m o
Patton o Strahler, llegan a denom inar a las variedades con verano
más frío (que corresponderían a las variedades Dfc, Dfd, D w c y D w d
de Kóppen) c o m o climas subárticos continentales, que cuentan con
precipitaciones más reducidas.
En este apartado, estudiaremos en conjunto todos los climas de
tipo D, teniendo en cuenta que su diferenciación se debe, por un
lado, al balance de la radiación, que da lugar a un escalonamiento
en latitud, y, por otro lado, a la acción que pueda ejercer la mayor
o m enor intensidad de la circulación de las perturbaciones y su
posición más o menos próxima a la influencia oceánica o a la
estabilidad de las altas presiones continentales.
Los climas de tipo D se localizan en su casi totalidad sobre los
continentes del Hemisferio Norte, siendo prácticamente inexistente
en el Hemisferio Sur, debido a la carencia de amplias masas co n ­
tinentales en las latitudes en que se sitúa este clima; tan sólo puede
asimilarse a las características de este clima una parte de la Pampa
Argentina. Su distribución latitudinal resulta difícil de precisar, entre
el paralelo 35-40° en E E U U y 45-50° en el Este de Siberia en su
posición más meridional y limitado por la isoterma de 10°C del mes
más cálido en su posición más septentrional. En general, se sitúan
en el interior y zona oriental de los continentes, en la parte más
septentrional de las latitudes medias (figura VIII.2) en el Hemisferio
Norte.
Las características de este clima quedan resumidas en (figura
X.5):
—
—
—
1.2.
Climas microtérmicos (D)
—
—
C o m o recordaremos, la denominación de microtérmico implicaba
climas fríos, con la temperatura del mes más frío por debajo de los
360
Inviernos largos y fríos.
Estaciones intermedias que presentan unas primaveras m u y
cortas, debido a las invasiones de aire frío, y otoños largos
y suaves.
Fuertes contrastes térmicos, tanto estacionales c o m o diurnos
debido a su baja humedad.
Volum en reducido de precipitaciones, que se centran en el
verano con carácter tormentoso. Los inviernos suelen ser secos.
Importancia de las precipitaciones de nieve, que, aunque caen
en reducido volumen, permanecen varios meses debido al frío
reinante.
361
VLADIVOSTOK (43°7' N)
OKHOTSK (59°2V N)
Pmm
Pmm
V L A D IV O S T O K (4 3°47' N)
T.“ X
-1 4
-1 0
- 3 ,5
4,5
9,5
14
18,5
21
19
9
-1
-1 0
4,5
P mm
7
10
17
30
53
73
84
119
109
48
30
15
595
O K H O T S K (5 9 °2 V
N)
T.« °c
-2 4
-2 2
-1 2
-7
0
5,5
11,5
12
8
-3
-1 4 ,5
-1 5
-6
P mm
2
2
2
10
23
40
55
66
61
25
5
2
293
F ig u ra X .5.
Variedades del clima de bosque frió y con nieve (microtérmico). Vladivostok
(D w b ); Okhotsk (Dwc).
M O S C Ú (5 5 -4 5 ' N)
E
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0
N
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T.“ X
- 9 ,9
-9 ,5
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16,8
19,0
17,1
11,2
4,5
- 1 ,9
- 6 ,5
4,4
P mm
31
28
33
35
52
67
74
74
58
51
36
36
575
—
3)
MUKDEN
Causas que dan lugar a estas características climáticas
( 4 r 4 8 ' N)
T.“ X
-1 1 ,5
- 8 ,5
0
9,5
16,5
22,5
25,5
24,5
20
10
5
-9 ,5
8
P mm
7
7
17
28
68
84
183
170
63
35
28
15
705
F ig u ra X .5 .
362
Vientos, por lo general, menos violentos que en las regiones
marítimas.
Variedades de! clima de bosque frió y con nieve (microtérmico). M oscú
(Dfb); M ukden (Dwa).
Hay que destacar dos centros de acción fundamentales, la acción
del Frente Polar y la acción de las altas presiones térmicas conti­
nentales. La influencia del Frente Polar es fundamental para explicar
los fuertes contrastes de temperatura y las precipitaciones ciclónicas
que se registran a lo largo del año. Así, el continuo desplazamiento
363
Norte-Sur de las masas de aire polar y tropical, provoca alternativas
olas de frío o de calor, ventiscas o nevadas de tipo convectivo. De
este m od o, en aquellas regiones situadas en la zona frontal y donde
las masas de aire marítimo, tanto polares c o m o tropicales, tengan
un fácil acceso durante todo el año, se registran precipitaciones
bastante regulares, aunque siempre con un m áxim o pluviomètrico
en verano; por el contrario, en aquellas zonas donde alterna la acción
de las masas de aire tropicales en verano y de masas de aire
continentales polares en invierno, se apreciarán unos claros y acu­
sados máximos en verano y mínim os en invierno.
La influencia de las altas presiones térmicas durante el invierno,
implica, por un lado, el bloqueo a la circulación ciclónica del Oeste
que no puede alcanzar el interior, y, por otro lado, la estabilidad
de las masas de aire, que reduce las precipitaciones invernales. Esta
estabilidad, al llevar consigo una falta de nubes, favorece la radiación
nocturna y, por tanto, las bajas temperaturas, que consiguientemente
refuerzan el anticiclón. Su desaparición en verano es lo que favorece
una m ayor inestabilidad del aire, posibilitando el mecanismo de las
lluvias de convección y el paso de perturbaciones del Frente Polar.
b)
Variedades climáticas
C o m b in an d o las variaciones que se establecen latitudinal y lon­
gitudinalmente, pueden establecerse cuatro variedades principales.
Estas variedades pueden observarse en los climodiagramas de la
figura X.5.
Moscú representa el clima Dfb, siendo, de entre los cuatro, el
que registra una precipitación más regular a lo largo del año y una
m enor oscilación térmica (aunque c o m o ve m os es considerable, co m o
corresponde a los climas continentales); esto indica que es el que
recibe una m ayor influencia oceánica. Los otros tres climodiagramas,
que representan a Mukden (Manchuria) (Dw a), a Vladivostok (UR SS)
(D w b), y a Okhotsk (UR SS) (Dw c), siguen un m ism o régimen de
precipitaciones, m u y contrastadas entre verano e invierno, y sus
diferencias se presentan en la disminución progresiva de las te m ­
peraturas, que están en relación con su localización en latitud.
c)
Rasgos biogeográficos
En estas regiones, que abarcan una importante superficie, la
vegetación experimenta una gradación en latitud. Así, p o d em os co n ­
siderar, en la parte más septentrional y por lo tanto más fría, el
predominio de la taiga, que queda configurada por bosques de
364
I
coniferas en los que se localizan también liqúenes. A continuación,
según nos desplazamos hacia latitudes más bajas, encontramos m ez­
cladas coniferas y frondosas, para continuar con bosques de hojas
grandes y caducas. La aridez da lugar a un paisaje vegetal de pradera,
que se seca en verano, es m u y característica una vegetación de
hierba corta o estepa.
En el régimen fluvial continental entra en juego la congelación
de las aguas, provocada por las bajas temperaturas invernales. Así,
el invierno es la estación de aguas bajas, tanto por ser la época de
menores precipitaciones c o m o por la congelación de las aguas,
mientras que en la primavera el proceso de descongelación da lugar
a importantes crecidas. Un hecho a destacar es el curso de los ríos
que desem bocan hacia el Norte; al correr las aguas hacia latitudes
más frías, se encuentran, en un m om e nto dado, con barreras de
hielo, las cuales provocan inundaciones al frenar el curso normal
del río.
Los suelos, al igual que la vegetación, presentan una gradación,
a partir de los podzoles que se localizan en las márgenes septen­
trionales, que son suelos m u y lavados. En estas latitudes, es frecuente
que los suelos se encuentren helados en invierno. A m enor latitud
siguen las tierras pardas, que, al estar menos afectadas por la
lixiviación, resultan más fértiles que las anteriores. En las praderas
se dan los chernozem o tierras negras, m u y ricas en humus y en
calcio, que son considerados c o m o uno de los mejores suelos del
m undo. La m ayor aridez de las estepas da lugar a suelos grises con
eflorescencias salinas.
2.
CLIMAS DE LAS A LTA S LATITUD ES. CLIMAS DE HIELO (E)
Dentro de esta categoría se encuadran los climas de las regiones
polares y subpolares, que Kóppen clasifica c o m o de tundra (E T) y
de hielo perpetuo o casquetes de hielo (EF). La delimitación de las
regiones polares y subpolares, denominadas también por algunos
autores c o m o dominios árticos o antárticos, queda fijada por las
temperaturas inferiores a la isoterma de 10°C para el mes más cálido,
que coincide con el límite de los árboles de la tundra forestal. A
su vez, la diferenciación entre los tipos E T y EF se fija en la isoterma
de 0°C para el mes más cálido (figuras X.6 y VIII.2).
365
180°
1
La localización de estos climas se sitúa, en el Hemisferio Norte,
por encima del paralelo 70° en las regiones continentales; en cambio,
en el Hemisferio Sur, puede llegar hasta los paralelos 55 ° e incluso
el 50°.
Dentro de esta diferenciación ET, EF, hay que decir que la mayor
proporción corresponde al clima de tundra, afectando tan solo el EF
al interior de Groenlandia y a las regiones centrales del continente
antàrtico.
2.1.
Clima de tundra (ET)
Las características de este clima son (figura X.7):
—
—
—
—
1
Sus bajas temperaturas invernales tienen un carácter continental,
puesto que 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, a su vez, 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 m u y poca evaporación.
El Frente Polar no alcanza ya estas latitudes, por lo que no se
benefician de sus precipitaciones, viéndose afectadas en cambio por
el Frente Ártico, de m enor gradiente, que es el que aporta la pre­
cipitación. Por lo general, hay que considerar que las regiones más
secas son las que resultan más frías dentro de este clima.
Estas características son el resultado de varios factores. El ángulo
de incidencia de los rayos solares provoca que sus temperaturas
sean m u y bajas; a esto hay que unir el albedo de la nieve, que,
además, es continuo a lo largo del año. Hay que considerar también
que estas regiones son el origen de las masas de aire ártico.
. Isoter ma + 1 0 °C para el m e s m á s cálido.
----------------Lí mi te de los pr in cip ales glaciares.
Figura X.6. Límites que se establecen para los climas de hielo (E). La isoterma de
+ 10°C para ei mes más cálido indica ei límite de la tundra, y ia de 0°C ei límite
del dim a de hielo perpetuo.
366
—
—
Ningún mes supera la temperatura media de 10 °C.
Elevada amplitud térmica anual.
Débil oscilación térmica diurna, casi nula en la noche invernal
y casi imperceptible en el día permanente.
Precipitaciones escasas, inferiores, por lo general, a 250 mm .,
y sólidas en su mayoría.
Fuertes vientos huracanados.
Nieblas provocadas por la evaporación sobre el mar, que
reciben el nombre de humo del ártico.
\
367
2.2.
C lim a de hielo perpetuo o casquete de hielo (EF)
Las características que presenta esta variedad del clima E son:
—
—
—
—
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Figura X.7.
368
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CSI
CM
1
1
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LD^
Dentro de estas características, hay que considerar que el invierno
perpetuo lleva consigo que no se produzca la fusión de la nieve y
el hielo, acumulándose éstos durante siglos. Esta acumulación pro­
voca un deslizamiento hacia afuera, por la presión ejercida en el
centro del casquete, que, al romperse, dará lugar a los icebergs
(tema XVIII). Los fuertes vientos que se registran proceden, en gran
parte, de corrientes catabáticas o de gravedad, que dan salida al
aire frío, m u y denso, acumulado en el centro de los casquetes; una
idea de su fuerza nos la da su velocidad media anual calculada por
encima de los 5 m/s. Estos vientos son m u y fríos, tanto por su
procedencia c om o 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 cum bres de nieves perpetuas,
pero su extensión es m u y pequeña en relación con el conjunto
mundial.
Las causas de este clima parecen estar en la elevación que alcanza
Groenlandia en su interior (3.000 m) y la Antártida, aún más elevada.
A ello se suma 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. A dem ás, 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.
ID
u
1
o
CO
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CM
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1
CO
LL.
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1
Oí
co'
co
I
—
Invierno perpetuo.
Temperaturas medias anuales más bajas del m undo.
Ninguna temperatura media mensual supera los 0°C.
Vientos fuertes de origen catabàtico o de gravedad.
Precipitaciones escasas, cuyo promedio mensual no supera los
8 m m . Estas precipitaciones son sólidas, procedentes de b o ­
rrascas ciclónicas.
Fuertes contrastes térmicos anuales entre las noches y días
polares (figura X.7).
C/D
LU
1-^
Variedades de los climas de hielo (Ej. Kanin-nos y Eureka representan
climas de tundra. Eismitte es un clima de casquete de hielo,
E
E
2.3.
Rasgos biogeográficos
o_
Lo más característico de los rasgos biogeográficos de los climas
de hielo (E) es la total desaparición de! arbolado, aunque la tem369
peratura de los meses menos fríos permite el desarrollo de una
Las características que presentan estos climas son las siguientes:
vegetación pobre y raquítica. Son características de estos climas las
plantas achaparradas, del tamaño de arbustos, co m o los sauces y
abedules degradados que se pueden encontrar; también son m u y
frecuentes las asociaciones de liqúenes, musgos, juncos, y las c o ­
niferas enanas; en los valles, a veces, pueden encontrarse bosques
galerías polares de árboles enanos.
Las redes de agua sólo alcanzan el estado líquido en verano, y
entonces, debido al suelo helado en profundidad, no pueden infil­
trarse, por lo que se expanden ocupando grandes extensiones.
Sus sueios son más el resultado de procesos físicos que químicos.
La existencia de un permafrost o suelo helado en profundidad dis­
minuye 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,
c o m o merziota en Siberia o tjaia en Laponia. Predominan los limos
grisáceos y la arcilla gris-azulada con mucha turba.
—
—
Disminución de la temperatura con la altura.
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. A veces, son menores
en las cum bres que en los valles cuando, en tiempo de calma,
se forman inversiones térmicas.
— A u m e n to de la radiación ultravioleta con la altura.
— Gradiente térmico irregular, más elevado en verano que en
invierno.
— Diferencias térmicas según la posición en la solana o en la
umbría.
— Inversiones térmicas m u y frecuentes.
— Precipitaciones abundantes, m u y 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.
— Vientos locales m u y característicos.
!
a)
3.
C o m o ya estudiamos en los primeros temas dedicados a la Cli­
matología, la altura lleva consigo un descenso de las temperaturas
que, por término medio, se considera en torno a los 0,65 °C cada
100 m. Este hecho es lo que lleva a la existencia de climas fríos
en las montañas elevadas. Ahora bien, según sea la latitud donde
se localicen las tierras montañosas, se necesitará mayor o m enor
altura para alcanzar esa denominación de clima frío. El solo hecho
de la presencia de un relieve elevado no puede darnos la idea de
un clima de iguales características para cualquier zona del globo,
sino que se establecen también variaciones zonales entre las m o n ­
tañas de las latitudes bajas, medias y altas.
A pesar de todo ello, los mecanismos generales que dan lugar
a unas características climáticas propias de las áreas montañosas,
contrastadas con las de los llanos más próxim os, hacen que los
estudiemos de forma conjunta, en lugar de analizarlos junto a los
climas de cada una de las latitudes correspondientes.
370
Causas que dan lugar a estas características ciimáticas
CLIMAS NO ZONALES: CLIMAS DE M O N TA Ñ A
Son dos los factores principales que d ebem os considerar, altura
y configuración del relieve. Con la altura se modifica la presión y
la temperatura. La m enor presión lleva consigo que la atmósfera
contenga menos vapor de agua y menos gases y partículas, de m od o
que absorbe menos energía solar, permitiendo una m ayor intensidad
de insolación en el suelo. A su vez, su m enor protección da lugar
a una mayor radiación ultravioleta y una m enor protección a la
irradiación nocturna, derivándose de todo ello fuertes contrastes
térmicos diarios.
La disminución de la temperatura que se produce con la altura
provoca un incremento del núm ero de días de helada, la presencia
de mayores precipitaciones de nieve, que varían en relación con el
régimen estacional de precipitaciones y con su intensidad, y el
acortamiento de la estación vegetativa.
La disposición del relieve resulta fundamental, tanto para la m o ­
dificación de las características entre las laderas, valles y cumbres,
c om o para la propia circulación atmosférica local. Así, la exposición
de las laderas a la insolación, sobre todo en las latitudes templadas,
371
modifica las temperaturas entre solana y umbría, resultando la umbría
más fresca y más húmeda que la solana, debido a la m enor radiación
solar y la m enor evaporación (debem os recordar que esta posición
varía según los hemisferios, así, la solana es la vertiente Sur en el
Hemisferio Norte y al contrario en el Hemisferio Sur). Lo m ism o
pasa con la disposición de los valles, siendo m u cho más soleados
los que tienen una orientación Este-Oeste que los que la tienen
Norte-Sur. En las latitudes tropicales, la gran perpendicularidad de
los rayos solares casi anula este efecto, por el contrario, se ve m u y
incrementado en las altas latitudes, en las cuales la vertiente norte
está casi privada de los rayos del sol durante la m ayor parte del
año, mientras que en las vertientes sur se produce un continuo
proceso hielo-deshielo.
La exposición de las laderas a los vientos dominantes es también
fundamental para el desarrollo de las precipitaciones, pues, co m o
recordaremos, en la vertiente de barlovento se produce el mecanism o
del enfriamiento adiabático, mientras que a sotavento se produce el
mecanismo contrario (efecto foehn) provocando así laderas más hú­
medas y laderas más secas, respectivamente. Un hecho que debem os
tener en cuenta es que la procedencia de las masas de aire puede
variar en un m om e nto dado, dando lugar, en distintos períodos de
tiempo, a la inversión de la vertiente más húmeda y la más seca.
Otro hecho a resaltar es que este efecto varía en relación con la
masividad del conjunto montañoso, de m o d o que en éstos solamente
se ve afectada la fachada directamente expuesta al viento; en cambio,
el interior del conjunto montañoso, aunque tenga elevadas altitudes,
termina comportándose c o m o un sector abrigado, con características
áridas.
372
Las nubes también presentan disimetrías según esa distinta ex­
posición; así, por ejemplo, las ascendencias forzadas de origen di­
námico dan lugar a fuertes cúm ulos o a cum ulonim bos, mientras
que a sotavento aparecen nubes en banderola y nubes lenticulares
(figura X.8).
Las diferencias que se establecen entre cum bres y valles también
son importantes: diferentes amplitudes térmicas, diferente insolación,
diferente régimen de vientos y diferente volum en de precipitaciones.
La amplitud térmica anual es más acusada en el llano que en la
montaña, lo m ism o sucede con la amplitud térmica diaria, que es
más débil en la montaña que en el llano.
La insolación es m enor en los valles puesto que en ellos aparecen
sombras en relación con la disposición del relieve, al tiempo que
el Sol, cuando se pone, deja de incidir sobre ellos antes que sobre
las tierras más elevadas. La diferencia de insolación estacional se
produce por la nubosidad, así, las nieblas de inversión que se forman
en invierno en los valles hacen que éstos reciban menos horas de
sol, por el contrario, en verano las nubes se amontonan en las
cum bres mientras que el valle puede seguir recibiendo insolación.
Estas fuertes inversiones térmicas que se crean en el fondo de los
valles, al quedar estacionado el aire frío, dan lugar a los típicos
mares de nubes que se forman en el límite entre el aire cálido y
frío, de las que sólo emergen las tierras más altas.
Los vientos locales (brisas de valles y brisas de montaña) re­
sultantes del distinto calentamiento entre valles y cumbres, ya es­
tudiados en el tema V, juegan un importante papel, ya que, en los
lugares donde impiden el estacionamiento del aire, contribuyen a
incrementar los mínim os nocturnos y acentúan las inversiones en
las depresiones y en los Manos próxim os.
El mayor vo lum en de precipitaciones con la altura es evidente,
puesto que por el progresivo enfriamiento se va favoreciendo la
condensación y la posterior precipitación.
Relacionando montaña-llano dentro de una misma zona climática,
hay que decir que, incluso en las regiones áridas, las montañas son
más húmedas que el llano que las rodea, tanto por el incremento
de las precipitaciones con la altura c o m o por el descenso de te m ­
peratura, que reduce la evaporación.
T a m b ié n las montañas conservan unos mayores rasgos zonales
al ser menos afectadas por la continentalidad; así, por ejemplo, en
las regiones ecuatoriales, la variación anual de la temperatura es
m u y pequeña, mientras que en las latitudes medias y altas esta
variación térmica anual es m u y grande en relación con la distinta
insolación verano-invierno (véase figura X.9).
373
b)
Rasgos biogeográficos
La vegetación en las montañas es m u y variada y experimenta un
escalonamiento en altura, cuya progresión puede equipararse a la
que se establece latitudinalmente y cuyo punto de partida varía según
las características de la zona climática que se encuentre en el llano.
Así, por ejemplo, en la zona ecuatorial se pasará progresivamente
desde una base con selva tropical a un bosque de montaña, más
bajo y menos denso, de tipo mixto en el que se mezclan especies
tropicales, bosques de frondosas y coniferas de tipo templado. Se
encuentran también helechos arborescentes, y bambúes. En altura
se incrementan los bosques con m usgo y ya en el límite del bosque
de montaña aparece el bosque enano. A más altura que el bosque
se da una vegetación de tipo tundra, matorral, prados y brezos.
Hacia los 4.000 m. se encuentra la zona alpina, caracterizada por
una tundra de m usgos y liqúenes, y ya por encima de los 4.500 m.
o 5.000 m. se encuentran las nieves perpetuas. En contraposición,
en una región alpina de la zona templada, la vegetación puede partir
de una base de bosques de hoja caduca, a coniferas y pastos, hasta
llegar a las nieves perpetuas por encima de los 2.500 m. aproxi­
madamente. T a m b ié n son de destacar las diferencias entre las ve r­
tientes de solana y umbría c o m o puede apreciarse en la figura X.10.
V A R IA C IO N ES Q U E SE E S TA B L E C E N E N TR E LA S V E R T IE N T E S M O N T A Ñ O S A S
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Figura X.9.
374
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Variedades de! clima de montaña. Obsérvense las diferencias que pre­
sentan en relación con la latitud.
Figura X . I O .
Diferencias en la vegetación según la exposición a solana o a umbría,
y en relación con la altitud.
375
Los regímenes fluviales experimentan, principalmente, el efecto
del deshielo en primavera y del almacenaje de nieve y agua en
invierno.
Las montañas, al ser con frecuencia puntos de nacimiento de
ríos, presentan, por lo general, unos cauces pequeños y de corrientes
rápidas. Su régimen suele ser nival o glacial.
Los suelos, según se asciende en altura, suelen ser progresiva­
mente más delgados, jóvenes y pobres, puesto que, por un lado,
el frío reduce los intercambios minerales y la actividad bacteriana,
y, por otro, la pendiente favorece un fuerte drenaje y la acción de
procesos de gravedad.
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376
377
TEMA XI
LA VEG ETACIÓ N
esq uem a/resum en
Introducción
1.
Factores condicionantes del desarrollo de ia vegetación
1.1.
Factores climáticos.
—
—
—
2.
1.2.
Factores topográficos:
tientes, altitud.
1.3.
Factores edafológicos: composición física del suelo, c o m ­
posición química, materia orgánica, perfil.
1.4.
Factores bióticos.
pendientes, orientación de las ve r­
Adaptación de ia vegetación a los factores ambientales
—
—
—
—
3.
Factores energéticos: luz y calor.
Factor hídrico.
Factor eòlico.
Sistema foliar: En cuanto a: su tamaño, dureza, caducidad,
suculencia, orientación, disposición de su con ­
junto.
En función de: la transpiración, iluminación y
temperatura, sequedad, viento.
Porte de la vegetación: en relación con la falta de humedad
y con la velocidad del viento.
Sistema rodicular: en función de la sequía y de la facilidad
de penetración en el suelo.
Diferencias entre vegetación zonal, extrazonal y azonal.
Influencia de ia vegetación sobre el clima y los suelos
379
—
Sobre el clima: en las temperaturas.
en la humedad.
Sobre los suelos: en relación con las raíces.
en relación con el aporte de materia or­
gánica.
en relación con el efecto de cobertura.
—
I
Clasificación de ia vegetación naturai
—
—
Distintos criterios.
Clasificación estructural:
4.1.
4.2.
4.3.
4.4.
INTRODUCCION
bosque
sabana
pradera
desierto
Distribución de ia vegetación
5.1.
Zona intertropical:
—
—
5.2.
Zona templada:
—
—
—
5.3.
Selva ecuatorial.
Bosque tropical con estación seca: selva tropical, sabana.
bosques de hoja perenne de climas subtropicales.
bosques de hoja caduca de climas continentales
medos.
hú­
bosques de coniferas de climas subártico y marino de
latitud media.
Zonas circumpolares: tundra.
Hasta el mom ento, hemos ido viendo las diversas interacciones
que se dan en la atmósfera terrestre y que nos han introducido en
el conocim iento de una parte del medio ambiente (entendiendo por
medio ambiente el conjunto de condiciones de vida externas que
actúan sobre un ser vivo o un conjunto de organismos, en el lugar
en que viven). Una vez conocida la configuración y dinámica de la
capa aérea, con este tema introducimos un nuevo elemento en el
sistema: los seres vivos vegetales. Con ello habrá que considerar
un concepto que es fundamental y que se introducirá a partir de
ahora, ei ecosistema, definido c o m o un sistema unitario de interre-
laciones entre los seres vivos y su entorno inorgánico, capaz de
autorregularse hasta un cierto punto.
El estudio de la vegetación tiene un gran interés geográfico ya
que su existencia y sus características dependen de la interacción
de los elementos reinantes en el medio físico donde se desarrolle.
Así, la vegetación natural es fiel reflejo de las condiciones que se
dan en un medio concreto y a partir de ella pod em o s deducir muchas
de las características físicas de la zona que observamos.
La vegetación tiene un importante papel en la biosfera. A través
de la fotosíntesis es capaz de captar y de fijar la energía de su
entorno. Es fuente de oxígeno para la vida de la Tierra. Aporta
recursos naturales renovables (alimentos, combustibles, etc.). Juega
un importante papel c o m o factor condicionante del medio físico en
el que se desarrolla influyendo sobre el clima. Su conexión con éste
es tan estrecha que, c o m o ya vim os en temas anteriores, algunos
criterios de clasificación climática se basan en la vegetación.
El conocim iento causal de la composición y distribución de la
vegetación en el m u n d o es uno de los objetivos del geógrafo y su
estudio se lleva a cabo por distintas áreas del conocim iento geo­
gráfico, según sea el conjunto vegetal que se considere. Dentro de
381
la Geografía Física, nos centraremos en el estudio de la vegetación
natural, cuya composición no ha sido modificada por la acción
humana, dependiendo su distribución y configuración del conjunto
de elementos del medio ambiente físico: edafológicos, topográficos,
climáticos y bióticos. T a m b ié n verem os brevemente la influencia
humana com o factor modificador de la distribución de las plantas
naturales. En cambio, no haremos mención del conjunto integrado
por las plantas cultivadas, cuyo estudio entra en el área de la
Geografía Humana, ya que su composición y distribución son el
resultado de un proceso de tipo cultural más que físico.
1.
FACTORES CO NDICIO NAN TES DEL DESARROLLO DE LA
VEGETACIÓN
La vegetación, en cuanto que está configurada por seres vivos,
necesita de unas condiciones mínim as para su desarrollo, en función
de las cuales se distribuye en la superficie terrestre. Así, el margen
más o menos amplio de las condiciones favorables de un medio
con relación a una especie vegetal concreta, se manifiesta a través
de la densidad y la forma que adquiere el conjunto vegetal. Es decir,
que si en una comunidad vegetal entra m ayor caudal de energía de
la que sale, el superávit energético se refleja en el crecimiento de
la planta y la comunidad se desarrolla. En el caso contrario la
comunidad se retrae.
Los factores que afectan al desarrollo de la vegetación son bá­
sicamente: climáticos, edafológicos, topográficos y bióticos. La inci­
dencia de cada uno de ellos se desprende del propio ciclo de
desarrollo de las plantas.
1.1
Factores climáticos
En general, la vegetación y el clima están m u y interrelacionados,
pero debem os tener en cuenta que más que los valores medios
climáticos lo que cuenta son los efectos acumulados y los valores
extremos.
Cada uno de los elementos del clima juega un papel determinado
en el desarrollo de la vegetación, constituyendo el conjunto un factor
determinante para su desarrollo. Los principales factores a considerar
son: energéticos, hídricos y eólicos.
382
Entre los factores energéticos tenemos que resaltar la diferencia
existente entre luz y calor, ambas derivadas de la radiación solar.
La iuz es imprescindible para la vida de las plantas, puesto que
condiciona la actividad fotosintética. Así, en la planta existen una
serie de procesos que son influidos por la luz, c om o son el inicio
de la germinación, la floración, la caída de las hojas y, en algunos
casos, los cambios estacionales de reposo y actividad. El condicio­
namiento que ejerce la luz se aprecia también en la forma y color
de la planta, así co m o en la dirección que toma el crecimiento a
favor de su procedencia.
C o m o recordaremos de temas anteriores, la luminosidad que
recibe una zona de la Tierra varía con la latitud (que establece la
diferente duración día-noche y la diferente intensidad de la luz), con
la altura (ya que en las tierras más elevadas se registra una mayor
intensidad de iluminación), con la circulación atmosférica (que re­
percute en una mayor o m enor nubosidad) y con la naturaleza de
la superficie (que modifica el albedo). En este sentido, hay que
considerar también que la cantidad de luz útil para la planta dependerá
en gran parte de su posición dentro de la com unidad vegetal; así,
tenemos que los pisos altos reciben más luz que los inferiores.
A dem ás, hay que tener en cuenta que no todas las plantas tienen
las mismas necesidades.
El calor influye sobre todo en la velocidad con que se llevan a
cabo los procesos fisiológicos de las plantas. Ahora bien, la te m ­
peratura óptima es diferente para cada planta, de m o d o que éstas
realizan sus diversas funciones (fotosíntesis, floración, formación del
fruto, o germinación de la semilla) dentro de unos márgenes, en
torno a su temperatura óptima correspondiente. Más allá de éstos,
la planta no puede desarrollarse; así, su desarrollo en función de
las temperaturas queda limitado por los valores que alcanzan las
temperaturas extremas, las variaciones diurnas y la evolución esta­
cional. Indirectamente, las temperaturas pueden tener también un
importante papel, nos referimos a su efecto sobre la transpiración
o pérdida de agua que es proporcional a la temperatura.
Las temperaturas, c o m o recordaremos, experimentan un progre­
sivo descenso del Ecuador a los polos, con algunas modificaciones
en función de la situación oceánica y continental, y en relación con
la altitud y a exposición de las vertientes.
La importancia del factor hídrico es obvia si consideramos que
el agua es imprescindible para los seres vivos y si tenemos en
cuenta que en los vegetales el agua representa, por término medio,
un 50 por 100 del total de su peso, aunque hay que resaltar que
este porcentaje varía notablemente según las especies.
383
El agua en las plantas es mediadora de sus reacciones químicas
y sin ella no pueden realizar funciones fisiológicas tan importantes
c om o son la transpiración, la asimilación clorofílica y la respiración,
además, constituye el vehículo de las sustancias nutritivas. En general,
puede decirse que las condiciones hídricas que puede encontrar la
vegetación dependen, primero y fundamentalmente, del vo lum en de
precipitaciones que reciban, aunque, c o m o las plantas no tom an el
agua directamente de las precipitaciones, la cantidad de agua apro­
vechable por ellas está en función de su permanencia y movilidad
en el suelo, que depende de las características de éste (tema XVI),
y en función de la evapotranspiración, que varía con la temperatura,
el viento y la propia autorregulación de las plantas.
Finalmente, la incidencia del factor viento está en relación con
su intensidad, su permanencia y contenido de partículas que arrastra
en su recorrido. Estas repercusiones son en su m ayor parte de signo
negativo, aunque no hay que olvidar el efecto beneficioso de las
brisas suaves, las cuales provocan la renovación del aire sobre las
hojas, favorecen la asimilación clorofílica y disminuyen el riesgo de
helada.
Su efecto limitante, relacionado con su violencia y constancia,
afecta principalmente a las especies árboreas, limitándolas en altura.
En los casos extremos, los vientos huracanados pueden llegan a
provocar la destrucción de toda aquella vegetación que no disponga
de unas buenas raíces o que presenten mucha superficie y altura
de tallo. Otras importantes repercusiones se derivan del transporte
de las semillas, hecho que provoca su disminución en el lugar de
asentamiento de la planta y su expansión a regiones más alejadas.
En relación con el contenido de sales, resulta sumamente perjudicial
en las costas. Finalmente, d ebem os recordar también el aumento de
la transpiración que ocasiona.
1.2.
Factores topográficos
Si los factores climáticos tienden a imponer sus condiciones a
gran escala, la topografía introduce un factor modificador que re­
percute en espacios más reducidos. C o m o factores topográficos d e ­
b em os considerar la pendiente del terreno, la orientación de las
vertientes y la altitud.
La pendiente del terreno afecta a la retención del agua por el
suelo, ya que a m ayor pendiente m ayor será la escorrentía superficial
y m enor su penetrabilidad; al m ism o tiempo, repercute también en
la potencia del suelo, puesto que a mayor pendiente m ayor será el
384
proceso de erosión. La orientación de las vertientes supone un
factor diferenciador entre las características climáticas de solana y
umbría, y entre las vertientes expuestas o protegidas de los vientos
dominantes, c o m o vimos al tratar los climas de montaña. Finalmente,
la altitud tiene un efecto directo sobre el descenso de temperatura
e incremento de la intensidad de la luz.
1.3.
Factores edafológicos
El factor edafológico es de gran importancia puesto que constituye
el medio de fijación de las plantas y es su fuente de alimentación,
influyendo notablemente sobre su crecimiento. A su vez, el suelo
está controlado por el clima y por la propia vegetación, de ahí que
deba tenerse siempre m u y en cuenta la estrecha interacción que se
produce entre clima, vegetación y suelos (véanse mapas de clima,
suelos y vegetación, poniéndolos en relación; para ello puede servirse
de un atlas).
La incidencia que tiene el suelo sobre la vegetación está en
relación con su composición física, en cuanto que constituye el
soporte de un sistema radicular y el lugar de retención del agua y
de los nutrientes; así, por ejemplo, en los suelos arenosos el agua
se agota rápidamente por su poca capacidad de retención, de m od o
que sobre ellos se asientan especies xerófilas. T a m b ié n está en
relación con su composición química ya que de él extrae los ele­
mentos indispensables para su desarrollo; de este m od o, las pro­
piedades químicas de los suelos determinan el carácter local de la
vegetación; así, por ejemplo, los suelos calizos tienen una vegetación
característica (plantas calcícolas) hasta el punto de que a través de
estas plantas puede seguirse la distribución de los suelos calcáreos;
también se produce el m ism o efecto en el caso de los suelos salinos
asentándose sobre ellos plantas halófilas.
Asim ism o, la materia orgánica modifica las características físicas
del suelo y le proporciona elementos nutrientes. Finalmente, también
está en relación con su perfil, que expresa el desarrollo adquirido
por el suelo.
T o d o s estos aspectos se ampliarán en el tema XVI.
1.4.
Factores bióticos
Este factor es de gran complejidad por los procesos que lleva
consigo y su actuación implica un equilibrio o desequilibrio de las
385
asociaciones vegetales. El factor biòtico queda constituido por la
acción de una multitud de seres vivos, que van desde bacterias
hasta animales herbíboros, incluyéndose el propio hombre, que a lo
largo de la historia ha ido destruyendo la vegetación natural, oca­
sionando preocupantes procesos de desertificación.
2.
ADAPTACIÓN DE LA VEG ETACIÓ N A LOS FACTORES
AM BIENTALES
C o m o hem os visto, las distintas condiciones ambientales deter­
minan que en una zona se instalen unas u otras especies, incluso,
si analizamos éstas más detenidamente, po d em o s encontrarnos con
que una misma planta, en distintas regiones, puede presentar un
aspecto diferente al que es considerado c o m o normal. Igualmente,
pod em o s encontrar ciertas plantas que, gracias a las condiciones
locales, han crecido fuera de la región climática que les es más
favorable.
Las plantas, para asegurar su supervivencia, pueden también ir
transformando su forma y su funcionamiento fisiológico. Hay que
destacar que estas adaptaciones sólo se realizan cuando las m o d i­
ficaciones ambientales son progresivas y lentas, puesto que los
cambios bruscos provocan daños irreparables en la mayor parte de
los casos, con la consiguiente muerte de la planta. Así, por ejemplo,
una helada en otoño puede dañar el tronco de los árboles, Asurán­
dolos, dificultando la circulación de la sabia y facilitando el ataque
de los hongos, mientras que una helada en primavera puede afectar
a la circulación de la savia y destruir los brotes tiernos.
Las adaptaciones fisiológicas modifican el funcionamiento de ia
planta variando la velocidad de transpiración, la presión osmótica
de los líquidos celulares, permitiendo a las raíces tomar agua del
suelo cuando éste tiene poca; y ocasionan ei endurecimiento de la
planta ante las bajas temperaturas, dism inuyendo su contenido en
agua y aumentando la concentración de sales, de m o d o que al
aumentar la densidad del líquido se rebaja el punto de congelación.
Para el geógrafo, lo principal de estas adaptaciones fisiológicas
es que se traducen también en unas adaptaciones morfológicas, lo
que permite determinar con m ayor precisión la acomodación de la
vegetación al medio. Así, conocer algunas consideraciones sobre las
diferencias morfológicas nos ayudará a imaginarnos c ó m o será la
vegetación que se instale en una u otra zona.
386
El sistema foliar es el más perceptible a primera vista y tal vez
el que sufre un m ayor núm ero de modificaciones en cuanto a tamaño,
dureza, caducidad, suculencia, orientación o disposición en su c o n ­
junto.
El tamaño de las hojas es m u y variable, modificándose en relación
con las condiciones de transpiración e iluminación; así, las plantas
con hojas anchas se localizan en regiones con elevada humedad
(para facilitar la evaporación) o de poca iluminación (para captar una
m ayor cantidad al aumentar su superficie). Por el contrario, el tamaño
de la hoja se reducirá o incluso se transformará en espinas en
lugares con mucha iluminación o donde se produzca una elevada
transpiración y haya déficit de agua, con el fin de reducir la eva­
poración.
La dureza y ei grosor de la hoja es variable en relación con la
temperatura; así, en las especies xerófilas, la cutícula puede ser
gruesa y, muchas veces, aparecen impregnadas de resinas, que
ejercen un papel impermeabilizante; en el caso de los cactus, se
produce un gran grosor de tallos y hojas, con el fin de acumular
agua para la estación seca.
La caducidad de la hoja tiene c o m o fin reducir la actividad de
la planta en la estación menos favorable, pudiendo desencadenarse
c o m o adaptación a variaciones de temperatura, de iluminación o de
agua. Hay que destacar que la adaptación de las plantas a las
diferencias estacionales puede ir más allá de la simple pérdida de
la hoja, pudiendo traducirse en su desaparición total a ras del suelo
o incluso en la muerte, quedando tan sólo las semillas, que ger­
minarán cuando las condiciones ambientales sean favorables.
Las modificaciones en el porte de la vegetación son también m u y
apreciables. Este tiende a reducirse con la falta de humedad, ha­
ciéndose leñoso y achaparrado, y con la velocidad del viento ya
que ésta es m enor a nivel del suelo.
El sistema radicular, aunque no es perceptible a primera vista,
también experimenta considerables modificaciones en relación con
el clima y con las características del suelo. Así, la sequía lleva a
una mayor profundización de las raíces en busca de agua, y la
dureza del suelo a la búsqueda de zonas de mejor penetración.
Podem os decir que el tamaño, la estratificación y grado de c o ­
bertura de la vegetación, su periodicidad y la forma y textura de
sus hojas, reflejan con todo detalle las condiciones ambientales de
clima, suelo y modelado existentes.
De esta forma, la vegetación zonal, es decir, la vegetación que
se corresponde con su zona climática sigue las siguientes líneas:
387
—
—
—
En los climas en que la m ayor parte del año hay unas c on ­
diciones favorables para la vegetación, c om o pueden ser los
climas ecuatoriales, suele darse un tipo de vegetación que
mantiene a lo largo de todo el año su forma habitual. En
general, las regiones cálidas y húmedas pueden tener una
intensa vida vegetal ya que el agua y el calor favorecen las
reacciones bioquímicas, desarrollándose en ellas todo tipo de
vegetación: árboles, arbustos, matorrales, etc., que pueden ser
de hoja caduca y sempervirente, en relación con la m ayor o
m enor variación de las condiciones climáticas.
La alternancia de estaciones introduce mayores modificaciones.
Así, las zonas templadas contienen una gran variedad de ve ­
getación. Es, en general, de m enor altura, más leñosa y pre­
senta reducciones de hojas y tallo más drásticas para las
estaciones desfavorables que en el caso anterior.
En las zonas m u y frías, donde la deficiencia de calor e ilu­
minación son más acusadas, la vegetación queda reducida a
la mínima expresión e incluso llega a desaparecer.
Es importante considerar que a veces pod em os encontrar una
vegetación extrazonal, desarrollada en zonas que en principio no se
corresponden con sus necesidades climáticas; ello se debe a que
localmente se desarrolla un biotipo favorable para su desarrollo. Así,
por ejemplo, p o d em o s encontrar extrazonalmente una vegetación de
bosque en regiones esteparias a lo largo de las corrientes de agua,
form ando bosques en galería.
A d e m á s de esta vegetación zonal y extrazonal, más relacionadas
con el medio ambiente climático, se da también una vegetación
azonal, es decir, que para su instalación tienen m ayor influencia
determinadas características del suelo. Ejemplos de ello se encuentran
en la vegetación característica de suelos salinos, calizos, laderas
rocosas, dunas, etc.
3.
INFLUENCIA DE LA VEGETACIÓ N SOBRE EL CLIMA
Y EL SUELO
Si bien hay un gran núm ero de factores que repercuten en la
distribución de la vegetación, ésta, al m ism o tiempo, está efectuando
un importante papel modificador sobre aquellos. En general, puede
decirse que la vegetación depende del clima, pero con mayor detalle,
388
la vegetación interviene, de forma visible, modificando los equilibrios
hidrológico, geomorfológico y geoquímico.
Su acción sobre el clima se deja sentir en cuanto a temperatura
y pluviosidad. Está com p ro b a d o que los bosques provocan un des­
censo de la temperatura media en los meses de verano, un menor
núm ero de heladas en los meses de invierno y un descenso de la
oscilación diurna. Esta repercusión térmica se debe al efecto de
pantalla que ejerce con respecto a la insolación, al tiempo que
absorbe parte de ella, del freno que supone para la irradiación y
de la humedad que desprende a través de la transpiración (recuérdese
que el agua es un efectivo m oderador de las temperaturas).
La humedad es m ayor en las regiones cubiertas de arbolado,
observándose que tras la desaparición del bosque por la acción
antròpica, la humedad se reduce, incluso pueden aparecer situaciones
de aridez y procesos de desertización.
Su acción sobre los suelos tiene tan importantes repercusiones
que, por ejemplo, Trícart llega a decir que los suelos no existen
más que por la vegetación. Estos efectos se llevan a cabo a través
de las raíces, del aporte de materia orgánica y de su efecto de
cobertura. Por medio de las raíces, las plantas juegan un papel
primordial en ia meteorización fisica (tema XVI) ya que su penetración
en la roca hace que ésta se rompa, al tiempo que modifica la
disposición inicial de los materiales. Las raíces también modifican el
balance hidrico y químico del suelo al extraer parte de su agua, de
sus soluciones minerales y del conjunto de nutrientes que se en­
cuentran en ellos.
La vegetación con su aporte de materia orgánica contribuye a
cerrar el ciclo de la materia, ya que ésta, tras su descomposición,
aporta nuevamente nutrientes al suelo al quedar disueltos en el agua
de infiltración.
A través de su papel cobertor influye en los procesos morfogenéticos y en las características hídricas y térmicas del suelo. Los
órganos aéreos dispersan parcialmente la energía cinética de las
gotas de lluvia, reduciéndo la incidencia de un impacto directo de
éstas sobre el suelo. La arrollada es frenada por la protección que
ejerce sobre el suelo, incluso tiene un papel fijador de una parte
del material que no puede ser arrastrado y que se va amontonando
en lugares con vegetación.
Las características hídricas del suelo se ven afectadas por la
modificación de la proporción de agua que se infiltra en él. Igual­
mente, afecta a sus características térmicas en dos sentidos: por un
lado, en los meses de calor disminuye la temperatura del propio
suelo, con lo que se modifica su evaporación, y, por otro lado, en
389
los meses más fríos le protege de las heladas o por lo menos las
reduce, hecho que repercute en distintos procesos geomorfológicos.
4.
CLASIFICACIÓN DE LA VEG ETACIÓ N N ATUR AL
Las clasificaciones que se realizan de la vegetación son diversas,
variando en función del criterio que se emplee para ello (floristico,
morfológico, estructural), de la escala utilizada (plantas aisladas, aso­
ciaciones vegetales, etc.) e incluso del m étodo que se utilice (ta­
xonómico, fisionòmico, etc.). A q u í seguiremos inicialmente una cla­
sificación estructural, tom ando c o m o unidad básica la formación
vegetal.
Los tipos de vegetación que se derivan de esta clasificación
estructural se identifican perfectamente con los grandes regímenes
climáticos, sobre todo c o m o respuesta a las condiciones de humedad
(precipitación y evaporación) y, de forma más secundaria, en cuanto
a la luz, temperatura y vientos.
En esta clasificación verem os cuatro tipos de vegetación: el b os­
que, la sabana, la pradera y el desierto. Estos tipos se agrupan por
sus similitudes morfológicas externas en cuanto a estructura, forma,
organización espacial de los individuos, su abundancia y cobertura
y su estratificación vertical (figura X I.la y b).
4.1.
El bosque
Es una formación vegeta! constituida por árboles que crecen unos
¡unto a otros y forman un estrato de hojas que cubre de sombra
ei suelo. Esta som bra provoca una protección del suelo con respecto
a los rayos solares, la precipitación y la evaporación, configurando
un microclima por debajo de sus copas.
Dentro de un m ism o bosque pueden encontrarse distintas especies
a distintos niveles, puesto que, por lo general, cuentan con más de
un piso en su estratificación.
Los bosques podem os encontrarlos en muchas regiones, bajo
m u y distintos regímenes climáticos, puesto que las condiciones m e ­
dioambientales que requieren están en relación, en primer lugar, con
el volum en de precipitaciones a lo largo del año, volum en que puede
ser m u y distinto. Por ejemplo, hay bosques que reciben más de
4.000 m m . anuales y en cambio hay otros que no llegan a los 500
390
Figura X I .l a .
Clasificación de la vegetación natural: 1) Bosque; 2) Sabana.
m m .; evidentemente, estas diferencias se traducirán en la configu­
ración de distintos tipos de bosques, con distintas especies vegetales.
Así, gradualmente, se puede ir pasando del bosque denso de la
selva tropical lluviosa (que cuenta con gran variedad de especies),
hacia un bosque tropical más claro que el anterior y con mayor
predominio de árboles de hoja caduca, debido a la alternancia de
la estación seca. Continuaría en la gradación una gran diversidad de
bosques de las zonas templadas (bosques esclerófilo, mixto, caducifólio, etc.) en cuya configuración intervendrían las mayores dife­
rencias estacionales de temperatura, precipitación e iluminación, con
las consiguientes adaptaciones. Finalmente, encontraríamos bosques
boreales o taigas, compuestos por coniferas, los cuales tienen que
soportar unas condiciones climáticas extremas.
C o m o hemos dicho, los bosques requieren un cierto volum en de
precipitaciones (por debajo de 500 mm . comienza ya la sabana),
pero no es preciso que el total precipitado caiga de forma regular
sino que admiten variaciones estacionales. Ad e m á s del total preci­
pitado, es importante también la evapotranspiración que se produce.
En un bosque es importante considerar la abundancia relativa de
especies, su morfología y sus características propias co m o elemento
del paisaje.
4.2.
La sabana
Es una combinación de árboles y arbustos en proporciones va­
riables. En ella, la proporción de árboles suele ser baja, quedando
m u y espaciados y predom inando las formaciones herbáceas. En fun­
ción de esta proporcionalidad se diferencian tres tipos de sabana:
el bosque sabana, el parque sabana y la sabana herbácea.
Las causas de su formación han sido m u y discutidas. A principio
de siglo se la consideraba c om o una formación zonal, característica
del clima tropical con estación seca; posteriormente se introdujo la
idea de atribuirla, fundamentalmente, a una degradación antròpica.
Finalmente, a mediados de siglo, se demostró la influencia de diversos
factores, evidenciándose las relaciones entre la vegetación de sabana
con el clima a escala regional, con el suelo y con la geomorfologia
a un nivel de m ayor detalle, con la acción antròpica al ocasionar
incendios de la maleza y desmontes, y con las influencias paleoclimáticas a m o d o de reliquias de climas anteriores.
Las características climáticas de la zona de sabana son de baja
precipitación total anual y con una desigual distribución estacional.
Las sabanas se encuentran, por lo general, ocupando extensas lla­
nuras y mesetas.
392
Figura X I . I b .
Clasificación de la vegetación natural: 3) Pradera; 4} Desierto. (Fotografía
de «El C o rre o de la U n e s c o » .
N.° die. 1988).
4.3.
La pradera
Es una extensión cubierta, en su mayor parte o totalmente, de
hierba en sus diversas variedades (pradera alta hasta 1,5 m de
altura; pradera mixta, en torno a 0,80 m de altura y pradera corta).
Sus condiciones climáticas son m u y amplias; por lo general, se
sitúan en climas de poca precipitación anual, pero, en cuanto a las
temperaturas, su localización muestra una gran amplitud, pudiéndose
encontrar tanto en climas de calor extremo c o m o en climas m u y
fríos.
4.4.
El desierto
El desierto es un medio caracterizado por una vegetación m u y
escasa y dispersa que deja al desnudo un elevado porcentaje de
suelo, lo cual le hace m u y sensible a los procesos de meteorización
y de erosión (véase temas de Geomorfologia). Esta vegetación pre­
senta aspectos m u y diferentes en función de la naturaleza del material
rocoso sobre el que se asienta. El desierto cuenta, por lo general,
con plantas de pequeño tamaño adaptadas a la sequedad; unas lo
hacen reduciendo su superficie transpirante y desarrollando al m áxim o
sus raíces, otras configurándose en plantas suculentas o incluso otras
convirtiéndose en semillas que se activarán esporádicamente tras la
lluvia.
El desierto está desprovisto de árboles, aunque en algunos de­
siertos puede darse algún tipo de plantas leñosas (esto es más
frecuente en los desiertos de la zona templada). Esta vegetación
queda asociada a climas extremadamente áridos, tanto de zonas
cálidas c o m o de zonas frías (figura XI.2).
5.
Figura XI.2.
DISTRIBUCIÓN DE LA VEGETACIÓ N
T o d o lo estudiado hasta el m om ento nos permite co m prender la
distribución de la vegetación y nos da la posibilidad de establecer
nuestras propias deducciones a partir de unas características cli­
máticas. En este apartado, a través de la relación clima-vegetación
que hemos seguido hasta el mom ento, estudiaremos la distribución
de la vegetación en relación con los grandes dominios climáticos.
394
I
Vegetación dei desierto. Distintos paisajes de desierto. (Fotografía M. J. Aguilera.)
1
%
Al estudiar la vegetación de cada uno de los dominios climáticos,
debem os recordar sus características climáticas, siendo conveniente
seguir su distribución en un mapa (figura XI.3).
5.1.
Vegetación de la zona intertropical
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Vim os que dentro de la zona intertropical, se establecía una
diferenciación climática en relación con la presencia o ausencia de
una estación seca; del m ism o m odo, la vegetación presenta dife­
rencias según los casos.
La zona de clima ecuatorial cuenta todo el año con unas c on ­
diciones m u y favorables por su regularidad térmica y pluviomètrica,
lo que da lugar a una rica y exuberante vegetación, en su mayoría
de hoja ancha y perenne, denominada selva ecuatorial. Esta ho­
mogeneidad climática a lo largo del año da lugar a que las plantas
puedan llevar a cabo sus funciones en cualquier época, de m od o
que la floración, la fructificación y la renovación de las hojas no
tiene porqué realizarse a la vez. Así, por ejemplo, la mayoría de los
árboles cambian sus hojas paulatinamente a lo largo del año, lo que
lleva a considerarlos c o m o de hoja perenne al no quedar nunca
desprovistos de ellas. En los casos en que sí se renuevan todas a
la vez, lo hacen en un período m u y corto de tiempo.
Podemos darnos una idea de la gran riqueza vegetal que contiene
la selva ecuatorial si consideramos que, por ejemplo, en la selva
amazónica han llegado a inventariarse hasta 8.000 especies diferentes.
Por ello, se produce una gran diversidad de bosques ecuatoriales
con un elemento c om ú n : todos ellos están constituidos por plantas
megatermas (especies que necesitan altas temperaturas para vivir).
La característica básica de la vegetación es el predominio de las
especies arbóreas, compuesta por individuos m u y desarrollados en
altura que pueden llegar a alcanzar hasta 60 m. Estos se encuentran
dispuestos en varios estratos, generalmente en núm ero de tres pisos
arbóreos y dos de plantas leñosas de gran desarrollo. Au n que , en
su conjunto, la masa arbórea parece espesa y continua, hay dife­
rencias según los pisos; el piso superior está espaciado, el segundo
tiene una mayor continuidad con respecto a las copas de sus árboles,
quedando compuesto el inferior por brotes jóvenes e individuos
adultos de copas más pequeñas y achatadas (figura XI.4).
Jun to a las especies arbóreas hay otros importantes componentes
vegetales, c o m o son las enredaderas, plantas epífitas (se desarrollan
sobre otros vegetales y no tienen raíces en el suelo) y plantas
herbáceas. Entre las enredaderas son de destacar las lianas, que son
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398
plantas leñosas, delgadas por lo general, aunque en algunos casos
pueden llegar a alcanzar hasta 20 cm de diámetro; en la búsqueda
de luz pueden llegar a alcanzar las capas más altas del bosque
(figura XI.5).
Las plantas epífitas adquieren una gran importancia, tanto por su
núm ero y diversidad c om o por constituir un elemento diferenciador
de la selva tropical; entre éstas destacan las orquídeas.
Finalmente, en los niveles inferiores se desarrolla una vegetación
herbácea, cuyo tamaño y densidad varía en relación con el mayor
o m enor déficit de luz, alcanzando su mayor desarrollo cuando hay
m ayor proporción de espacios libres (figura XI.6).
En las regiones litorales se dan adaptaciones a los suelos inun­
dados y a la salinidad propia de las costas, dando una vegetación
característica, los manglares. Estos se disponen según una distri­
bución lineal 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 pueden extenderse, además, tierra adentro, ocu ­
pando marismas y lagunas. Esos manglares están formados por
plantas de raíces aéreas y con un follaje adaptado a una elevada
transpiración.
El bosque tropical de clima con estación seca, presenta algunas
modificaciones con respecto a la selva, en función de sus caracte­
rísticas pluviométricas. Estas modificaciones varían según sea la ri­
gurosidad de la estación seca, pudiéndose hablar de una gradación
con la sequía.
La vegetación de la selva tropical es menos densa y cuenta con
una m enor estratificación que la selva ecuatorial; se incrementan las
especies de hoja caduca, aunque todavía se mantienen numerosas
especies de hoja perenne, y se produce una m ayor densidad y
desarrollo del sotobosque herbáceo al ser m ayor la cantidad de luz
que llega al suelo. Son características de estas regiones las asocia­
ciones de bam bú, que han alcanzado aquí su clímax.
La vegetación de sabana se deriva de un período seco superior
a tres meses o de una adaptación a las variaciones del contenido
acuoso del suelo. Dentro de estas regiones de sabana pueden en­
contrarse todavía algunas manifestaciones de la selva en los valles
más húmedos, donde reciben el nom bre de bosques-galería tropi­
cales.
Dentro de la propia sabana se establecen diferencias según la
importancia de la aridez, así se diferencian las sabanas húmeda, seca
y espinosa. Las características generales de la sabana se traducen
en un m enor núm ero de especies que en las selvas, una vegetación
arbórea compuesta por especies resistentes al fuego (son frecuentes
400
los incendios en el estrato inferior) y una reducción en altura de los
árboles, los cuales oscilan entre 10 y 18 m. La densidad del arbolado
decrece con el aumento de la estación seca hasta llegar a la situación
extrema en la que el paisaje queda salpicado por arbustos raquíticos
y separados o por arbustos leñosos caducifolios que llevan nor­
malmente espinas.
Al igual que las especies arbóreas, las especies herbáceas pre­
sentan modificaciones en su altura, así, en las regiones más húmedas
pueden alcanzar hasta 3,6 m de altura, mientras que en las regiones
más áridas quedan por debajo de los 60 cm.
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5.2.
Vegetación de la zona templada
C o m p ren d e una amplia gama vegetal adaptada a las variadas
características climáticas. En líneas generales y según se asciende
en latitud se distinguen:
—
—
—
bosques de hojas perennes de los climas subtropicales,
bosques de hoja caduca de los climas templados húmedos,
bosques de coniferas de los climas subártico y marino de la
latitud media.
En los bosques subtropicales hay que diferenciar los correspon­
dientes a los clima Cfa y Csa. En los primeros se establece un
bosque mixto, de cobertura menos densa que los de las zonas
intertropicales húmedas, de m enor altura y núm ero de especies, y
en los que se pone de manifiesto la estacionalidad a través de la
mezcla de árboles caducifolios y perennes. D onde ha intervenido
poco la acción humana, dominan los árboles frondosos (robles, arces,
tilos, magnolios); es de destacar la laurisilva, con bosques de hoja
perenne, y la m enor presencia de coniferas. Es importante el de­
sarrollo que adquieren los arbustos, que pueden llegar a formar un
estrato m u y denso, y el desarrollo de m usgos revistiendo ramas y
troncos en las regiones donde se producen abundantes nieblas y
nubes. Dentro del estrato arbustivo destacan las landas o brezales,
configurado por arbustos bajos y densos de aliagas, brezos y helechos. Esta formación es el resultado de la degradación del bosque
templado caducifolio.
En los bosques mediterráneos, las plantas se encuentran condi­
cionadas por la sequía y por el calor estival, de m o d o que los
árboles se adaptan por medio de hojas pequeñas, fuertes y enceradas,
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XI.8. Especies características de ia vegetación mediterránea.~A) Enebro;
B) Pinos; C) Alcornoques; D) Encinas y jaras. (Fotografía IVI. P. Borderías.)
Figura
aunque de hoja perenne. Sus troncos son cortos y de corteza gruesa,
contando con un profundo sistema radicular.
Se disponen en formaciones de bosques claros que dan una
escasa cobertera al suelo y que suelen estratificarse en tres for­
maciones: cubierta arbórea, arbustiva y herbácea. En el estrato ar­
bustivo se entremezclan especies de hoja caduca y de hoja perenne,
con un porte que oscila entre 1 y 3 m. Dentro de estas formaciones
arbustivas destacan el maquis, la garriga y el chaparra!.
El maquis y la garriga (denominaciones mediterráneas) configuran
una vegetación de monte bajo, derivadas, según distintas teorías,
bien de una degradación del bosque por la acción humana o bien
c o m o resultado del clima en la periferia de los bosques esclerófilos.
El maquis, instalado sobre suelos silíceos, incluye numerosas es­
pecies, algunas de ellas m u y espinosas. La garriga, instalada sobre
suelos calcáreos, es más discontinua y alcanza un m enor porte.
Finalmente, en las regiones más meridionales, se da el chaparral
(denominación californiana), configurado por un bosque enano ar­
bustivo, cuya composición varía con la altura y el grado de e xpo ­
sición.
La estepa arbustiva o herbácea anuncia el desierto.
Las especies más características son: el alcornoque sobre suelos
silíceos y con mayores precipitaciones; la encina en suelos calizos;
las coniferas cálidas (c o m o los pinos) en zonas más secas; los olivos;
y también son de destacar las plantas aromáticas c o m o el tomillo,
la jara, lavanda, romero, etc. (figuras XI.7 y XI.8).
Los climas continentales, más rigurosos que los anteriores, de­
sarrollan bosques de hoja caduca, bosques de coniferas y praderas
herbáceas por degradación del bosque. La variedad de especies
difiere según los continentes, pero por lo general predominan los
árboles altos, de hojas grandes, 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 (cuando
el suelo recibe abundante luz) para desarrollarse antes de que los
árboles completen su follaje.
Las especies más representativas son: en las regiones más frías
y húmedas el roble, el haya, el fresno; en los suelos de drenaje
deficientes el olm o y el fresno; también pueden encontrarse abedules,
nogales, arces y castaños.
Los bosques de coniferas se instalan allí donde la continentalidad
es más acusada y hay una influencia polar. Este bosque queda
diferenciado en bosques templados de coniferas y bosques de c o ­
niferas de latitudes altas o taiga, que se sitúa entre la tundra (en e
límite septentrional) y entre el bosque de hoja caduca o las estepas
40E
(en el límite meridional). Las coniferas se establecen allí donde las
condiciones no son propicias para las caducifolias de hoja grande,
aunque se incluyen en una amplia variedad, que com p re nd e tanto
tendencias oceánicas frías c o m o fríos continentales (figura XI.9).
Las coniferas poseen hojas estrechas, en forma de aguja o a
veces en forma de escamas, que se renuevan de forma continua a
lo largo del año; en su mayoría, son de hoja perenne pero las hay
también de hoja caduca, c o m o el alerce o el ciprés pelado. Su
tronco presenta una gruesa corteza y sus raíces están bien desa­
rrolladas, aunque en las regiones de suelos helados alcanzan poca
profundidad. En las latitudes más meridionales, algunos bosques de
coniferas incluyen también árboles de hoja ancha y caduca c o m o el
abedúl, haya, arce, sauce o chopo. Son m u y representativos los
pinos y los abetos.
La degradación de este bosque da lugar a formaciones herbáceas
de pradera, las cuales, cuando se acentúa la sequedad, dan paso
a las estepas. Estas praderas, en las regiones más húmedas, forman
un denso césped que ejerce un papel protector frente a la erosión,
pero en las estepas se distribuye m u y espaciadamente, dejando
m u c h o suelo al desnudo.
5.3.
Vegetación de las zonas circumpolares
Al Norte de la taiga y de los bosques boreales, se desarrolla la
tundra. Este término significa extensión de tierra peiada o terreno
inhóspito, tierra sin árboles. Es decir, que se localiza por encima del
límite en que las condiciones climáticas son propicias para el de­
sarrollo de los árboles, pero por encima del punto de congelación.
Localizada en climas m u y fríos, con humedad y suelos saturados,
presenta una vegetación m u y pobre, con plantas leñosas enanas,
arbustos bajos, plantas herbáceas, musgos y liqúenes que se de­
sarrollan con lentitud. Podemos diferenciar cuatro tipos de tundra:
la tundra de patas almohadilladas, la tundra herbácea, la tundra
arbustiva y la tundra arbórea (de transición hacia la taiga).
Las plantas leñosas, en las regiones más cálidas, son sauces
achaparrados y deformados, y abedules diseminados, sobreviviendo
en las hondonadas abrigadas los últimos restos del bosque.
Esta vegetación también se desarrolla en altitud, debido a los
vientos fríos y a la falta de abrigo que impide el crecimiento de los
árboles. En el medio montañoso se la denomina tundra alpina y
queda por debajo del suelo desnudo y de las nieves perpetuas.
Un hecho curioso es que el elevado contenido de azúcar de esta
407
vegetación hace que sea m u y nutritiva y puedan sobrevivir especies
animales m u y grandes.
En todas estas consideraciones sobre la distribución de la ve ­
getación, hay que resaltar un hecho que se ha ido mencionando
repetidamente y es la importancia que ha tenido la acción antròpica,
sobre todo en los últimos tiempos. Esta ha incidido más sobre la
limitación y modificación del bosque, cuanto más propicio ha sido
el medio ambiente para los asentamientos humanos o para sus
actividades económicas.
408
409
BIBLIOGRAFÍA
C o m o complem ento a este capítulo, comentamos una reducida
bibliografía en castellano, con el fin de que pueda servir de ayuda
al alumno para profundizar o aclarar los diversos aspectos tratados.
A esta bibliografía específica se añaden dos obras generales de
Geografía Física por el interés que tienen, tanto por el tratamiento
que se da a estos temas de Climatología c o m o por su adaptación
al nivel de este curso.
■ P a t t o n , C.P./ A l e x a n d e r , C.S./ K r a m e r , F.C. (1978) Curso de Geo­
grafía Físíca. Barcelona. Ed Vicens Vives. 446 páginas. Reeditado
en 1983. A u n q u e se trata de un manual que abarca toda la
Geografía Física, los 8 capítulos dedicados a la Climatología (cap.
2 al 9), el dedicado a los océanos (cap. 19) y el correspondiente
a la distribución de la vegetación (cap. 20) resultan m u y adecuados
para el nivel de nuestro programa.
A través de su lectura, se pueden adquirir los conceptos y la
terminología fundamentales para posteriores estudios de Clim a­
tología. Los distintos capítulos siguen la misma línea que el
programa de estas Unidades Didácticas: analiza los elementos del
clima en sí m ism os y con un carácter dinámico, finalizando con
la clasificación y distribución de los climas.
S t r a h l e r , a . (1975) Geografía Físíca. Barcelona, Ed. Om e ga . 769
páginas. Manual general de Geografía Física en el que los temas
dedicados a Climatología dan la base para el conocim iento de
los climas. En ellos se explican las variedades climáticas básicas,
prestando atención a las características esenciales del clima y la
dinámica de la circulación atmosférica, evitando insistir en defi­
niciones y en límites climáticos. En él se incluye el sistema de
clasificación de Kóppen, que es el que empleam os básicamente
en estas Unidades Didácticas.
Su enfoque se orienta hacia una descripción explicativa. En este
manual son 14 los temas (de 34 que tiene en total) que resultan
de interés para este capítulo.
B a r r y , R.G./ C h o r l e y , R.J. (1972) Atmósfera, tiempo y clima. B ar­
ce lona , Ed. O m e g a . 395 p á g in a s.
Enfocado desde una Climatología sinóptica y dinámica, va dirigido
a estudiantes de Meteorología y Climatología de cursos elemen­
tales de Universidad. Los tres primeros capítulos tratan sobre la
naturaleza de la atmósfera: su balance de energía y humedad y
su movim iento; el capítulo 4 sobre las masas de aire y diversos
410
procesos; y en los siguientes se estudian las características cli­
máticas zonales.
J a n s a G u a r d i o l a , J .M . (1969, reedición 1983). Curso de Clima­
tología. Madrid. Ed. Instituto Nacional de Meteorología. 445 pá­
ginas.
Es un texto que pretende sentar una base para estudios más
profundos en esta materia. En él se presentan los conceptos
fundamentales de Climatología General, en 10 capítulos, separando
cuidadosamente elementos y factores del clima. Se trata también
ampliamente la Climatología Descriptiva, a la que dedica 12 ca­
pítulos. Su primera parte, dedicada a Climatología Estadística (9
capítulos), queda fuera de los aspectos tratados en nuestro pro­
grama.
L a c o s t e , a./ S a l a n o n , R. (1973). Biogeografia. Barcelona, Ed. Oikos-
T a u. 271 páginas.
De fácil lectura, resulta adecuado para el alumno que se encuentre
por primera vez con esta materia. En él se da una visión general
de los distintos aspectos que estudia la Biogeografia, estableciendo
sus interrelaciones y dando una visión sintética y lógica de los
seres vivos sobre nuestro planeta.
(1965) El tiempo es noticia. Madrid, Ed. Cid. 294
páginas.
Es un libro de divulgación general, cuya lectura resulta m u y amena
y de fácil comprensión. El autor trata de que queden claros los
conceptos fundamentales de los fenóm enos que intervienen de­
cisivamente en la evolución del tiem po atmosférico, y en su
finalidad última, de que el lector pueda interpretar y com prender
un mapa del tiempo. No se trata de un libro ni formal ni clásico,
sino que es tratado de forma que resulte grato de leer y fácil
■ M e d in a , M.
de entender.
(1972, 1977 2." edición) Meteorología. Barcelona. Ed
Labor (NCL). 167 páginas.
Libro que coordina perfectamente su carácter divulgativo con su
carácter científico. En él se exponen las bases sobre las que se
asienta la Meteorología y las leyes que la rigen, centrándose sobre
todo en las propiedades generales de la atmósfera, y analizando
los procesos atmosféricos a distintas escalas. El libro en su
totalidad es útil para aclarar contenidos de nuestro programa.
- M il l e r , a .
- ViERS, G. (1975) Climatología.
Barcelona, Ed. Oikos-Tau. 309 pá­
ginas.
Es un texto clásico en el estudio inicial de la Climatología, en el
que adquiere un m ayor peso el enfoque descriptivo, simplificando
411
INTRODUCCIÓ N A LA GEOM ORFOLOGÌA
En este capítulo — Geomorfologia — va m os a estudiar las formas
de relieve que aparecen ante nuestros ojos. En primer lugar hemos
de tratar de conocer un poco más el planeta Tierra. Vim os en el
tema I, su forma y sus movim ientos. En éste vam os a descender a
otros niveles en su conocimiento.
Conform e nos acercamos a su superficie la pod em os ver dividida
en continentes y cuencas oceánicas. Dentro de cada una de esas
partes, encontramos distintas formas de m enor extensión superficial.
Así podem os ir dividiendo cada una de ellas hasta llegar a unidades
de dimensiones m u y reducidas, que distinguimos a simple vista por
su forma, por ejemplo una montaña o un valle fluvial.
Es m u y importante que te ngam os siempre presente la dimensión
espacial a la que hacen referencia las formas de relieve que se estén
analizando, ya que una unidad de relieve c o m o pueda ser un valle
fluvial, es parte de otra unidad de relieve de mayor dimensión, una
cuenca fluvial, u otra forma c o m o pueda ser una montaña, también
unidad de relieve, es parte de otra unidad de relieve de mayores
dimensiones, una cadena montañosa.
Esta consideración espacial de las formas de relieve la p o dem os
hacer extensiva a cualquier otro tipo de unidad considerada c o m o
forma, c o m o iremos viendo más adelante.
La palabra Geomorfologia, procede del griego geo (tierra), morphe
(forma) y logos (discurso). Es, según esto, ia ciencia que estudia el
relieve terrestre, tratando de describir y explicar sus formas. Al ser
su objeto de estudio ias formas del relieve terrestre, se ocupa de
la superficie de contacto de la litosfera (rocas), la hidrosfera (agua)
y la atmósfera (aire).
Por otro lado, hemos de considerar que la corteza terrestre está
sometida a una serie de fuerzas. Unas son de origen interno y se
415
deben a la energía y propiedades físicas del interior del planeta;
otras son de origen externo y son el resultado de la energía y
propiedades físicas del exterior de la tierra (la atmósfera). A m b a s
fuerzas actúan sobre unos materiales, las rocas, que constituyen la
materia prima para la formación del relieve.
Estas fuerzas internas (englobadas en la tectógénesis) y externas
(denominadas erosión) van a dar lugar a distintas formas de relieve,
según el tipo de roca sobre la que actúan. Asim ism o, las formas
presentarán características diferentes si sólo se analizan los efectos
que producen en ellas unas u otras fuerzas. Si analizamos sólo los
efectos de las fuerzas internas, veremos que aparecerán formas
horizontales o levemente inclinadas si aquellas no actúan o lo hacen
suavemente; formas plegadas, si las fuerzas son más fuertes y/o las
rocas más blandas y plásticas; y formas de fractura, si aquellas son
mayores aún o las rocas más duras y quebradizas. Si analizamos
sólo los efectos de las fuerzas externas, es decir, del viento, la nieve,
el hielo, los cambios de temperatura, etc. las rocas darán una u otra
forma de relieve, según sus propias características.
Es lógico pensar que las fuerzas internas y externas no actúan
separadamente sobre las rocas, sino que lo hacen de forma simul­
tánea, puesto que las rocas se hallan plenamente en contacto tanto
con el interior co m o con el exterior de la Tierra. El estudiar por
separado, tanto los agentes internos (endógenos) c om o los externos
(exógenos) o las formas a las que dan lugar, es una necesidad
impuesta por la facilidad de comprensión, puesto que el análisis de
procesos, materiales y agentes facilita posteriormente la síntesis al
estudiar una forma de relieve concreta.
La Geomorfología está relacionada con otras ciencias en una
relación de doble sentido. La Geología profundiza más hacia el interior
de la Tierra. Ella estudia los procesos, la tectógénesis, cuyas acciones
provocan la aparición de un relieve con una estructura determinada.
La Climatología estudia los fenómenos atmosféricos y el clima. Estos,
a través de los fenómenos metereológicos, originan la meteorización
de las rocas y la erosión de las formas que se originaron con la
tectógénesis, modelándolas y dando com o resultado otro relieve. La
Oceanografía y la Hidrología Fluvial, se relacionan con la G e o m o r ­
fología, al estudiar las formas de relieve litoral o submarino, la
primera, y las que se deben a la acción erosiva de los ríos, la
segunda. Por último, la Biogeografía le brinda sus investigaciones
acerca de los seres vivos, ya que éstos actúan de forma directa
(cobertera vegetal abundante que protege al suelo de los rayos
solares), sobre la capa superficial de la corteza terrestre.
416
La Geomorfología nace com o ciencia a finales del siglo XIX, si
bien desde el siglo XVI hubo estudiosos que se interesaron por
fenómenos geomorfológicos. Por ejemplo, Palissy, se interesó por
la acción erosiva del hielo (gelifracción), Leonardo da Vinci, por la
erosión fluvial y Surell por la erosión de los torrentes alpinos. Sin
embargo, fue con el norteamericano William M. Davis, a finales del
siglo XIX con su teoria del ciclo de erosión, cuando la Geomorfología
tuvo un gran avance co m o ciencia. Davis introdujo el factor tiempo
en la construcción del relieve, fundando la Geomorfología Histórica.
Su teoría fue aceptada por la escuela anglo-sajona, sin embargo,
gran parte de los geomorfólogos europeos no aceptaron las ideas
de Davis y durante m ucho tiempo se dividieron en davisianos y
antidavisianos. Las escuelas germana y eslava, Penck y Salomon a
la cabeza, insisten en la importancia de la tectógénesis aunque sin
olvidar los sucesos que en ellos originan las fuerzas externas de la
naturaleza.
En la actualidad la Geomorfología Histórica ha adoptado las ¡deas
de Walter Penck (1924), quien propuso una modificación a la teoría
de Davis, según la cual erosión y levantamiento no serían sucesivos,
sino simultáneos y de duración parecida, de esa forma ya no sería
un ciclo sino una función lineal dei tiempo. Dentro de ella se halla
también la Geomorfología Climática, impulsada sobre todo por Trícart
y Cailleux (1965) que, siguiendo a Hettner, señalan que las grandes
superficies residuales están formadas exclusivamente en el dominio
desértico y quizás también en el ecuatorial. Estos autores trabajan
también en Geomorfología Estructural, tendencia m u y adoptada por
los geomorfólogos soviéticos, que se preocupa de dar taxonomías
m u y detalladas de las formas terrestres (cuadro 1). Su valor es m u y
grande para integrar los factores espacio, tiempo, tectónica y litología,
pero su valor práctico es más discutible. Esta tendencia es m u y
ilustrativa de las modernas investigaciones en Geomorfología, que
han tendido a introducir factores cuantitativos de acuerdo con las
ideas de Penck, tanto en las técnicas c o m o en los procesos.
En general, los geomorfólogos dan gran importancia a la tectogénesis, que origina los diferentes relieves estructurales, pero no
olvidan la importancia de las oscilaciones e interacciones de las
fuerzas externas, no sólo actuales sino pasadas, estudiando los paleoclimas, para explicar las formas erosivas.
C o m o se puede deducir de los adjetivos que acompañan a G e o ­
morfología, Histórica, Climática o Estructural, son el tiempo, el clima,
o la estructura los factores que de una forma más clara definen
las tendencias o ramas de esta ciencia, pero ninguna de ellas puede
excluir a la otra, sino simplemente el considerar a uno de aquellos
417
CUADRO 1.
originada por la tectogénesis, modelada por las fuerzas erosivas en
un periodo de tiempo determinado. En esquema podríamos resumir
asi:
CLASIFICACIÓN TAXONÓMICA DE LOS RASGOS GEOMORFOLÓGICOS
TRICART Y CAILLEUX, 1965)
Superíicie
(KmV
Orden
1
II
10^
10®
Climas
correspondientes
Mecanismos genéticos
del relieve
Permanencia
(años)
Zonación gene­
ral
(controlada
por factores as­
tronómicos)
Diferencias de densi­
dad de la corteza con­
tinental y oceánica
10®
Grandes conjuntos es­
tructurales (p. ej., es­
cudos precámbricos)
Subzonas climá­
ticas
(control
astronómico
y
geográfico)
Procesos orogénicos
Unidades geomorfológicas
Unidades geotectóni­
cas
(continentes,
cuencas oceánicas)
Formas de
RELIEVE
10«
Tectónica
I
Tectodinámica
lœ
Unidades estructurales
(p. ej., una cuenca de
sedimentación)
Tipos climáticos
detallados
(sin
influencia mar­
cada sobre el
relieve)
Localización paleogeográfica de las unida­
des tectónicas. Pri­
meras influencias litológicas
IV
iœ
Unidades
tectónicas
elementales (p. ej.,
una fosa tectónica)
Con
influencia
geográfica (so­
bre todo en re­
giones
monta­
ñosas)
Tectónica de detalle;
también litología
r
I---------- ^ " 1
Litologia
III
Fuerzas externas
EROSIÓN
Fuerzas internas
E S TR U C TU R A S
- i ____
Litologia
1
Tectoestática
1
Clinna
Vegetación
Animales
Hombre
"D
O
10^
Nivel mínimo de la compensación isostática
V
10
Accidentes tectónicos
(p. ej., un pliegue)
Locales,
influi­
dos por el relie­
ve
Influencia
litològica
predominante; estruc­
tural secundaria
10^-10®
VI
10^
Formas de relieve (p.
ej., un circo glaciar.
Mesoclima
(p.
ej., un nicho de
nivación)
Factores morfodinámicos y litológicos
10^
VII
10®
Microformas
cárcavas)
ej.,
Microclima
(p.
ej., en un lapiaz)
Factores morfodinámicos y litológicos
10^
VIII
10"
Microscópicas (p. ej.,
formas de corrosión)
Microclima
(p.
ej., en un lapiaz)
Textura de la roca
—
(p.
factores c o m o primordial, o razones pedagógicas, puede llevar a
estudios separados de unas formas de relieve que de liecho integran
a todos ellos.
C o m o principio general de Geomorfologia se puede enunciar que
las formas de relieve terrestre son una consecuencia de la estructura
418
419
TEMA XII
C O N S TITU C IÓ N INTERNA DE LA TIERRA
ESQUEM A/RESUM EN
Introducción
1.
Estudios de la energía y propiedades físicas de ía Tierra
1.1.
1.2.
1.3.
1.4.
1.5.
Los conocimientos
Los conocimientos
Los conocimientos
leomagnetismo.
Los conocim ientos
Los conocimientos
a)
b)
1.6.
2.
de la energía terrestre.
del flujo térmico. Volcanismo.
del ca m p o magnético terrestre y el pa­
de la gravedad. La teoría de la isostasia.
obtenidos a través de la sismología.
Las ondas sísmicas.
Aparatos de medida: sismógrafos.
Los conocim ientos geodésicos. Las mareas terrestres.
Constitución interna del globo terrestre
—
—
Discontinuidades.
Corteza, manto y núcleo.
2.1.
Estructura y composición de la corteza.
—
—
Corteza oceánica: H om ogénea capa 1.
capa 2.
capa 3.
Corteza continental: capa granítica.
capa basáltica,
capa sedimentaria.
421
2.2.
Estructura y composición del manto.
—
—
2.3.
Límite corteza-manto.
Las tres zonas del manto: superior.
de transición,
inferior.
Estructura y composición del núcleo.
—
—
Discontinuidad.
Las tres zonas del núcleo: externo.
de transición,
interno.
INTRODUCCIÓN
Las grandes unidades estructurales de ia corteza terrestre
3.1.
Las áreas sumergidas: cuencas oceánicas.
a)
b)
c)
3.2.
Los bordes continentales: de tipo atlántico.
de tipo pacífico.
Las llanuras abisales.
Las dorsales oceánicas.
Las áreas emergidas: los continentes.
a)
b)
c)
Los cratones o escudos.
Las plataformas.
Los orógenos.
En este tema vam os a tratar de conocer, aunque sea de forma
somera, cuál es la constitución interna de nuestro planeta.
La Geomorfologia es la ciencia que estudia ¡as formas que pre­
senta ia superficie terrestre. Esas formas resultan de la acción c on ­
junta y simultánea de fuerzas de origen interno y externo. Por este
motivo, para c om prender y explicar las formas de relieve, es por lo
que parece imprescindible un previo conocim iento de c ó m o es el
interior de la Tierra y cuáles son las fuerzas responsables de los
movim ientos de la capa más externa.
No p o d em o s olvidar que el conocim iento interno del globo sólo
pod em o s realizarlo por métodos indirectos, pues la perforación de
minas o los sondeos, por medio de los que se extraen testigos del
interior terrestre, apenas llegan a los primeros 9 km de profundidad,
longitud m u y reducida en relación a los 6.370 km que mide el radio
de la Tierra.
Los geólogos, que se ocupan del estudio del interior del globo
y de los fenóm enos que tienen lugar en él, gracias a la utilización
de medios técnicos cada vez más avanzados y a cálculos mate­
máticos, físicos y quím icos cada vez más precisos, han podido
plantear soluciones hipotéticas, aunque nuevos descubrimientos téc­
nicos o científicos pueden hacer variar en todo o en parte esas
hipótesis.
Previamente a analizar la constitución interna del planeta, creemos
necesario hacer una pequeña referencia a los conocim ientos que se
tienen en la actualidad de la energía y propiedades físicas de la
Tierra, así c o m o de los estudios y teorías en los que se basan
aquéllos.
423
1.
1.1.
ESTUDIOS DE LA ENERGÍA Y PROPIEDADES FÍSICAS
DE LA TIERRA
Los conocimientos acerca de la energía terrestre
El hecho de que los planetas almacenan energía es evidente, ya
que ésta se manifiesta en m uchos rasgos geológicos de los mismos.
El problema se plantea al tratar de com prender cuál es su origen,
c óm o se transmite y cuál es su expresión superficial. Existen tres
teorías que intentan explicar el origen del calor generado por los
planetas desde sus inicios. La más aceptada es la de que el origen
del calor está en la transformación de la energía gravítacionaí en
térmica desde el m ism o m om e nto de la formación de los planetas.
La conservación de esa energía, tras los 4.500 millones de años
en que se calcula la edad de la Tierra, se debe a que los materiales
que la forman resultan m u y opacos ante la irradación de energía,
que tarda miles de millones de años en llegar a la superficie. Ese
lento proceso es el que permite la persistencia de los fenóm enos
geológicos, pues éstos obtienen parte de la energía que necesitan
de la condensación gravitatoria y otra parte de la descomposición
de isótopos radiactivos inestables de vida media larga.
Esta energía interna puede transmitirse hacia la superficie por
radiación, convección y conducción. De ellas, la convección es la
más eficaz y la posibilidad de convección en el interior de la Tierra
es materia de discusión para los m odernos geólogos, c o m o verem os
más adelante. De todas formas, la energía interna de la Tierra, ya
sea primordial (gravitacional) o secundaria (radiogénica) transformada
en otro tipo de energía (térmica, mecánica, gravitatoria, química) sirve
para impulsar a alguno de los procesos geológicos que van a afectar
a la superficie terrestre.
1.2.
Los conocimientos acerca del flujo térmico. Volcanismo
C o m o ya se dijo en el tema IV, la temperatura de la superficie
terrestre se debe principalmente a la radiación solar, pero hay una
componente procedente del interior que se define com o flujo térmico
y que se halla multiplicando la conductividad térmica de los materiales
por el gradiente geotérmico.
Actualmente, el flujo térmico medio en la Tierra se calcula en
1,5 H FU (unidades de flujo térmico). 1 H F U = 1,5 x 10 ® cal/cm^
seg. Existe la evidencia de que este valor era m u cho más elevado
424
en el pasado, pues los elementos radiogénicos han ido desapare­
ciendo con el tiempo.
La distribución del flujo térmico es un problema todavía sin
resolver. Si bien es verdad que existe un foco calorífico en el interior
terrestre, el transporte de ese calor hasta la superficie supone, para
algunos autores, la existencia de movim ientos convectivos en capas
sólidas internas, pues si se mantuviese el gradiente térmico superficial
en profundidad, la Tierra estaría totalmente fundida.
El transporte de calor hacia la superficie de la Tierra se produce
por conducción en las capas más externas de la misma, es decir
la litosfera. Bajo estas capas se halla la astenosfera, masa en estado
fluido o viscosa, en la que el transporte se produce por fenómenos
convectivos. El límite entre ambas capas se define por el paso de
un material rígido (litosfera) a uno de igual composición (astenosfera)
que no se comporta c o m o material rígido.
El espesor de la litosfera es de 70 km en los océanos y de 125
km en los continentes, según lo cual el flujo térmico tendría que
ser m ayor en los primeros, lo que no es así, sino que los valores
medios son prácticamente iguales en ambos. Sin embargo, al des­
cender al detalle se ha observado que el flujo térmico es diferente
según las áreas de océanos y continentes en las que se mide. Los
valores más elevados de flujo térmico se dan en las dorsales oceá­
nicas (unidades estructurales de los océanos) y en los márgenes
continentales, seguidos por los de áreas de actividad tectónica más
reciente. En el caso de las dorsales, ese alto valor se explica por
el ascenso de material astenosférico hasta nivel superficial, en los
otros casos a la magnitud y antigüedad de los procesos tectónicos.
El volcanismo es una manifestación importantísima de la energía
interna de la Tierra. Su distribución espacial tiene un significado
clave en la geodinámica global.
Cualquier erupción volcánica implica varios procesos dependientes
de factores termodinámicos. En primer lugar la formación de un
m agma, para lo cual es necesaria la concentración de gran actividad
energética; en segundo lugar, la erupción, para ello es precisa la
existencia de grietas y fisuras originadas por esfuerzos verticales y
tangenciales según diferencias en la distribución del calor interno.
Por último, los materiales, que se hallan a elevadísimas temperaturas
al salir al exterior, permiten determinar el estado térmico de esas
zonas del interior donde estaban las rocas en fusión según su
composición y presión.
A dem ás, el volcanismo pudo ser el medio utilizado por la energía
interna para dar origen a la vida en el planeta, pues sus gases
contribuyeron a la formación de la atmósfera, alguno de cuyos
componentes es en gran proporción de origen endógeno.
425
1.3.
Los conocimientos acerca del campo magnético terrestre y
el paleomagnetismo
Las investigaciones acerca del campo magnético terrestre nos
indican que el eje magnético puede compararse a un dipolo incluido
en el núcleo. Debido al efecto giroscòpico de la rotación, este eje
coincide actualmente, con algunos grados de diferencia, con el eje
de los polos geográficos. El cam po magnético se define por la
declinación, la inclinación y la intensidad. Generalmente, en el pa­
leomagnetismo, la intensidad no se puede conocer y la inclinación
es la misma para todos los lugares situados a igual latitud.
En la historia geológica, el ca m p o magnético terrestre ha c a m ­
biado. Para estudiar el emplazamiento de los polos en cada período
se utiliza la imantación termorremanente (I.T.R.) de los óxidos de
hierro y del titanio que contienen las lavas, que sirven de pequeñas
brújulas. Los minerales adquieren la I.T.R. cuando, al enfriarse, pasan
un umbral característico para cada mineral. Esa imantación puede
conservarse indefinidamente y nos indica cuál era el cam po magnético
del lugar en la época del enfriamiento.
Las series de coladas de lavas superpuestas o de areniscas rojas
muestran que el sentido del dipolo se invierte siguiendo una perio­
dicidad irregular.
El paleomagnetismo ha permitido determinar las paleolatitudes y
basta para probar la movilidad de los continentes a lo largo de la
historia geológica. En la década de los sesenta, los científicos que
investigaban en este campo, llegaron a la conclusión de que las
anomalías magnéticas eran debidas a la creación de corteza oceánica
en el eje de las dorsales combinada con el fenóm eno de las in­
versiones aperiódicas del cam po magnético terrestre.
1.4.
Los conocimientos acerca de la gravedad y la teoría
de la isostasia
C uando New ton descubrió la ley de la gravitación universal se
confirmó que la Tierra poseía una forma más o m enos esférica,
c o m o ya se vio en el tema I, puesto que todas las partículas son
atraídas hacia el centro de gravedad y la forma esférica es la reacción
natural para poder alcanzar la máxima concentración posible.
N ewton demostró también que, a causa de la rotación, la materia
terrestre se encuentra afectada, no sólo por la gravitación interior,
sino también por una fuerza centrífuga exterior que alcanza su m á ­
ximo en el Ecuador, donde el valor aparente de la gravedad era
426
más reducido, y en compensación, se produce un achatamiento polar,
donde la fuerza centrífuga va disminuyendo hasta hacerse m u y pe­
queña. Estos descubrimientos permitirían corregir, en parte, las di­
ferencias registradas al medir la aceleración de la gravedad en di­
versos lugares de la Tierra, pues se pudo co m p rob ar que no era
igual en toda ella a causa de la diferente distancia al centro de la
misma, de la cantidad de masa y de la densidad hasta dicho centro.
Al medir la aceleración de la gravedad en un lugar de la Tierra,
generalmente no coincide con el valor teórico de la misma. Al valor
que nos dé se han de hacer todas las correcciones posibles para
eliminar las distintas influencias. Una vez corregido el valor, el re­
sultado difiere también del teórico y a esa diferencia se le llama
anomalía residual. Esta anomalía nos da información sobre la dis­
tribución de masas y la densidad en la vertical, del área en la que
se haya obtenido el valor. Una de las anomalías más generalizadas
es que, en las montañas más elevadas, el valor de la gravedad es
más reducido que al nivel del mar, hecho que se explica porque
esas montañas deben tener raíces que se hunden en un sustrato
más denso. Para explicar estas anomalías se propuso la teoría de
la isostasia.
La teoría de la isostasia
El término isostasia proviene del griego y significa en equilibrio.
Se utiliza para designar la condición ideal del equilibrio gravitatorio
que regula las alturas de los continentes y de los fondos oceánicos,
de acuerdo con las densidades de sus rocas subyacentes. (Figura
XII.1).
La teoría parte de dos principios fundamentales:
—
—
Las rocas superficiales que constituyen el sial (sílice y aluminio)
son más ligeras que las que forman el sima interior (sílice y
magnesio).
Los bloques de sial flotan sobre el sima c o m o los iceberg
(témpanos de hielo) sobre el mar. Cuanto m ayor es la altura
del bloque de sial, m ayor tendrá que ser la parte del m ism o
que se hunda en el sima para establecer el equilibrio. (Figura
XII.2).
La explicación reside, pues, en la diferente densidad de las rocas,
que debe ser relativamente baja a profundidades considerables debajo
de las cordilleras visibles.
427
CORDILLERA
M ESETA
_ l^ N U R A
ORLA
LITORAL
n iv e l d e l m a r
SIAL densidad 2,7
. SIM A densidad
Raíz
Diferencia de densidad entre el siai continental y el sima oceánico.
Reguladora de alturas de continentes y oceánicas. (Según Holmes)
Densidad en grs/cm\
Figura XII. 1.
pues éstos no se deben sólo a movim ientos verticales c o m o veremos
en el tema siguiente.
Por otra parte, conocer el campo gravitatorio terrestre nos ha
permitido también calcular la masa de la Tierra y con ella su densidad
media. Ésta se aproximaría al valor de 5,52 g/cm^. Esta densidad
supera con m u cho a la de los materiales que encontramos en la
superficie terrestre, lo que nos hace suponer que existe hacia el
interior una estratificación por densidades de los materiales o bien
que éstos estén más com prim idos. En cualquier caso, es evidente
que existe una gran heterogeneidad en la vertical que se une a la
horizontal, más conocida y que verem os más adelante.
Los geólogos llegaron a la conclusión de que los materiales
terrestres se disponían en capas concéntricas en función de su
densidad (a m ayor profundidad mayor densidad). De la capa más
externa de la Tierra pudieron diferenciar dos subcapas de diferente
densidad y composición. A la más externa y menos densa la llamaron
siai, por estar compuesta de sílice y aluminio, a la más profunda y
más densa la denom inaron sima por ser sílice y magnesio sus
c omponentes principales.
1.5.
Figura XII.2.
Modelo teórico que asemeja cómo flotan los bloques de siai sobre el
sima. Teoría de ía Isostasia.
Pero este equilibrio alcanzado por los bloques puede verse al­
terado por distintas causas: - la erosión puede arrancar materiales
de un bloque y depositarlos en otra, - un cam bio climático puede
provocar la fusión de los hielos de gran espesor y hacer disminuir
el peso del bloque que los soportaba - por la formación de una
nueva cadena montañosa. En todos los casos se rompería el equi­
librio, pero se produce una compensación por transferencia de m a ­
teria del bloque sobrecargado al aligerado.
A pesar de todo, esta teoría no puede explicar totalmente otras
anomalías existentes en el planeta, ni todos los procesos tectónicos
que impliquen elevaciones y hundimientos de la corteza terrestre,
Los conocimientos obtenidos a través de la sismología
Una de las manifestaciones superficiales más importantes de la
energía interna de la Tierra son los terremotos. Las zonas sísmicas
m u y activas producen intensos procesos mecánicos en profundidad,
cuya distribución, al igual que en el volcanismo, tiene significado
especial en la dinámica global.
Las deformaciones que tienen lugar en la superficie y el interior
de la Tierra son generalmente lentas y continuas, pero hay otras
deformaciones discontinuas que tienen lugar bruscamente al frac­
turarse los materiales rígidos. Consecuencia de esto son las fallas
de todas las dimensiones por las que se dispersa la energía en
todas las direcciones, partiendo de la zona de ruptura.
La energía desprendida bruscamente en estos procesos mecánicos,
se transmite c o m o un paquete de ondas que llega a la superficie
terrestre con m ayor o m enor velocidad. Estas ondas se propagan
de forma diferente según el medio que atraviesan y siguiendo unas
leyes físicas bien definidas. (Figura XIV.9)
a)
Las ondas sismicas
Estas ondas sísmicas no tienen un frente de onda perfectamente
esférico, porque la velocidad de propagación del movim iento vibra-
428
429
torio no es igual en todas direcciones y se ha com p ro b a d o que
aumenta con la profundidad. En los focos sísmicos se producen dos
clases de ondas: longitudinales y transversales.
Las ondas longitudinales son las primeras que llegan a la su­
perficie terrestre, por ello se llaman ondas primae o simplemente
ondas P. En ellas los desplazamientos de vaivén de las partículas
materiales se realizan en la dirección del rayo sísmico.
Las ondas transversales tienen mayor velocidad y por ello se las
llama ondas secundae u ondas S. En ellas los desplazamientos de
las partículas tienen lugar en un plano normal al del rayo sísmico.
A estos dos tipos hay que añadir las ondas superficiales que se
producen por la llegada de las interiores a la superficie. De éstas,
las que tienen gran amplitud de onda se les llama ondas lungae u
ondas L; generalmente son las causantes de las destrucciones en
los movim ientos sísmicos de gran intensidad.
Las velocidades de propagación de cada una de estas ondas
sísmicas P, S y L, depende de las condiciones elásticas y de la
densidad del medio.
La velocidad
la distancia, es
siempre m ayor
de las ondas S
b)
de propagación de las ondas P y S aumenta con
decir, aumenta a medida que profundizan, siendo
la velocidad de las ondas P (longitudinales) que la
(transversales).
Aparatos de medida: sismógrafos
Para el estudio de los seismos se utilizan los sismógrafos. Los
hay de m u y diversas formas, generalmente son aparatos dotados de
un péndulo de gran masa, suspendido, que por inercia permanece
inmóvil, un cierto tiempo, aunque la tierra tiemble. Mediante un
estilete dibuja una línea continua en un papel registrador colocado
sobre un cilindro giratorio en contacto con el suelo. Al temblar éste,
el estilete dibuja una línea ondulada en lugar de recta que se
denomina sismograma.
Del estudio y análisis de los sismogramas, en las estaciones de
registro continuo, actualmente instaladas en todo el m u n d o, se deduce
la distancia desde el epicentro a la estación, la profundidad del foco,
su intensidad y la pauta que ha seguido el rayo sísmico desde el
foco a la estación.
Con los sismogramas se ha podido com probar, c om o ya hemos
señalado, que los rayos sísmicos no son rectilíneos, sino curvados
y que sufren refracciones bruscas e incluso reflexiones. Este hecho
430
es de enorm e importancia puesto que indica que el interior de la
Tierra no es hom ogéneo.
T a m b ié n del estudio de los sismogramas se pueden deducir las
velocidades de propagación de las distintas profundidades por las
que circulan las ondas y la velocidad media para cada tipo de onda.
Esto ha servido para realizar importantes deducciones sobre el interior
de la Tierra ya que si la velocidad está condicionada por las pro­
piedades elásticas y la densidad de los materiales, conocida aquélla,
puede deducirse el tipo de éstos por los que han atravesado las
ondas.
1.6.
Los conocimientos geodésicos. Las mareas terrestres
Vimos, al hablar de la gravimetría, c ó m o N ew ton había previsto
la existencia de un abombam iento ecuatorial, además de com p ro b ar
la forma más o menos elipsoidal de nuestro planeta. Sin em bargo
la forma exacta de la superficie de la Tierra no se ha podido
c om probar hasta hace pocos años con los satélites y los avances
de las técnicas de medida.
La forma del geoide es una manifestación de la estructura interna,
por ello, las ligeras deformaciones en la misma, si el geoide está
equilibrado, pueden relacionarse con otras manifestaciones superfi­
ciales de la dinámica terrestre. La Geodesia y la Gravimetría aportan
importantes datos a las teorías geodinámicas.
Se sabe que la forma del geoide ha variado a lo largo de la
historia geológica y lo sigue haciendo actualmente, de forma similar
a las variaciones que vim os sufría el agua del mar c o m o consecuencia
de las mareas. T a m b ié n en este caso la influencia de las fuerzas
gravitacionales del Sol y la Luna son las que producen esas defor­
maciones llamadas por su semejanza, mareas terrestres. Con su
estudio se ha podido com p rob ar que la Tierra responde a esa
atracción c o m o un cuerpo viscoso-elástico.
El estudio de estas mareas terrestres ha llevado a confirmar que
el núcleo de nuestro planeta es líquido.
En este apartado hemos tratado de presentar el estado actual de
algunos conocim ientos que permiten hacernos una idea de c ó m o es
la estructura interna del planeta. A sim ism o , han servido para la
elaboración de teorías sobre los movim ientos y procesos que tienen
lugar en ella, confirmando la existencia de distintos materiales y
distintas densidades.
431
2.
C O N S TITU C IÓ N INTERNA DEL GLOBO TERRESTRE
A ca b a m os de ver có m o mediante el estudio de la propagación
de las ondas sísmicas, a través del paleomagnetismo y de otros
métodos indirectos, se ha logrado llegar a establecer, y está admitido
desde principios del siglo X X , que la Tierra puede dividirse inte­
riormente en tres partes: corteza, manto y núcleo.
Tras la investigación del comportamiento de las ondas elásticas
producidas en los terremotos (ondas P primarias y S, secundarias)
se descubrió que a pocas decenas de kilómetros de profundidad se
da un fuerte aumento de su velocidad de propagación. A sim ism o ,
se c o m p ro b ó que en torno a los 2.900 km desciende bruscamente
la velocidad de las ondas P y terminan bruscamente las ondas S;
finalmente, a unos 5.000 km hay un ligero aumento (o caída seguida
de incremento) de la velocidad de propagación de las ondas P. Estas
zonas del interior terrestre, en las que la velocidad de propagación
de las ondas sísmicas varía, reciben el nombre de discontinuidades
y han servido para establecer las distancias o el espesor que, m edido
sobre el radio terrestre, tienen cada una de las capas concéntricas
de la corteza, el manto y el núcleo de la Tierra. Incluso posterior­
mente, con el descubrimiento de nuevas discontinuidades, se han
podido establecer partes, internas y externas de cada una de aquellas
capas concéntricas.
O bservando el Globo terrestre, desde la superficie hacia el interior,
se encuentra la primera discontinuidad, o más externa. Fue descu­
bierta por Mohorovicic en 1910, cuando estudiaba el terremoto de
Croacia de 1909. Él determinó que en esta región la discontinuidad
corteza-manto está situada a 54 km de profundidad; es decir, allí el
espesor de la corteza terrestre es de 54 km. Posteriormente, esta
discontinuidad se ha determinado en muchas otras regiones y ac­
tualmente se considera que existe bajo todos los continentes y
océanos, aunque su distancia a la superficie no es igual en todos
los puntos del globo. Esta discontinuidad se conoce con el nom bre
de su descubridor Mohorovicic, o simplemente M oho.
La segunda discontinuidad fue descubierta por OIdham en 1906,
hoy se le conoce c o m o discontinuidad de Gutenberg y se halla a
2.900 km de profundidad.
Por último Lehmann en 1936, descubrió otra discontinuidad a
algo más de 5.000 km de profundidad. Esta discontinuidad es en
realidad una zona de transición que separa el núcleo externo del
núcleo interno.
432
En 1963, Bullenm basándose en todos estos datos, subdividió el
interior de la tierra en 7 zonas concéntricas, tal y c o m o aparecen
en la figura XII.3.
Posteriores investigaciones han permitido poner de manifiesto, las
variaciones laterales y en profundidad de cada una de estas zonas.
A continuación pasaremos a estudiar la estructura y composición
de cada una de las partes en que se divide el interior del globo
terrestre.
Corteza
C on tin ente
Océano
30-40 k ms
6 kms
Figura XII.3. Estructura interna de la Tierra, según Bullen (1963).
( T o m a d o de « G e o l o g í a » de J. A g u e d a Villar et alter).
433
2.1.
Las ya citadas investigaciones realizadas sobre la propagación de
las ondas sísmicas, pusieron de manifiesto que, en la propia corteza
terrestre, la velocidad de propagación de las mismas difiere en zonas
estables tectónicamente (no afectadas por movim ientos orogénicos
debidos a procesos internos, ver tema XIV) y en zonas afectadas
por estos movim ientos. Estas diferencias han permitido distinguir
entre una corteza continental, con estrutura compleja y una corteza
oceánica, más sencilla en la que a su vez se pueden diferenciar
regiones distintas; llanuras abisales, dorsales y fosas, c o m o verem os
más adelante.
Limitada en profundidad por la superficie de discontinuidad de
Mohorovicic o Moho, la corteza continental tiene un espesor que
varía entre 20 y 50 km e incluso llega a los 60 km en algunas áreas.
Por ejemplo, en las regiones tectónicamente activas, las ondas P,
alcanzan velocidades medias entre las propias de la corteza y las
típicas del manto, de lo que se deduce que el paso de corteza a
manto se hace mediante una zona que varía en espesor.
Estudios posteriores llevaron a distinguir dos capas distintas en
la corteza continental: la capa granítica correspondiente a la corteza
superior y la capa basáltica a la corteza inferior y que en realidad
son equivalentes al siai, la primera y al sima la segunda, según la
denominación de los antiguos geólogos. En regiones continentales
orogénicas, la corteza tiene m ayor espesor que en las estables y su
estructura es más compleja, no estando claramente definida la su­
perficie de Mohorovicic.
La corteza oceánica, fuera de las dorsales y las grandes fosas,
presenta una estructura m u y hom ogénea, pudiéndose distinguir tres
capas cuyo espesor y velocidad de las ondas P se resumen en el
cuadro XII.1.
En las dorsales, existe una deficiencia de masa en el eje axial,
dism inuyendo el déficit hacia los flancos. En cuanto a su estructura,
la capa 1 sólo aparece en las depresiones de las dorsales, la capa
2 continúa sin interrupción a lo largo de las crestas oceánicas y la
capa 3 puede llegar a confundirse con el manto en el centro de las
crestas. Sólo en la dorsal Pacífica están las capas 2 y 3 claramente
definidas.
En las fosas, los estudios gravimétricos ponen de manifiesto que,
existe una deficiencia de masa, que la corteza es de tipo oceánico
y del mismo espesor que en las áreas adyacentes, y que la acu­
mulación de sedimentos varía, aunque sin alcanzar gran espesor.
434
CUADRO XII.1.
Estructura y com posición de la corteza
VELOCIDAD DE PROPAGACIÓN Y ESPESOR MEDIO DE LAS D IS TIN TA S CAPAS
DE LA CO RTEZA O CEÁN ICA
Velocidad ondas P
(km/seg)
Espesor medio
(l<m)
1,5
4.5
Capa 1..
1,6-2,5
0,4
Ca pa 2.
4,0-6,0
1,5
Capa 3.
6,4-7,0
5,0
Agua
En cuanto a la composición de la corteza, ve m os que ha de ser
compleja, simplemente viendo la heterogeneidad que presentan las
rocas en la superficie de la misma. Los escudos pre-cámbricos están
formados por granitos y neis, los márgenes continentales por se­
dimentos que provienen de la corteza continental próxima, y en las
áreas oceánicas predominan las rocas basálticas. A esta variación
lateral le acompaña también una variación en la vertical. H em os visto
que existían dos partes bien definidas en la corteza, la capa granítica
o corteza superior con velocidades sísmicas entre 5,8 y 6,4 km/seg
y una capa basáltica o corteza inferior, cuyas velocidades están entre
6,5 y 7,2 km/seg. A ellas hay que añadir una tercera capa, la
sedimentaria más superficial y presente tanto en áreas oceánicas
c o m o continentales, a excepción únicamente de los escudos precámbricos. La composición química de estas capas difiere bastante
de la composición media de la corteza. Basándose en datos g e o ­
lógicos y geoquímicos, se calculó la composición química media de
cada una de estas capas:
—
—
La capa sedimentaria, con un espesor medio de 1,8 km, está
constituida por rocas arcillosas (42 por 100), areniscas (20 por
100), rocas volcánicas (19 por 100) y rocas carbónicas (18 por
100). En zonas de geosinclinal puede alcanzar un espesor de
10 km, en áreas océanicas tiene un espesor medio de 0,4 km.
La capa granítica sólo existe en áreas continentales y tiene
un espesor medio de unos 20 km. Predominan en ella, los
granitos y las rocas metamórficas ácidas. Su composición quí­
mica es de cuarzos, feldespatos, micas y anfíboles.
435
—
2.2.
La capa basáltica existe en áreas continentales y oceánicas,
aunque varía su composición de un área a otra. Está formada
fundamentalmente por rocas básicas. Los basaltos forman parte
de algunas de sus capas ya que difieren entre sí las capas
tanto de la corteza continental c om o de la oceánica.
Estructura y composición del manto
El manto es la capa más importante, pues representa el 84 por
100 del volum en y el 69 por 100 de la masa total del planeta.
El límite corteza-manto está definido por un aumento de la ve ­
locidad de propagación de las ondas P, pasando de 7 km/seg en
la base de la corteza a 8 km/seg en la superficie del manto. Estas
ondas alcanzan una velocidad de 14 km/seg en la base del manto.
Bullen dividió el manto en tres capas en función de la distribución
de las ondas elásticas. A u n q u e se ha c o m p rob ad o su existencia, los
límites de las mismas no están claramente definidos en profundidad.
La primera capa estaría entre los 200 y 400 km, la segunda entre
los 400 y los 1.000 y la tercera entre los 1.000 y 2.900 km. Estudios
sísmicos recientes han mostrado la existencia de importantes varia­
ciones laterales en la velocidad de las ondas P y S y por tanto en
la composición y/o en la estructura del manto de una región a otra.
La composición del manto es m u y variada y los métodos para
su estudio son m u y complejos. En él también se distinguen las tres
capas que muestra su estructura: manto superior, zona de transición
y manto inferior. En general pod em os decir que el manto está
formado por rocas ultrabásicas, gabros y peridotitas.
El núcleo se creyó compuesto por hierro (Fe) y niquel (Ni), de
ahí el nombre de NIFE, con el que le denominan algunos autores,
idea basada en los descubrimientos aportados por los dos tipos
fundamentales de meteoritos. Alg u n os geólogos pensaron que el
núcleo estaba formado por hidrógeno com p e n sad o y otros, lo creían
formado por material silicatado. Actualmente se acepta que está
constituido fundamentalmente por Fe y Ni (80 por 100) y el 20 por
100 restante por silicio y azufre. Esta idea se basa en que la densidad
del núcleo (9,5 gr/cm^ en su exterior y 12,9 gr/cm^ en su interior)
es más baja que la determinada para el hierro a 2.000°C de te m ­
peratura y a la presión existente en el núcleo. La presencia de níquel
y elementos menos densos c o m o el silicio o el azufre podrían salvar
esa anomalía.
3.
La Geomorfología tiene c o m o cam po de estudio precisamente la
superficie terrestre. Si observam os el globo terrestre, la primera
diferenciación que po d em o s hacer es que una gran parte de él está
cubierto por una gran capa de agua, los océanos, que constituyen
parte de la hidrosfera, y la otra parte, los continentes, donde la
litosfera aparece ante nuestra vista. (Figura XIV.3).
3.1.
2.3.
Estructura y composición del núcleo
El núcleo ocupa desde los 2.900 km hasta el centro de la Tierra.
Su contacto con el manto está definido por la discontinuidad de
Gutenberg. Tiene un espesor de 3.479 km aproximadamente. Su po ne
el 16 por 100 del vo lum en y el 31 por 100 de la masa de la Tierra.
En él se origina el cam po magnético terrestre. Los estudios paleomagnéticos han contribuido a revelar la existencia de importantes
traslaciones continentales y con ello a resolver el problema de las
estructuras superficiales de la Tierra. Los estudios de propagación
de ondas sísmicas han puesto de manifiesto que al menos la parte
más externa del núcleo es líquida y que el núcleo puede subdividirse
en tres subzonas: núcleo externo, zona de transición y núcleo interno.
436
LAS GRANDES UNIDADES ESTR UCTURALES DE LA CORTEZA
TERRESTRE
Las áreas sumergidas: cuencas oceánicas
Consideradas estructuralmente, lo que llamamos cuencas oceá­
nicas no se corresponden exactamente con los océanos, pues éstos
están formados en un 20 por 100 por los bordes continentales
sumergidos. En las cuencas oceánicas propiamente dichas se pueden
distinguir topográficamente otras dos áreas principales: llanuras abi­
sales y dorsales oceánicas. (Figura XI 1.4).
a)
Los bordes continentales son prolongación hacia el océano
de las tierras continentales emergidas, es decir, la plataforma c o n ­
tinental. Se caracterizan por tener una profundidad inferior a los 200
m, en ocasiones pueden llegar a 500 m y una pendiente suave, en
torno al 1 por 1.000. Son zonas de gran importancia económica por
la presencia de hidrocarburos y de pesca.
437
F ig u r a X1I.4. Perfil ideal de ia topografía de una cuenca Oceánica,
a) plataforma continental; bj talud continental; c) llanura abisal; d) colinas subm arinas;
ej g uyo t; f) dorsal oceánica; gj fosa o trinchera oceánica; hj arco insular; i) cuenca
marginal.
Estructuralmente puede distinguirse dos tipos: bordes de tipo
atlántico y bordes de tipo pacífico.
Los bordes de tipo atlántico, denom inados también asísmicos,
sólo com prenden dos zonas, plataforma y talud continentales. La
plataforma continental tiene una profundidad inferior a 200 m, por
término medio. Sus pendientes son m u y suaves, en torno al 1 por
1000. En ellas, el relieve continental ha sido atenuado por los se­
dimentos depositados. El talud continental tiene pendientes de 1 por
40. La superficie del talud es el borde real del continente y a su
pie se depositan los sedimentos con gran espesor. Este va dismi­
nuyendo hacia el océano, originando pendientes entre el 1 por 1000
y 1 por 700. En esta pendiente continental aparecen frecuentemente
estructuras salinas (domos, diapiros) a los que a veces se asocian
yacimientos de hidrocarburos.
Los bordes de tipo pacífico, llamados también sísmicos, son zonas
de intensa actividad geológica, y están constituidos por arcos in­
sulares (cadenas de islas volcánicas) separados del continente por
una cuenca marginal ocupada por un mar interior; tras los arcos
existen pequeñas crestas que no llegan a la superficie y por último
una fosa o trinchera oceánica, que alcanza las mayores profundidades
marinas. En estos bordes no existe plataforma continental semejante
a los de tipo atlántico. Topográficamente presentan dos accidentes
m u y característicos: arrecifes de barrera y cañones submarinos. Los
primeros están formados por sedimentos biogénicos, generalmente
coralinos mientras que los segundos son profundos valles en V m u y
pronunciada, que seccionan el talud e incluso la plataforma conti­
nental.
b)
Las llanuras abisales son zonas planas o con pendientes m u y
pequeñas, entre 1 por 1.000 y 1 por 10.000, pues la cobertera
sedimentaria recubre sus rasgos topográficos. Estas llanuras están
accidentadas por colinas submarinas, que a veces emergen form a nd o
islas oceánicas o atolones. Las colinas submarinas típicas tienen
diámetros de 5 a 10 km.
438
c)
Las dorsales oceánicas. Se incluyen en esta denominación
todos los accidentes topográficos submarinos lineales. Estructural­
mente se distinguen dorsales sísmicas y asísmicas. Las primeras
forman una cadena continua de unos 60.000 km de longitud, una
anchura de 1.000 a 4.000 km y una altura media de 3.000 m sobre
las llanuras abisales. Topográficamente son un gran núm ero de valles
y crestas paralelos a la alineación general, en algunas de ellas, c o m o
en el Atlántico, hay un valle más profundo que coincide con el eje
de simetría de la dorsal. T o d a s son acumulaciones de material vo l­
cánico, recubiertos de sedimentos con poco espesor, 50 m por
término medio, y nulos en el valle central. En las dorsales asísmicas
la capa de sedimentos es mayor.
3.2.
Las áreas emergidas: los continentes
Los continentes son las grandes extensiones de tierras emergidas
caracterizadas por estar formadas por corteza continental. Las uni­
dades estructurales continentales están formadas además de por las
tierras emergidas, por el precontinente, es decir, por la plataforma
y talud continental.
De las rocas que p o d em o s observar en la superficie terrestre,
dos tercios se han form ado en la superficie (sedimentarias) y un
tercio tienen origen interno (endógenas). Las primeras son más re­
cientes y las segundas más antiguas, por lo que según ello, p odem os
dividir la corteza continental en dos grandes unidades: cratones o
escudos, son zonas m u y antiguas y erosionadas, y orógenos, que
son regiones plegadas recientemente y cuya cobertera sedimentaria
está relativamente poco erosionada. Entre estas dos grandes unidades
extremas se sitúa un tercer tipo estructural: las plataformas que son
zonas cratónicas recubiertas de una cobertera sedimentaria que se
halla en posición horizontal o subhorizontal (figura XII.5).
a)
Los cratones o escudos.
En ellos pueden diferenciarse los cratones arcáicos, los más anti­
guos, en los que afloran sólo rocas ígneas y metamórficas y los
cratones post-arcáicos o premesozóicos que conservan una cobertera
plegada de rocas sedimentarias más o menos metamorfizadas.
Los cratones arcáicos se caracterizan morfológicamente por su
topografía plana. A estas llanuras se les llamó penillanuras (peni en
griego significa casi) según terminología de Davis. Hettner las prefirió
llamar superficies residuales o superficies de erosión.
439
En los cratones
ción de las rocas
que alternan con
crestas elevadas y
formación de este
post-arcáicos, el relieve está configurado en fun­
metamórficas resistentes, generalmente cuarcitas,
series blandas, pizarrosas, dando las primeras
las segundas valles. El relieve apalachense es una
tipo.
originados por fracturas orogénicas son los que se han producido
por fallas o fracturas provocadas por las fuerzas internas.
Por último, en la superficie terrestre aparecen relieves de carac­
terísticas singulares. Son los producidos por las erupciones volcánicas
y el volcanismo. (Tem a XV).
b) Las plataformas se definen morfológicamente por ser una
llanura estructural. Topográficamente se asemejan a una superficie
de erosión pero se diferencian de ella porque en este caso existen
capas horizontales de rocas. Las series horizontales, recubiertas por
un estrato superior resistente, originan, tras la acción de la erosión,
mesas o páramos y cerros testigos. En las series de cobertera
ligeramente inclinada, las capas duras forman relieves asimétricos
denom inados cuestas (tema XV).
Cuestas y superficies de erosión aparecen muchas veces asocia­
das.
c) Los orógenos son las zonas donde más marcada aparece la
acción constructiva de las fuerzas internas. En ellos pueden distin­
guirse: relieves definidos por un nivel resistente, relieves determi­
nados por los pliegues y relieves originados por las fallas. En el
primero, son los estratos de rocas sedimentarias, los que al adquirir
buzamientos mayores que los alcanzados por las cuestas en las
plataformas, producen elevaciones en el relieve, denom inados aquí
hog bacics. Los segundos se deben al plegamiento de las series
sedimentarias y tienen diferente estilo tectónico según su morfología
general, diferenciándose estilo jurásico y estilo alpino. Los últimos.
Llanura estructural
1
a
C e r ro testigo
l
X
x
X
x
X
x
X X X
x x x
I
* /
---------------------x
S up erficie residual
G lint
X
x
X
x
X X X X X xi x x x X
x x x x x x
X / x X X /t X X X X
X x x x x x x x x x x x
G ra nito s
x/x
x x / x
x x x
^
x •
^^ T
^
\
T
J
. r J
^
? »
-
I ^ t
Rocas s e d im e nta rias o
lig e r a m e n te m e t a m o r f iz a d a s
V
I Rocas metannórficas
Rocas s edim e nta rias
Figura XII.5. Unidades estructurales de un continente,
a) Plataforma; b) Escudo, sobre el que se ha desarrollado una superficie residual o
«penillanura»; cj Orógeno.
Gl/nt. Contacto entre plataforma y escudo con ruptura brusca de pendiente en la
base de un cerro testigo.
440
441
LU
U
z
O
ü
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s
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cc
o
<
o
442
TEMA XIII
FUN D AM EN TO S DE LA ESTR UCTUR A GEOLÓG ICA
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Los materiales de ia corteza terrestre
1.1.
Minerales y rocas.
1.2.
Rocas ígneas.
a)
b)
Origen y formación: Interior de la Tierra.
Por enfriamiento del magma ígneo.
Características químicas y minerales.
—
c)
Textura y estructura.
—
d)
—
1.3.
Están en función de la velocidad de enfriamiento.
M od o s de yacimiento.
—
e)
f)
Dependen de los elementos que las comparen y de
las condiciones bajo las que se han enfriado.
Plutones: manto
dique
lacolito
batolito.
Erupciones volcánicas.
Clasificación. Diferentes criterios.
Principales rocas ígneas: granito
gabro
basalto
Rocas sedimentarias
a)
Origen y formación. Superficie de la Tierra.
443
—
—
—
b)
Meteorización.
Erosión, transporte, sedimentación.
Diagenización o litificación: cementación
compactación
cación
cristalización.
1.4.
o
Las rocas metamórficas.
a)
Origen y formación: Modificaciones de otras rocas
Metamorfismo de contacto
Metamorfismo regional.
b)
C om posición química y mineralógica.
dese­
Com posición química y mineralógica: silíceas
silíceo-alumínicas
carbonatadas.
—
—
—
Sus componentes indican su procedencia.
c)
c)
Textura y estructura.
—
—
Textura clástica.
Textura no clástica ^
Textura y estructura.
—
estructura cristalina.
—
d)
Clasificación de las rocas metamórficas.
—
Distintos criterios: textura
gradiente de presión
gradiente de temperatura
tipo de metamorfismo.
Según su composición químicas: carbonatadas
fosfatadas
silicosas.
—
Según su origen: detríticas
químicas: inorgánicas
orgánicas o bioquímicas.
—
Según su textura: clásticas
no clásticas.
1.5.
2.
—
—
Rocas sedimentarias detríticas: ruditas
arenitas
pelitas.
Rocas sedimentarias de origen quím ico:
carbonadas
silicosas
salinas o evaporitas.
Rocas sedimentarias de origen orgánico:
calcáreas
silicosas
carbonosas.
El ciclo de las rocas.
Las deformaciones tectónicas de ia corteza terrestre
2.1.
Propiedades de las rocas.
a)
b)
Principales rocas sedimentarias.
—
444
d)
Estratificación: horizontal
oblicua o incluida
entrecruzada.
Clasificación de las rocas sedimentarias.
—
f)
Foliadas: apizarradas
fíliticas
esquistosas
No foliadas.
M o d o s de yacimiento de las rocas sedimentarias.
—
e)
Participan de las que presentan las rocas ígneas y
sedimentarias de las que proceden.
Dependen del proceso de recristalización.
2.2.
Respuesta de las rocas ante los esfuerzos tectónicos.
Respuesta o resistencia de las rocas a la erosión.
Los pliegues.
a)
b)
Partes de un pliegue: charnela
flancos
plano axial
eje.
T ip o s de pliegues:
—
En función de su inclinación: isoclinales
oblicuos
en rodilla
inclinados.
445
—
—
—
2.3.
Las fallas.
a)
b)
Partes de una falla: plano de falla
espejo de falla
línea de falla
labios de falla
salto de falla.
T ip o s de falla:
—
—
2.4.
3.
En función de su longitud: braquianticlinal
braquisinclinal.
En función de la laminación de las capas:
estirados
laminados
pliegues-falla
cabalgantes.
Si tienen capas intermedias deleznables:
disarmónicos
diapiros.
En función de la inclinación del plano de falla y de
la orientación: normal
inversa
normal-conforme
normal-contraria
inversa-conforme
inversa-contraria.
asociadas: graben o fosa tectónica
horts o pilar tectónico
cam pos de fallas.
INTRODUCCIÓN
En este tema va m os a tratar de los aspectos fundamentales sobre
los que se asientan las distintas formas del relieve terrestre. Las
fuerzas internas de la Tierra actúan sobre unos materiales, las rocas,
y producen unas deformaciones (pliegues y fallas) que son las que
van a originar las estructuras fundamentales del relieve terrestre. Es
pues necesario que conozcam os esos materiales, sus clases, sus
propiedades, có m o se presentan, las deformaciones que pueden
sufrir, si queremos entender cuáles son y a qué se deben las formas
que encontramos actualmente en la naturaleza. No debem os olvidar,
que éstas se han ido transformando en el tiempo, no sólo debido
a las fuerzas internas sino a las externas, y que la medida de ese
tiempo se hace según unas etapas geológicas, denominadas eras.
La litologia es pues un agente, a primera vista pasivo, sobre el
que actúan dos fuerzas, tectónica y erosión, que son elementos
activos en la configuración del modelado de la corteza terrestre.
Estructuras aclinales y monoclinales.
La idea del tiempo geológico. Las eras
1.
1.1.
LOS M ATERIALES DE LA CORTEZA TERRESTRE
Minerales y rocas
Antes de comenzar con el estudio y clasificación de las rocas,
creemos conveniente hacer algunas aclaraciones sobre su significado
y sobre su origen.
Se llama roca a todos los componentes minerales de la corteza
terrestre, es decir, las rocas son materiales formados por la asociación
variable de minerales. T o d a s ellas están constituidas por al menos
dos elementos minerales en asociación.
446
447
En lenguaje vulgar, la palabra roca es, muchas veces, sinónimo
de material duro, compacto, y eso no es exacto ya que rocas son
todas, duras y frágiles, compactas y delecnables, etc., incluso hay
rocas en estado líquido, como el petróleo, pastoso, como las lavas
volcánicas, o gaseoso, como los hidrocarburos ligeros.
Dos ciencias, la Petrología (del latín petra = roca) y la Litologia
(del griego lithos = piedra) tratan de las rocas y su génesis.
Las rocas están constituidas por m inerales, como ya hemos apun­
tado. Éstos son el resultado de la combinación de átomos e iones
de diferentes elementos según leyes químicas y cristalográficas de­
finidas. Aunque en la actualidad se conocen más de cien elementos,
sólo ocho de ellos: Oxígeno (O), Silicio (Si), Aluminio (Al), Hierro
(Fe), Magnesio (Mg), Calcio (Ca), Sodio (Na) y Potasio (K), forman
la casi totalidad de las rocas terrestres en sus distintas combinaciones
y aún de éstos, los que se encuentran en mayor proporción en peso
y volumen son el Oxígeno y el Silicio ya que forman los silicatos,
minerales que dan lugar a la mayor parte de las rocas.
Los minerales pueden presentarse en dos estados diferentes:
cristalino y amorfo, en función de la disposición de sus átomos.
En estado cristalino, los átomos se disponen en filas regulares,
a intervalos constantes, formando una red.
En estado amorfo, los átomos se distribuyen irregularmente (figura
XIII.1).
El estado cristalino sólo existe en los sólidos. El estado amorfo
existe además en los gases, en los líquidos, y en los líquidos
envejecidos, en estado pastoso con apariencia sólida, llamados vi­
drios. En estado cristalino los cristales de un mineral tienen forma
y propiedades ópticas propias, mientras que no es así cuando su
estado es amorfo.
Las rocas son agregados minerales con una homogeneidad re­
lativa. Pueden estar formadas tanto por varios minerales yuxtapuestos,
como por un sólo mineral y tanto esos minerales pueden estar bajo
forma cristalina como amorfa y en su forma original o en fragmentos.
Lo que caracteriza a las rocas es la disposición de sus minerales,
pues de ello dependen sus propiedades.
Al estudiar los materiales de la corteza terrestre que hemos
llamado rocas es necesario establecer una clasificación general. Ac­
tualmente, las rocas se agrupan en tres tipos fundamentales: rocas
ígneas, rocas metamórficas y rocas sedimentarias.
1.2.
Las rocas ígneas
Las rocas ígneas son consecuencia del enfriamiento del magma,
es decir, están formadas por la solidificación de m ateria fundida.
Toda la primitiva corteza terrestre estaba formada por estas rocas,
el resto de las que hoy conocemos proceden de ellas.
Estas rocas han recibido distintos nombres y todavía hoy pueden
encontrarse en manuales de Geología, denominándoselas rocas en­
dógenas (del griego endon = dentro y genos = origen) por ser rocas
de origen profundo. Al ser rocas procedentes del magma, se les llamó
magmáticas. Se las denominó también rocas cristalinas y rocas
eruptivas, divididas en intrusivas y efusivas. Asimismo se habla de
rocas plutónicas, filonianas, etc. para referirse a ciertos tipos de ellas.
Hoy la Geología moderna las engloba a todas bajo la denominación
de rocas ígneas por proceder del enfriamiento de magna ígneo.
a)
Origen y formación
O
o Oo o
o o
F ig u ra XIII. 1.
448
A : Estados en que se pueden encontrar los minerales:
A : Estado cristalino.
B: Estado amorfo.
Las rocas ígneas que aparecen actualmente en la superficie se
formaron a partir del magma procedente de depósitos profundos,
que se ha solidificado. Cuando esa solidificación se produce en
superficie, tras una erupción, se trata de rocas volcánicas o efusivas,
mientras que cuando se realiza dentro de la corteza terrestre se
habla de rocas plutónicas o intrusivas.
El magma se solidifica a través del proceso de cristalización. Al
principio, el magma fundido, es una solución líquida de iones a alta
449
temperatura. Al disminuir ésta, el magma comienza a solidificarse.
Los granos minerales comienzan a crecer poco a poco y se liberan
gases. En ese momento ya no es un líquido sólo, sino que está
mezclado con materiales sólidos y gases. Conforme va disminuyendo
la temperatura, la mezcla se va solidificando hasta formar la roca
ígnea.
bj
Características químicas y m inerales
Las rocas ígneas son agregados de silicatos minerales (o minerales
silicatados) formados al enfriarse el magma. Su gran variedad se
debe tanto a las distintas composiciones de los magmas como a
las condiciones bajo las cuales han cristalizado. Algunos magmas
son ricos en hierro y magnesio, otros en sílice y aluminio. Los
primeros originan rocas ígneas ferromagnesianas de color oscuro,
mientras que los segundos producen rocas con grandes cantidades
de feldespatos y cuarzo, que les confieren color claro.
Las rocas ígneas pueden estar constituidas por granos de un solo
mineral entrelazados, o por una mezcla de varios de los nueve
silicatos minerales siguientes: olivino, augita, hornblenda, biotita, anortita, albita, ortoclasa, moscovita y cuarzo.
Las rocas ígneas tienen una composición química compleja. La
sílice ocupa un lugar predominante, por lo que su proporción en la
roca constituye un criterio diferenciador importante, sobre todo para
el geomorfólogo, por su papel en el comportamiento de la erosión
diferencial (basada en las diferentes resistencias de las rocas a la
misma). Según su contenido en sílice, se considera que una roca
ígnea es àcida, si posee más del 65 por 100 de sílice, (granitos y
riolitas, presencia de cuarzo), intermedia, si tienen entre un 65-52
por 100 de sílice (andesitas), básica, si tienen de un 52-45 por 100
(basaltos, gabros, contienen sólo silicatos) y ultrabàsica si su con­
tenido está por debajo del 45 por 100 (peridotitas, kimberlitas).
c}
Textura y estructura
Al hablar de textura (palabra que proviene del latín y significa
entretejer y trenzar aplicándose al aspecto genecal de las rocas), nos
referimos, en el caso de las rocas ígneas, específicamente al tamaño,
forma y entrelazado de sus granos minerales. La textura depende
directamente de las condiciones de cristalización del magma, por lo
que según sea su velocidad de enfriamiento nos pueden dar rocas
ígneas con textura de grano grueso (velocidad de enfriamiento muy
lenta que permite la formación de cristales grandes), textura de grano
450
fino (velocidad de enfriamiento más rápida que no da tiempo a
formar grandes cristales), textura vitrea (velocidad de enfriamiento
muy rápida que no permite la formación de cristales y el producto
resultante es un vidrio, cuyos iones no están ordenados), y textura
porfídica (se produce cuando la velocidad de enfriamiento ha variado,
lenta al principio y rápida después, lo que provoca la aparición de
cristales gruesos, formados en la primera etapa, incrustados en una
pasta con grano más fino). Además de la velocidad de enfriamiento,
las características del magma del que provienen influye también en
la textura de estas rocas.
La estructura, que se refiere a la arquitectura de conjunto de las
rocas es muy variada, pudiéndose distinguir diversos tipos: estructura
en forma de ojo u orbicular, con minerales formando grandes nódulos; am igdalar o glandular, los minerales tienen forma de almendra;
porosa, globular o vacuolar (piedra pómez), cuando existen huecos
debidos a burbujas; fluidal (lavas) revela los movimientos del magma
durante la cristalización y los cristales se orientan siguiendo el mo­
vimiento; deleznable, si sus elementos permanecen sueltos; cataclástica (del griego klastos = roto) si los cuarzos aparecen defor­
mados.
d)
Modos de yacimiento de las rocas ígneas
Según la posición que ocupan los magmas respecto a la superficie
terrestre, en el momento de su consolidación, encontramos distintos
modos de yacimiento de rocas ígneas. Todas las que se formaron
cuando el magma se solidificó dentro de la corteza terrestre se
llaman plutones. Éstos se pueden clasificar según su tamaño, forma
y relaciones con las rocas que los circundan en: mantos, diques,
lacolitos y batolitos (figura XIII.2).
— Manto. Es un plutón de poco espesor y límites paralelos a
los de la estratificación. Puede ser horizontal, inclinado o vertical
según sea su posición respecto a las rocas con las que esté
en contacto. Su tamaño varía de 2 ó 3 cm a más de 100 m.
Al ser una forma intrusiva, introducida por fuerza en las rocas,
resulta siempre más joven que las que le rodean.
— Dique. Es un plutón de poco espesor de límites perpendiculares
o inclinados a los de la estratificación. Se originan cuando el
magma se abre paso a través de las rocas adyacentes. Su
tamaño varía de unos centímetros a varios metros. Se les llama
también filones.
— Lacolitos. Son plutones macizos de límites paralelos a los de
la estratificación. Proviene del griego lakkos, cisterna y lithos
451
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CJ
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piedra. Se forma cuando el magma empuja hacia arriba a las
rocas suprayacentes formando una especie de domo de di­
mensiones mayores a las de un manto.
— Batolitos. Es un plutón cuyo tamaño aumenta con la profun­
didad y cuya base o fondo no se puede determinar. Proviene
del griego bathos = profundo y Hthos = piedra. Su dimensión
supera los 100 km, si es menor se le llama tronco. Son
receptáculos de magma solidificado que cuando estuvieron en
estado de fusión pudieron alimentar a los volcanes activos.
Los batolitos se localizan en algunas cadenas montañosas y
por lo general se extienden paralelos, aunque el plegamiento
pudo continuar después. El techo o parte superior de los
batolitos tiene una forma dómica irregular. Están constituidos
generalmente por granitos o granodioritas (combinación de
granito y diorita). La composición resulta relativamente ho­
mogénea. Desde el techo de los batolitos y lacolitos se de­
sarrollan a veces apófisis adaptadas a los huecos de las for­
maciones encajantes. El relleno de fracturas rectilíneas da fi­
lones o dykes, si las fracturas son circulares, origina ring-dyke;
el de chimeneas da lugar a los necks fisurales y el de los
espigones a macizos. Pero todos estos yacimientos pueden
igualmente estar constituidos por rocas volcánicas y, por tanto,
proceder de la llegada de magmas viscosos hasta la superficie.
Las rocas volcánicas presentan formas de yacimiento originales
debidas a su afloramiento por expulsión al aire libre de la materia
magmàtica. Se diferencian por las modalidades de las erupciones
de los distintos tipos de volcanes.
co
Q)
c
o:
e)
Clasificación de las rocas Ígneas
Q.
Dì
O
452
Se han utilizado criterios distintos para la clasificación de estas
rocas. Todos son artificiales, e incluyen características difíciles de
determinar en el campo. El más utilizado actualmente es el de
STRECKEISEN (1966), (figura XIII.3) basado en la existencia en las
rocas de cuarzo y feldespatos, grupos minerales incompatibles en
un proceso normal de cristalización magmàtica. Se ve también el
paralelismo entre rocas plutónicas y volcánicas.
En la figura XIII.4. se presenta una clasificación basada en la
textura y en la composición de la roca, muy útil por resumir com­
posición, color, estructura, etc., y permitir distinguirlas en el campo.
Sobre ella, la gráfica muestra la proporción de silicatos de cada tipo
de roca ígnea. En realidad hay muchas más rocas ígneas de las que
se señalan aquí.
453
ROCAS IGNEAS
Clasificación de campo o en ejemplares de mano
(Siálico).
(Simático).
PREDOMINAM LOS MINERALES
DE COLOR CLARO
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o S
GRANITO
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I
RIOLITA
I
I
I
I
F ig u ra X III.3. En este diagrama, basado en ia clasificación de rocas ígneas de Streckeísen (1966), se incluyen sólo los términos más frecuentes de rocas volcánicas (trazo
grueso) y plutónicas. Obsérvese que la disminución entre dio ritas y gabros se establece
en función deí porcentaje de anortita en sus píagiocíasas. Asimismo es ía proporción
de minerales máficos (M) ía que distingue a basaltos y andesitas, aunque en ía
práctica el término andesita se reserva para las rocas de esta composición en ía
serie m agm àtica calcoalcalina. S e g ú n Á g u e d a V illa r, J., e t alia. G e o lo g ía . Pág. 21.
f)
Principales rocas ígneas
La primera propiedad que las diferencia es su color. A las de
color claro se les llama también rocas siálicas, por predominar en
ellas la sílice y el aluminio. Tienen menor peso específico que las
rocas oscuras. Son típicamente continentales. La más conocida y
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PREDOMINAN LOS MINERALES
DE COLOR OBSCURO
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DIORITA
GABRO
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ZONA DE
TRANSICION
GRANODIORITA
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ANDESITA
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BA SA LT O
(FELSITA)
I
i
F ig u ra X III.4. La composición general está indicada por una línea que baja desde eí
nombre de ía roca a ía carta de composición: eí granito y ía ríolita están formados
de aproxim adam ente 50 por 100 de ortoclasa, 25 p or 100 de cuarzo y 25 por 100
dividido entre feldespatos plagíoclasa y minerales ferromagnesianos. La importancia
relativa está rem arcada por el tam año de las letras utilizadas en eí nom bre de las
rocas: eí granito es ía roca de grano grueso más importante; eí basalto es ía más
importante de las rocas de grano fino. Carta de composición modificada según Pirsson
y Knopf, Rocks and Rock M inerals (Nueva .York: John Wiley and Sons, Inc., 1926),
pág. 144.
abundante es el granito roca de grano grueso formada por cuarzo,
feldespato y mica.
A las rocas ígneas de color oscuro se les llama también rocas
sim áticas, de sima, silicio y magnesio. Son más pesadas que las
claras. Yacen bajo la costra de los continentes y se cree forman la
capa exterior por debajo de las cuencas oceánicas profundas. De
ellas citaremos el gabro que es una roca de grano grueso, formada
por feldespato y minerales ferromagnesianos oscuros y el basalto
roca de grano fino de igual composición que el gabro.
454
455
La composición y textura de las rocas ígneas se gradúan conti­
nuamente de una a otra, desde las de color claro al oscuro y de
las de grano grueso al fino.
Al final del enfriamiento de un magma las soluciones que se
forman se llaman hidrotermales. Éstas cristalizan en rocas ígneas de
grano excepcionalmente grueso llamadas pegm atitas formadas por
cuarzo y feldespato potásico. Su nombre procede del griego pegma
mantener juntos, por la íntima asociación de cuarzo y feldespato.
Contienen minerales de tamaño muy grande. Algunos de los cristales
más grandes que se conocen se han encontrado en pegmatitas.
1.3.
Las rocas sedimentarias
La palabra sedimentaria viene del latín sedimentum y significa
asentamiento. Las rocas sedimentarias proceden de los depósitos de
arenas, gravas, limos, etc. procedentes de la destrucción de otras
rocas, ígneas, metamórficas u otras sedimentarias preexistentes. Los
materiales de destrucción se depositan en áreas determinadas: mares,
lagos o tierra, donde los sedimentos sufren unas transformaciones
que provocan la consolidación de la roca.
A estas rocas se las ha llamado también exógenas, del griego
exo, fuera, en contraposición a las endógenas, formadas en el interior
de la corteza. Aproximadamente el 75 por 100 de las rocas expuestas
en la superficie terrestre son sedimentarias o rocas metamórficas
procedentes de aquéllas.
a)
Origen y formación
El origen de estas rocas comienza en la meteorización (acción
de los agentes externos sobre las rocas, tema XVI), ya que los
productos procedentes de la meteorización física, química o biológica
constituyen la materia prima de las rocas sedimentarias. Los ríos,
los glaciares, el viento y las corrientes marinas desplazan estos
materiales meteorizados hacia unos nuevos lugares y los depositan
como arenas, gravas o limos. La transformación de estos materiales
en roca es la etapa final de la formación de las rocas sedimentarias.
Otras rocas sedimentarias son el resultado de los minerales que
quedan tras la evaporación de grandes masas de agua. Incluso existen
rocas sedimentarias compuestas, en gran parte por conchas y es­
queletos de animales.
Las rocas sedimentarias se encuentran en capas o estratos, es
decir estratificadas. Su formación se caracteriza por los procesos de:
456
Ì
meteorización-erosión de rocas preexistentes, transporte, sedim en­
tación de los materiales y finalmente litificación o diagenización, tras
ellos aparece la roca sedimentaria.
Al contrario que ocurría en las rocas ígneas, las sedimentarias se
forman a temperaturas y presiones menos elevadas y permanecen
próximas a la superficie de la Tierra.
El material que constituye las rocas sedimentarias se puede ori­
ginar de dos formas: 1)Por depósitos formados por acumulaciones
minerales y rocosos, derivados de la erosión de rocas existentes o
de los productos meteorizados de estas rocas, llamados depósitos
detríticos, del latín, desgastado; 2) Por depósitos formados por pro­
cesos químicos llamados depósitos químicos. Los primeros originan
rocas sedimentarias detríticas y los segundos rocas sedimentarias
químicas. Cuando el sedimento tiene un origen animal, esqueletos
de coral por ejemplo, se les denomina depósitos bioquímicos y a
las rocas, sedimentarias bioquímicas.
La mayor parte de las rocas sedimentarias son mezcla de los
dos tipos: detríticos y químicos. Se hace referencia también al medio
en el que se acumularon los sedimentos y se dice que las rocas
son de origen marino, lacustre, fluvial y eòlico.
Una vez depositados los sedimentos, hemos señalado que tiene
lugar el proceso de litificación o diagenización, por el cual los
sedimentos sin consolidar se transforman en roca consolidada co­
herente. Litificación proviene de las palabras griega y latina que
significan piedra y hacer respectivamente. A su vez, la litificación
comprende varios procesos:
1.
2.
3.
Cementación. Los espacios entre las partículas individuales de
los materiales sin consolidar se rellenan de algún elemento
que los liga. Se realiza mediante precipitación de minerales
que se hallan disueltos en agua, que pueden compactar o
cristalizar el material disuelto. Calcita, sílice y óxidos de hierro
sirven de cemento para formar rocas sedimentarias.
Compactación y desecación. En la compactación el espacio
vacío entre los granos individuales se reduce poco a poco
por la presión de los materiales suprayacentes o por presiones
procedentes de movimientos de la Tierra. En la desecación,
el agua que ocupaba los espacios se ve forzada a salir, bien
sea por presión o por aumento de temperatura.
Cristalización. Es en sí misma una forma de litificación. Sirve
también para endurecer los depósitos asentados por procesos
mecánicos de sedimentación. A veces, los nuevos minerales
son transformados, por reacciones químicas entre materiales
coloidales amorfos, en lodos de grano fino.
457
b)
Composición química y m ineralógica
La composición química de las rocas sedimentarias es utilizada
frecuentemente como criterio de clasificación de las mismas. Se
distinguen: rocas sedimentarias síliceas, silíceo-alumínicas, carbona­
tadas, salinas (evaporitas), fosfatadas, ferríferas y carbonadas. Las
tres primeras son las más abundantes. Sus componentes litológicos
nos indican su procedencia. Un predominio de arenas y arcillas
señalan origen detrítico de rocas ígneas. Si predominan las calizas
su génesis puede atribuirse a los seres vivos.
Es rara la roca sedimentaria constituida por un solo mineral,
aunque puede haber uno que predomine, generalmente prodemos
decir que son mezcla de dos o más minerales. Los más abundantes
son la arcilla, el cuarzo y la calcita.
c)
Textura y estructura
Las rocas sedimentarias presentan dos tipos principales de textura:
clástica y no clástica. La palabra clástico proviene del griego klastos,
roto o fragmentado. Por ello, las rocas sedimentarias formadas por
depósitos de mineral y fragmentos rocosos se dice que tienen textura
clástica. La textura de estas rocas está en función del tamaño y la
forma de las partículas originales de los sedimentos. Así, la roca
formada por grava y arena tiene textura gruesa, la roca formada por
granos de arena redondeados y uniformes, tiene textura sacaroide,
etc. También el proceso de depósito de un sedimento influye di­
rectamente en la textura. La roca formada por los depósitos de un
glaciar, cuyas partículas van desde las de tamaño coloidal hasta
grandes peñascos, tendrán una textura muy distinta de la de la roca
que se origina a partir de un depósito de arena transportada por el
viento, cuyas partículas tienen diámetros de entre 0,15 y 0,30 mm.
Las rocas sedimentarias de origen químico pueden presentar textura
clástica, por ejemplo, la roca formada por fragmentos de concha
con depósito bioquímico.
En general, las rocas sedimentarias formadas por procesos quí­
micos tienen una textura no-clástica en la que los granos están
entrelazados. La mayoría de estas rocas de textura no clástica tienen
una estructura cristalina, similar a la de las rocas ígneas cristalinas.
Los minerales que se precipitan en una solución acuosa, son por
lo común de tamaño muy pequeño y se asientan en el fondo como
un lodo. Tras el proceso de litificación, la roca resultante está formada
por cristales entrelazados.
458
d)
Modos de yacim iento de las rocas sedim entarias
La característica más importante de las rocas sedimentarias es su
estratificación o disposición en estratos en que las encontramos en
la superficie terrestre. A aquélla hay que añadir las grietas de de­
secación que presentan, las rizaduras, los nódulos, las concreciones,
las geodas, los fósiles y el color.
Al proceder de una acumulación, las rocas sedimentarias se dis­
ponen en estratos, del latín stratum, cosa extendida. Un estrato es
una unidad de sedimentación limitada por dos planos estratigráficos
subrayados por planos de discontinuidad.
La variación del espesor de las capas en una roca sedimentaria
nos indica las condiciones en que fue sedimentado cada depósito.
La disposición de los estratos varía en función de las condiciones
de sedimentación. Un medio tranquilo, como un lago, da lugar a
una sedim entación horizontal. Una acumulación sobre una pendiente
(vertiente o delta) da una estratificación oblicua o indinada. Es en­
trecruzada, cuando el agente responsable de la sedimentación sufre
variaciones de fuerza y cambios de dirección (formaciones fluviales
y dunares).
La Estratigrafía estudia los estratos, los describe y establece un
orden de sucesión cronológica a escala del globo.
Una sedimentación que se desarrolla sin interrupción determina
una estratificación concordante, donde todos los estratos son pa­
ralelos. Su interrupción momentánea crea una laguna sedim entaria.
Se expresa 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 tuvieran lugar deformaciones
tectónicas se produciría una discordancia angular. (Figura XIII.5).
La sucesión vertical de los estratos materializa la duración de la
sedimentación y el lugar que cada uno de ellos ocupa, define su
edad relativa.
Serie sedimentaria
concordante
Discordancia erosiva
(laguna estratigráfica, ausencia de 2)
r
Figura XIIÍ.5.
i - : i
Discordancia
angular
r
Seríes sedimentarias y tipos de discordancia.
459
e)
Clasificación de las rocas sedimentarias
La clasificación de las rocas sedimentarias puede hacerse con
diversos criterios. Su clasificación, según su composición química
nos permite distinguir entre rocas sedimentarias carbonatadas, fos­
fatadas, silicosas, etc. Según su origen, pueden ser detríticas y
químicas, que se dividen a su vez en inorgánicas y orgánicas o
bioquímicas. Su textura nos permite diferenciarlas en clásticas y no
clásticas. El tamaño de las partículas y su composición química
permite hacer nuevas diferencias dentro de cada una de ellas. En
las tablas de las figuras XIII.6 y XIII.7 se presentan dos clasificaciones
de las rocas sedimentarias combinando varios criterios.
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f)
Principales rocas sedim entarias
- Rocas sedimentarias de origen detríticas. Proceden de la ero­
sión mecánica de rocas preexistentes. Su constitución es una amal­
gama de otras rocas. Según el tamaño de los elementos que las
constituyen pueden dividirse en: ruditas si sus fragmentos son su­
periores a 2 mm, arenitas si sus fragmentos están entre 2 y 1/16
mm y pelitas si sus fragmentos son inferiores a 1/16 mm.
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formaciones continentales o de franja litoral. Suponen un trans­
porte corto y realizado por aguas corrientes canalizadas y de
gran potencia. Pueden encontrarse sueltas o compactas; estas
últimas son las más abundantes y se denominan conglomerados.
Éstos, son rocas coherentes, compactas, compuestas de dos
elementos, granos groseros y una matriz fina que los cementa.
Son muy variados y según su forma se dividen en pudingas
y brechas. Las primeras están constituidas por cantos rodados
y las segundas por cantos angulosos (figura XIII.8).
Las ruditas no cementadas se denominan graveras, si son
cantos rodados y guijarros si son cantos angulosos. Pueden
estar en una matriz que los une pero no los cementa.
- Las arenitas. Los tipos fundamentales son arenas y areniscas.
Las arenas provienen de la disgregación de rocas granudas.
Sus elementos están sueltos.
Las areniscas. Son arenas ya sometidas a procesos de litificación, por tanto coherentes. Sus granos son visibles a simple
vista o con lupa.
- Las pelitas. Son las de tamaño más grande. Según éste se
dividen en: lim onitas, entre 1/16 y 1/64 mm y lutitas, por debajo
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- Las ruditas. Son muy abundantes en la corteza terrestre. Son
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Figura XIII.8.
Conglomerados. A. Pudingas; B. Brechas.
de 1/64 mm. Entre las primeras, la roca principal es el limo,
roca poco coherente formada por partículas de cuarzo y otras
de diferente origen que caracterizan los distintos limos: cal­
cáreos, yesíferos, etc. Un tipo especial de limo, por haber sido
transportado por el viento, es el loess. Entre las lutitas las más
importantes son las arcillas y las margas.
- Rocas sedimentarias de origen químico. Se forman dentro de
un medio acuoso que contiene soluciones de minerales concentrados
que posteriormente, por una serie de procesos químicos, reaccionan
o precipitan. Se dividen en carbonatadas, silicosas y salinas o eva­
poritas.
- Carbonatadas. Las más importantes son la caliza y la dolomía.
Ambas reaccionan con el clorhídrico, la primera en frío y la
segunda en caliente.
La caliza. Es una roca de estructura compacta y que a veces
cristaliza. Es carbonato càlcico (COjCa) precipitado por factores
físicos o bioquímicos.
La dolomia. Es bicarbonato de calcio y magnesio
((COalaCaMg). Puede originarse, bien por precipitación directa
de Ca y Mg al aumentar la concentración de éstos en el agua,
bien a partir de sedimentos inicialmente calcáreos en los que
se sustituyen gradualmente moléculas de COjCa por COjIVIg.
- Silicosas. Son poco abundantes, por la dificultad que presenta
la separación de la sílice del agua. Las más importantes son
el ópalo (sílice amorfa) y /a calcedonia (sílice fibrosa), aunque
la principal es el sílex.
- Salinas o evaporitas. Están formadas por sulfatos o cloruros
a expensas de soluciones iónicas saturadas que precipitan por
463
evaporación del agua marina o de depresiones endorréicas (sin
salida al mar). Las principales son:
E l yeso. Es un sulfato càlcico hidratado (S04Ca 2H2O). De
color blanco y bastante blando, de solución lenta. Una variedad
de yeso es el alabastro, blanco, duro y marmóreo.
La anhidrita. Es un sulfato càlcico (SOíCa). Al hidratarse pasa
a ser yeso y aumenta su volumen. A la inversa, el yeso pre­
sionado se deshidrata dando anhidrita y disminuyendo su vo­
lumen. Esto produce una deformación de los estratos deno­
minada pseudo-tectónica.
La balita. Es el cloruro de Sodio Cl Na, o sal común. Es
muy soluble en agua. Se presenta interestratificada.
-
Rocas sedimentarias de origen orgánico o bioquímico. Pro­
ceden de la actividad vital de diferentes organismos. Su consolidación
está en función de la acumulación de seres vivos y de procesos
químicos que tienen lugar en ella. Se dividen en: calcáreas, silicosas
y carbonosas.
- Calcáreas. Formadas a expensas de organismos con buena
absorción de COjCa disuelto en las aguas donde vivían aquéllas.
- Silicosas. Formadas por animales microscópicos. Son menos
abundantes por la difícil disolución de la sílice.
- Carbonosas. Formadas por acumulación de restos vegetales
aprisionados entre dos series sedimentarias y sometidos a fuer­
tes presiones y elevadas temperaturas. En estas condiciones se
produce el fenómeno de la carbonización, la roca se compacta,
aumenta el carbono C y pierde oxígeno. Cuanto más antiguas
son más compactas y más carbonatadas. Las principales según
su cronología y contenido en carbón son:
Turba. Se formó en el Cuaternario. Contiene menos del 50
por 100 de carbono.
Lignito. Se formó en el Secundario y Terciario. Contiene
entre el 5 por 100 y 75 por 100 de carbono.
Hulla. Se formó en el Primario. Contiene hasta el 95 por
100 de carbono.
Antracita. Se formó en el Primario. Contiene del 97 por 100
al 100 por 100 de carbono.
1.4.
Las rocas metamórficas
Las rocas metamórficas proceden de la transformación de otras
rocas, tanto ígneas y sedimentarias, como de otras rocas metamór464
ficas más antiguas. A primera vista algunas parecen asemejarse a
roca ígneas, pero luego descubrimos que sus granos minerales pre­
sentan una forma peculiar. Otras tienen la misma composición que
la caliza, pero parecen haber desarrollado granos minerales más
grandes. Finalmente otras difieren bastante de ígneas y sedimentarias.
Todas ellas tienen en común haber sufrido un proceso de meta­
morfismo o cambio de forma.
a)
Origen y formación
El origen de estas rocas está en las modificaciones en el estado
sólido de otras rocas, como consecuencia de intensos cambios en
la temperatura, presión y ambiente químico producidos por las mis­
mas fuerzas internas que pliegan, fallan, inyectan magma, y elevan
o deprimen las masas de roca. Estas fuerzas producen modificaciones
dentro de las rocas mismas, a través del proceso llamado meta­
morfismo, que 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. Los agentes del metamorfismo son pues, el calor,
las presiones de deformación y los fluidos químicamente activos.
Se pueden diferenciar dos tipos de metamorfismo: 1. Metam or­
fismo de contacto y 2. Metamorfismo regional.
1.
Metamorfismo de contacto: Es la modificación de la roca
original como consecuencia del calor emanado por una roca
ígnea o magma, que se pone en contacto con una serie
sedimentaria, o de otro tipo de roca, a través de plutones o
de volcanes. El magma irradia calor, se eleva la temperatura
y la roca atravesada sufre un metamorfismo de tipo térmico,
alterándose las rocas por transferencia iónica. En el momento
de la extinción del volcán, aparecen una serie de zonas de
metamorfización que reciben el nombre de amedas de con­
tacto, produciéndose el metamorfismo en zonas restringidas
llamadas aureolas o halos que tienen un espesor que va de
unos mm a varios m. Estas aureolas se encuentran rodeando
a los lacolitos, troncos y batolitos. Las temperaturas que se
alcanzan están entre los 300° y 800° y las presiones entre
100 y 3.000 atmósferas.
Este tipo de metamorfismo tiene lugar en las últimas etapas
del proceso de formación de montañas y a profundidades
escasas.
465
2.
Metamorfismo regional: Este tipo de metamorfismo se realiza
en áreas más extensas, de miles de km^ y varios miles de
metros de profundidad. Aunque en él también ejerce fuerte
influencia la temperatura, son las fuertes presiones las que la
ejercen mayor, por lo que se le llama también dinamo-metamorfismo.
Este tipo de metamorfismo se puede observar en las raíces
de viejos plegamientos montañosos y en los escudos precámbricos continentales. El peso de la acumulación intensa
de sedimentos provoca en el fondo una enorme presión, dando
origen a zonas de subsidencia donde se unen los efectos de
la presión y los del calor de los plutones próximos.
El metamorfismo regional aparece en el momento de las
grandes orogenias. Se produce en áreas de subsidencia y en
áreas de orogenia y se ve favorecido por las fuertes fricciones
sufridas por las rocas que están muy falladas y presentan un
mineral apto para el metamorfismo. También aquí aparecen
secuencias metamórficas similares a las de la ameda de con­
tacto.
b)
no pueden distinguirse a simple vista los granos individuales y estas
rocas no muestran facilidad para romperse en planos paralelos. En
las segundas, los granos son visibles, pero tampoco presentan esa
facilidad para romperse. Sin embargo, las rocas con textura foliada
muestran invariablemente esa facilidad para romperse. Se distinguen
tres tipos en función del grosor de las hojas en que pueda partirse
la roca:
— Apizarrada. Los planos separados son de dimensines micros­
cópicas.
— FUitica. Las láminas son apenas visibles a simple vista.
— Esquistosa. Las láminas son claramente visibles y presentan
una rugosidad que apenas se aprecia en las otras.
El término neis, se da a una roca metamòrfica de origen ígnea
o sedimentario caracterizada por bandas alternas de unos mm de
espesor, de diferente composición mineral y color claro u oscuro.
Estas bandas pueden presentar o no foliación.
La estructura de las rocas metamórficas es diferente de la es­
tructura original de la roca madre.
Composición quimica y m ineralógica
d)
Las rocas metamórficas presentan una composición química y
mineralógica de las que participan las rocas ígneas o las sedimen­
tarias. En ellas se reconocen, cuarzo, feldespato, micas, anfíboles,
peridotos, etc., que son esenciales en las rocas ígneas. La calcita,
la dolomita, la sílice, los óxidos de hierro y carbono, provienen de
las sedimentarias. A veces, los cambios que se producen en ellas
son tan drásticos que las rocas resultantes no parecen estar rela­
cionadas con las primitivas. En general se distinguen de sus rocas
originarias por caracteres mineralógicos y estructurales, debidos a
una recristalización con aporte magmàtico o sin él. En algunos casos,
las nuevas rocas no poseen ciertos minerales que poseía la primitiva
y aparecen otros que no tenía aquélla.
También en este caso las clasificaciones varían en función del
criterio o criterios utilizados para su agrupación. En la figura XIII.9
se recoge la clasifiación de estas rocas teniendo en cuenta su textura
y los gradientes de presión y temperatura que intervienen en su
formación. Las dos partes del cuadro no tienen por qué estar co­
rrelacionadas.
A lo largo de la exposición hemos hecho referencia a otros
criterios de clasificación, como el tipo de metamorfosis en el que
se han originado, que también ha sido utilizado por otros autores.
e)
c)
Principales rocas m etam órficas
Textura y estructura
El calor y la presión hacen que los minerales de las rocas tiendan
a ordenarse en franjas paralelas de granos planos o alargados. Esta
ordenación confiere a la roca la propiedad llamada foliación del latín
foHum en hojas. Por ésto, un criterio muy utilizado, para clasificar
las rocas metamórficas, es el de ser foliadas o no foliadas. Las rocas
no foliadas pueden ser de textura densa o granular. En las primeras
466
Clasificación de las rocas m etam órficas
Neis. Tiene la misma composición que el granito: cuarzo, fel­
despato y mica, pero aquí la disposición de los cristales es en
microestratos alternantes de cuarzo y feldespato por una parte y
mica por otra.
Mármol. Es la correspondiente roca metamòrfica de la caliza,
formada por amalgama de cristales de calcita. Las impurezas de ésta
son las que confieren color al mármol.
467
FACIES DE LAS
ECLOGITAS
/' f a c ie s de LOS
/ e s q u is t o s
^GLAUCOFANICOS
f a c ie s
FACIES DE LAS
ANFIBOLITAS
LOS
FACIES DE LAS
GRANULITAS
de
verdes
ESQUISTOS
/
LAS
f a c ie s de
z e o l it a s
FACIES DE LAS
c o r n e a n a s p ir o x e n ic a s
FACIES DE L A S \
SANIDINITAS
Aumento de temperatura
GRANULITA
ROCAS POBREMENTE
FO LIADAS
M ARM O L
CORNEANA
ANFIBO LITA
CUARCITA
N EIS
ROCAS FOLIADAS
ESQ UISTO
ROCAS GRANOBLASTICAS
G rosero-
P IZ A R R A
M ILONITA
CATACLASTICA
Tamaño de grano
Figura XIII.9. Clasificación de las rocas metannórficas (en Press y Piever, 1974). En
la parte inferior del cuadro se utilizan criterios texturales no necesariamente correlacionables con los gradientes de presión y temperatura que definen las facies
metamórficas en la parte superior del diagrama. Según Águeda Villar, J., et alia.
Geología. Pág. 24.
C ZuggcÁ go^
Cuarcita. Deriva de las areniscas silicosas, en las que la sílice
cementante recristaliza.
Esquisto. Es una arcilla que ha sufrido una metamorfización todavía
no muy importante. Se caracteriza por su hojosidad y por no tener
el carácter plástico de las arcillas.
Pizarra. Es un esquisto con metamorfosis más intensa. Aquí la
hojosidad que caracteriza al esquisto es menos neta.
1.5.
El ciclo de las rocas
Es indudable que entre los tres tipos de rocas ígneas, metamórficas
y sedimentarias, existen relaciones. Con el tiempo, y alterando las
condiciones, cualquiera de estos tipos de roca puede cambiar en
otra forma. En el gráfico de la figura XIII.10 se halla representado
el ciclo de las rocas. En él vemos que desde el magma hasta llegar
a él de nuevo, tienen lugar una serie de procesos que conducen a
468
Figura XIII. 10. El ciclo de las rocas.
la formación y destrucción de las rocas transformándose unas en
otras. Las flechas interiores nos indican que puede no darse el ciclo
completo y que una roca metamòrfica, atacada por los agentes
externos (meteorización) puede dar, tras su transporte, sedimentación
y litificación, una roca sedimentaria. O bien, una roca ígnea, tras un
proceso de metamorfismo, se convierte en metamòrfica sin haberse
puesto en contacto siquiera* con los agentes de la meteorización.
Hay que tener presente también que sedimento y rocas sedi­
mentarias están expuestos a esos agentes externos de la meteori­
zación y pueden ser transformados en nuevos sedimentos. En síntesis
el ciclo de las rocas demuestra que los materiales de la Tierra no
se crean ni se destruyen, sólo se transforman, respondiendo a las
distintas formas de energía.
469
2.
2.1.
LAS DEFORMACIONES TECTÓNICAS DE LA CORTEZA
TERRESTRE
a, > Q2 > 03
Propiedades de las rocas
Algunas propiedades de las rocas van a influir de forma decisiva
en las formas de relieve, puesto que condicionan el resultado de la
acción de las fuerzas internas y agentes externos.
Desde el punto de vista geográfico, interesa conocer las propie­
dades que harán que las rocas tengan una respuesta u otra ante
las fuerzas internas o tectónicas (elasticidad) y ante las fuerzas ex­
ternas o erosión (resistencia).
a)
Respuesta de las rocas ante los esfuerzos tectónicos
A una cierta profundidad, en las zonas estables de la corteza, las
rocas se hallan sometidas a una presión igual en todas las direcciones,
denominada presión Htostática, ante la cual las rocas no se deforman.
En el punto P de la figura XIII.11 la presión litostática es igual
en todas las direcciones y la roca no se deforma.
a,
Figura Xlll.11.
= a.
Presión litostática igual en todas las direcciones.
Sin embargo, en zonas
fuerzas no equilibradas, la
las direcciones y la roca se
como sucede en el punto
470
= a,
inestables de la corteza, donde existen
presión litostática no es igual en todas
deforma en el sentido del mayor empuje,
P de la figura XIII.12.
Las rocas están pues sometidas a presiones que mientras están
equilibradas no producen deformaciones en ellas, pero que cuando
se rompe ese equilibrio producen la deformación de la roca, pu­
diéndose distinguir dos etapas:
1. En un primer momento, aunque aumente rápidamente la fuer­
za, la deformación es pequeña e incluso si cesase el empuje, se
volvería a la situación inicial. A ello se le llama dominio elástico de
la roca.
2. A partir de un cierto nivel de esfuerzo o empuje, la defor­
mación aumenta más rápidamente con muy poco empuje y aunque
cesase éste ya no se volvería a recuperar la posición inicial. A ello
se le denomina dominio plástico de la roca.
Cada tipo de roca presenta una relación peculiar entre esfuerzo
y deformación. Hay rocas que tienen un umbral de plasticidad muy
bajo, con poco esfuerzo se alcanza en ellas el dominio plástico. Sin
embargo, el punto de ruptura se alcanza difícilmente. De este tipo
son las rocas sedimentarias como las arcillas, las pizarras, etc., que
tienden a dar relieves plegados. Otras rocas tienen un umbral de
plasticidad alto, apenas se deforman, pues antes de llegar a defor­
marse se fracturan. Son fundamentalmente las rocas ígneas y me­
tamórficas las que tienden a dar relieves fallados.
Estas diferencias entre las rocas se plasman en las formas de
relieve, pues en áreas dominadas por rocas ígneas o metamórficas
encontraremos estructuras fracturadas o falladas, mientras que en
áreas dominadas por rocas sedimentarias encontraremos estructuras
horizontales, si no han sufrido empujes y estructuras inclinadas o
plegadas si los han sufrido. A veces, también las rocas sedimentarias
aparecen fracturadas, si se fallan las rocas subyacentes sobre las
que se asientan.
471
b)
Respuesta o resistencia de ias rocas a la erosión
Según sus propiedades, basadas fundamentalmente en su com­
posición, las rocas ofrecen mayor o menor resistencia a la erosión.
Las propiedades físicas de la roca guardan mayor relación con
la fragmentación más o menos fácil de las mismas.
Así, la cohesión, que es la propiedad que poseen algunas par­
tículas sólidas para tender a unirse entre sí para formar agregados,
hará que si es fuerte, la roca sea dura o resistente a la erosión,
por ejemplo, una arenisca; si la cohesión es débil, la roca será
blanda o poco resistente a la erosión, por ejemplo, la arena de la
playa.
La homogeneidad, si la roca está compuesta por un sólo mineral
o compuesto, hará que la roca sea más resistente a la erosión que
una roca que no sea homogénea. Por ejemplo, una arenisca que es
una roca homogénea será más resistente que un granito, formado
por cristales de cuarzo, feldespato y mica, y por tanto no homogénea.
También el grado de masividad, que es la cantidad de roca por
bloque uniforme, influye en la resistencia a la erosión. Una roca
masiva es, por lo general, más resistente que una roca esquistosa,
ya que ésta presenta una textura en hojas o laminillas que la hacen
más débil.
La permeabilidad, es decir, la posibilidad que tienen los fluidos,
principalmente el agua, de pasar a través de ellas, las hace igualmente
más o menos resistentes. El grado de permeabilidad varía desde las
permeables, como las arenas, hasta las impermeables como las
arcillas.
De entre las propiedades químicas, una de las más importantes
es la solubilidad, es decir, la facilidad que tiene la roca para di­
solverse, generalmente en agua. Hay rocas, por ejemplo la caliza,
que se disuelven fácilmente en agua acidulada, o sea en agua cargada
de COj.
En general, podemos decir que de entre todas las rocas, las
ígneas son las más resistentes a la erosión y las sedimentarias las
menos, ocupando las metamórficas un lugar intermedio en función
de su mayor o menor grado de metamorfismo.
Hay que tener también en cuenta que ei ciim a afecta a la resis­
tencia de los distintos materiales atacados por los procesos erosivos.
En climas húmedos de latitud media, el granito es más resistente
que la caliza.
En climas áridos, la caliza es más resistente que el granito.
472
2.2.
Pliegues
Como ya hemos señalado anteriormente, la estructura de un relieve
resulta de la acción de las fuerzas internas de la Tierra, dependientes
de la geodinámica interna, sobre los materiales rocosos, a los que
deforman dando lugar a variadas estructuras tectónicas.
Existen dos tipos de deformaciones: de pequeño radio de cur­
vatura y de gran radio de curvatura. Los pliegues, fallas y flexiones
pertenecen al primer tipo. Las estructuras aclinales y monoclinales
al segundo.
a)
Partes de un pliegue
Pliegue. Es la forma más elemental de las estructuras plegadas.
Nunca se encuentra aislado. Es resultado de una tectógénesis de
compresión. Se trata de una ondulación de los estratos que consta
de parte convexa, hacia arriba (anticlinal) y parte cóncava, hacia el
cielo (sinclinal). El anticlinal se caracteriza porque su núcleo está
ocupado por las rocas más antiguas de la serie plegada, mientras
que en el caso del sinclinal lo constituyen las más modernas. (Figura
XI1I.13).
Figura XIII.13. Sinclinal. Alhama de Aragón. Zaragoza. (Foto: María José Aguilera.)
473
Figura XIII. 13a. Partes de un pliegue. Cha: charnela anticliinal. Chs: charnela sinclinal.
X Y: eje del pliegue. B H: longitud de onda. A H: altura, a ángulo de buzamiento. F:
flanco.
Según R. Coque. Geomorfologia. Pág. 32.
En un perfil transversal el pliegue consta de charnelas, flancos,
anticlinal y sinclinal. (Figura XIII.13a).
Las charnelas son las zonas del pliegue con máxima curvatura
y es donde los estratos constitutivos del pliegue cambian de bu­
zamiento. Se mide, éste último, por la inclinación de los estratos
respecto a la horizontal y se da en grados de ángulo. La distancia
vertical desde la charnela, es la altura relativa.
Las superficies que unen las charnelas entre sí, se denominan
flancos, cuya curvatura depende de las variaciones del buzamiento.
En sentido longitudinal, el plano axial es la bisectriz del ángulo
formado por los dos flancos (figura XIII.14). La intersección del plano
axial con la charnela del pliegue es el eje del mismo. Las variaciones
de la altura relativa 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 perianticHna!; de igual forma, un
sinclinal termina por medio de un cierre perisinclinal. (Figura XIII. 15).
b)
del pliegue.
Tipos de pliegues
—
En función del plano axial pueden ser: rectos o verticales, si
el plano axial es vertical respecto al pliegue (figura XIII.16). En función
474
Figura XIII.14. A B: eje vertical del pliegue. A B C D : plano axial. A C: eje longitudinal
Figura X III.15.
Terminaciones de un pliegue.
475
F
O
ÇJ
çç
û<
Q
O)
Q.
de su inclinación, se hacen oblicuos, en rodilla, e indinados, cuando
el buzamiento de uno de los flancos supera la vertical. En este caso,
son pliegues isoclinales si ambos flancos son paralelos. El caso
extremo sería cuando ambos flancos se superponen, tratándose de
un pliegue tumbado o acostado.
— En función de la longitud pueden ser; braquianticlinal o braquisinclinal, si su longitud apenas supera la anchura (braqui en griego
signifia corto) y domos y cubetas, cuando la altura y la longitud son
iguales. Los domos se caracterizan por unos afloramientos circulares
de diferentes litologías con las más modernas en el centro (figura
XIII.17).
— En función de la laminación de las capas pueden ser: estirados,
laminados, pliegues-falla, cabalgantes, etc., según sea por adelga­
zamiento o ruptura de uno de sus flancos.
D
O
O-
(D
CJ
(D
■O
8
UÌ
o
o
‘t
o
E
o
03
.O
03
:3 Q)
CJî-D
a-D
(D
X
2
D
O)
domo
Figura XIII.17.
Otros tipos de pliegues.
— Si las capas intermedias son deleznables, sufren transfor­
maciones y producen pliegues disarmónicos y diapiros. Estos últimos
poseen evaporitas en la serie plegada (yeso, sal gema). Con los
mantos de corrimiento se pasa de los pliegues autóctonos a los
accidentes alóctonos, desplazados decenas de km desde las raíces
476
477
Superficie o plano de falla. Superficie de fracturación.
Espejo de falla. Cuando el plano de falla resulta pulido y estriado
Anticlinorio
^ Sincimorio
Figura XIII.18. Sistemas de pliegues.
que quedan en la zona sedimentaria. Los pliegues aparecen solos
muy rara vez. Generalmente, se agrupan en sistemas organizados de
diferente manera; el anticlinorio, o conjunto de pliegues que forman
un anticlinal de mayor radio de curvatura y el sinclinorio, o conjunto
de pliegues que dibujan un sinclinal de mayor radio de curvatura
(figura XIII.18).
2.3.
Fallas
Falla. Es un accidente que implica ruptura, desarrollado en cual­
quier tipo de rocas. Las fallas son fracturas que van acompañadas
de un desplazamiento de los bloques que origina. Se distingue de
la diaclasa y de la fractura, ya que éstas son rupturas sin apenas
desplazamientos de las masas rocosas.
a)
Partes de una falla
por el movimiento de los bloques.
Línea de falla. Intersección del plano de falla con el plano ho­
rizontal.
Labios de falla. Bloques rocosos a ambos lados de la línea de
falla. Pueden ser hundidos y levantados.
Algunos autores utilizan el término dovela en lugar de labio.
El sentido del accidente viene dado por la parte de la superficie
de falla situada encima de la línea de falla.
Salto de falla. Es la amplitud del desplazamiento de los bloques.
Este puede ser vertical y horizontal.
b)
Tipos de fallas
Se pueden distinguir varios tipos de falla en función de la incli­
nación del plano de falla y de la orientación del sentido de falla
respecto a la inclinación de los bloques fallados.
— Falla normal. El plano de falla es vertical o inclinado hacia el
labio hundido. Implica tectógénesis distensiva.
— Falla inversa o cabalgante. El plano de falla se inclina hacia
el labio levantado. Implica tectógénesis compresiva.
— Falla conforme. La inclinación de la falla se orienta en el
mismo sentido que el buzamiento de los bloques basculados.
Los elementos que caracterizan la estructura fallada (figura XIII. 19)
son:
falla inversa
Figura XIII. 19. Elementos de una falla. P: plano de falla. L: labios. L, labio levantado.
L2 labio hundido. S v: salto vertical. S h I: salto horizontal lateral. S h t: salto horizontal
transversal. S: salto resultante. Según R. Coque. Geomorfología. Pág. 34.
478
f. inversa conforme
Figura XIII.20.
Tipos de falla. Según R. Coque. Geomorfología. Pág. 35.
479
3.
—
Falla contraria. La inclinación de la falla se orienta en el sentido
contrario al de los bloques basculados.
La combinación de estos tipos puede dar lugar a las seis clases
de falla que aparecen en la figura XIII.20: norma!, inversa, norma!
conforme, norma! contraria, inversa conforme e inversa contraria.
Las fallas pueden también aparecer asociadas, como ocurría en
los pliegues. La asociación de varias fallas que van elevándose hasta
dejar un bloque más elevado entre ellas se denomina tiorst o pHar
tectónico. Por el contrario, si se unen varias fallas dejando entre
ellas un bloque hundido dan lugar a un graben o fosa tectónica.
(fig. XIII.21).
Las fallas pueden también cortarse entre sí y llegar a formar redes,
denominadas campos de faüas. Estos originan una estructura en
damero con bloques levantados y hundidos.
2.4.
Los conceptos de espacio y tiempo son de gran importancia si
hemos de intentar comprender cualquier suceso geológico terrestre.
Junto con ellos, la energía que se manifiesta en éstos, es el tercer
aspecto a tener en cuenta en todo fenómeno o proceso que tiene
lugar en el globo terrestre (figura XIII.22).
Al estudiar la Tierra, hemos de tener presente, en primer lugar,
su magnitud. El esfuerzo que hemos de realizar es considerable,
pues no podemos olvidar que en ese espacio se encuentra incluido
el interior de la Tierra. Ese interior no podemos verlo y en él radica
toda la energía con la que se producen la mayor parte de los
procesos cuyas manifestaciones tienen lugar en la superficie terrestre.
Su estudio ha de realizarse con métodos indirectos como son: la
observación del comportamiento de las ondas sísmicas, de las ondas
producidas por explosiones nucleares, etc.
Respecto al tiempo, el problema aún es mayor. Su escala tiene
como unidad el millón de años. Gracias al método uranio-torioplomo, o de radiactividad natural, y más modernamente al del potasio-
Estructuras aclinales y monoclinales
Los movimientos más débiles y lentos (denominados epirogénicos)
pueden dar lugar a estructuras tectónicas menos vigorosas. Su efecto
se traduce en simples basculamientos de grandes superficies con­
tinentales u oceánicas. En las regiones con tendencia a la elevación
(tectónica positiva) se originan abombamientos (anteclise); en las de
tendencia al hundimiento (tectónica negativa) se produce una sub­
sidencia (sinecHse).
Cuando las series de rocas sedimentarias se ven afectadas por
estas débiles ondulaciones de gran radio de curvatura y pequeña
amplitud, presentan una estructura monocHna! caracterizada por el
moderado buzamiento de los estratos en una misma dirección. Si
las series no resultan alteradas, es decir, continúan siendo horizon­
tales, se dice que presentan estructura acHna!.
480
LA IDEA DEL TIEMPO GEOLÓGICO. LAS ERAS.
I
Figura XIII.22. Componentes fundamentales del suceso geológico: Tiempo: intervalo
transcurrido entre el fenómeno y su observación. Espacio: dominio afectado por el
suceso. Fenómeno: proceso cuya causa es ia variación de energía en el tiempo.
Ambiente: conjunto de sucesos simultáneos y próximos, y sus interrelaciones. Energía:
diferencia de potencia entre los estados inicial y final (nivel e intervalo utilizado en
el proceso). T^ F,. E^: coordenadas del suceso.
Según Águeda Villar, J., et alia. Geología. Pág. 15.
481
FORMAS CARACTERÍSTICAS DE VIDA
__________________________ Hombre
O
y
ERAS
PERÍODOS
EDAD EN MILLONES
de a ÑOS
-------
Cuaternario^
Plioceno
Mioceno
Oligoceno
Eoceno
70
Final de los di
Cretáceo
135±5
Los primeros mamíferos
pájaros primitivos
Jurásico
180±5
Primeros dinosaurios
Triásico
225±5
Reptiles terrestres
Pérmico
270±5
Primeros reptiles primitivos,
bosques carboníferos
Carbonífero
350±10
Primeros anfibi
Devónico
400±10
Aparecen las plantas terrestres
Silúrico
440±10
Primeros vertebrados (peces)
Ordovici
500120
Abundan los invertebrados mari
Cámbrico
Hace
600±20
millones de años
PRECÁMBRICO
Finales del
Precàmbrico
aprox. 2.600
Posibles restos de algas
ARQUEOZOICO
(Arcàico)
AZOICO
Figura X11I.23.
482
Primeras rocas
conocidas
aprox. 3.100
Formación de la Tierra hace
aprox. 4.600 millones de años
Columna geológica con grosores en proporción a! tiempo y Eras,
Períodos y Grandes orogenias.
argón, basado en la radioactividad del potasio, y al del rubidioestroncio, basado en la del rubidio, métodos estos últimos más
útiles, por estar estos minerales más generalizados en el espacio
terrestre; así como con el método del C-14 (carbono 14), para tiempos
más pequeños, se ha podido establecer una aproximación a la edad
de la Tierra (4.600 millones de años). En la figura XIII.23 se reproduce
la escala de tiempo más reciente, basada en el artículo del profesor
Holmes, de 1959. Se realizó compilando medidas procedentes de
todos los métodos y realizadas sobre materiales con relaciones estratigráficas bien definidas.
Tenemos, pues, que ser muy conscientes de la lentitud de los
procesos geológicos, porque si no, es muy difícil comprender la
formación de montañas y océanos y la poca importancia que tiene
la aparición de un ser vivo como el hombre. En comparación con
la Historia de la Tierra, la Historia de la Humanidad es insignificante
en el tiempo.
Se denominan eras a grandes lapsos de tiempo caracterizados
por el tipo de vida orgánica que existía en el planeta. El primer
tiempo, la época sin vida en el planeta, abarca aproximadamente
mil millones de años y se denomina Azoico. La primera era que se
establece es el Precámbrico, que se divide a su vez en Proterozoico
y Arqueozoico... La aparición, hace unos 600 millones de años, de
formas de vida cada vez más organizada, da origen al Fanerozoico
(con vida evidente). Se divide a su vez en Paleozoico (vida antigua).
Mesozoico (vida intermedia) y Cenozoico (vida reciente).
Las eras se dividen a su vez en períodos, que corresponden en
general a importantes perturbaciones en la corteza terrestre. Estos
a su vez se subdividen en unidades menores.
La primera gran clasificación, todavía presente en algunos textos,
dividía el Fanerozoico en las eras Primaria, Secundaria, Terciaria y
Cuaternaria. Estas dos últimas se engloban hoy en la era llamada
Cenozoica y sus tiempos han pasado a considerarse como períodos.
El resto de estos períodos se denominan con el nombre de la región
donde las rocas correspondientes a su edad fueron reconocidas y
estudiadas por primera vez: Jurásico (montes del Jura franco-suizo).
Pérmico (región de Perm, URSS), Devónico (Devonshire, Gran Bre­
taña), Cámbrico (nombre romano del país de Gales); Silúrico y Ordovícico (nombre de tribus celtas que habitaban el país de Gales).
En otros casos, el nombre se debe al de la roca más típica de ese
período en una región determinada: así el Cretácico debe su nombre
a la creta, cuya raíz es latina que significa caliza, el Carbonífero, se
lo debe a los yacimientos de carbón que se formaron en él, el
Triásico hace alusión a los tres tipos de rocas que caracterizan este
período en Europa.
483
§
o
íd
<
a
484
TEMA XIV
PROCESOS INTERNOS QUE AFECTAN A LA CORTEZA
TERRESTRE
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Movimientos de ia corteza terrestre: formación de las montañas
1.1.
Naturaleza de las zonas orogénicas.
2.
Movimientos de la corteza terrestre: m esetas y fosas
3.
Teorías sobre las deformaciones que afectan a la corteza terrestre
3.1.
Clasificación de estas teorías.
a)
Teorías fijistas o verticalistas.
— Teoría del Geosinclinal.
— Teoría de la Contracción.
b)
Teorías movilistas u horizontalistas.
— Teoría de Wegener.
— Teoría de las corrientes de convección.
— La exploración de los fondos oceánicos, el paleomagnetismo.
— Teoría de la tectónica de placas.
— Crítica de la teoría.
4.
Los seísm os o terremotos
4.1.
4.2.
Escalas sísmicas.
Origen de los terremotos.
485
4.3.
4.4.
5.
Efectos superficiales de los terremotos.
Distribución geográfica de los terremotos.
Metamorfismo. Volcanismo. Magnetismo
INTRODUCCIÓN
En el presente tema, vamos a tratar los procesos internos que
afectan a la corteza terrestre. Estos son los responsables de las de­
formaciones que se manifiestan en superficie, a través de movimientos
que producen pliegues, fallas y fracturas, como vimos en el tema
anterior y dan lugar a montañas, mesetas, cuencas, como veremos en
éste. Igualmente estos procesos internos son las causas que originan
la deriva continental y otras manifestaciones asociadas a ella. Seismos
y volcanes son igualmente generados por estos procesos.
Se denominan procesos internos a aquellos fenómenos que ti&nen
lugar en el interior de la Tierra, debajo de la corteza, ya sea en el
manto o en el núcleo terrestre.
Una parte de la energía existente en el interior de la Tierra se
libera bruscamente produciendo un trabajo mecánico mediante el
cual las rocas sufren deformaciones. (Recordar tema XIII).
Los procesos internos tienden a la modificación de la superficie
terrestre. Los más importantes son los que provocan los movimientos
(orogénicos o tectónicos, epirogénicos, y sísmicos) en primer lugar;
la actividad ígnea, cuya intrusión origina el magmatismo y su extrusión
el volcanismo, en segundo. Por último, el metamorfismo, en el que
la acción del calor, presión, tracción y actividad química transforma
rocas preexistentes en otras distintas.
1.
MOVIMIENTOS DE LA CORTEZA TERRESTRE: FORMACIÓN
DE LAS MONTAÑAS
A lo largo de la Historia de la Tierra ha habido momentos de
gran actividad durante los cuales las rocas de grandes extensiones
486
487
de la corteza terrestre han sufrido fuertes presiones y han dado lugar
a grandes montañas. Derivado del griego oros = montaña, a estos
movimientos se les denomina orogénicos, a la formación de las
montañas, orogénesis, a las montañas orógenos, y al tiempo durante
el cual se han formado, orogenia, revolución orogénica, o también
revolución tectónica. Hasta la actualidad se han reconocido nueve
revoluciones orogénicas, seis anteriores al Cámbrico y tres posterio­
res. Entre cada dos de estas orogenias tienen lugar largos períodos
de calma relativa en los que la erosión sigue actuando y se depositan
grandes masas de sedimentos procedentes de las montañas formadas
anteriormente. Se ha descubierto que estas revoluciones orogénicas
no son simultáneas, sino que puede haber un período de calma en
un continente y una orogenia en otro.
Las revoluciones orogénicas se registran en la escala del tiempo
geológico por un plegamiento de las rocas y por una discordancia
entre esas rocas y los sedimentos que se localizan inmediatamente
sobre ellas. Así se han podido datar las tres o cuatro revoluciones
últimas. Las más antiguas, en cuyas rocas no existen fósiles, sólo
pueden datarse por la proporción de plomo de los minerales ra­
diactivos.
1.1.
Naturaleza de las zonas orogénicas
Una zona orogénica es una porción estructural alargada de la
corteza terrestre, donde las rocas fueron plegadas, arrugadas, retor­
cidas o sufrieron grandes deformaciones. Las presiones laterales que
sufrió la corteza terrestre provocaron su engrosamiento y largas
extensiones de cada zona orogénica se levantaron dando lugar a
alineaciones montañosas como los Alpes o el Himalaya. La mayoría
de las montañas actuales forman parte de zonas orogénicas, cuya
actividad tuvo lugar a partir del Jurásico y sobre todo en el Terciario.
Otras como los Apalaches, o las del N. de Europa, representan viejas
zonas orogénicas erosionadas y posteriormente rejuvenecidas por su
levantamiento en los tiempos terciarios.
Todas las zonas orogénicas han sufrido un movimiento orogénico,
esto es un levantamiento a partir del cual se han originado alinea­
ciones montañosas, aunque no todas se hallen en la actualidad
elevadas, pues la erosión ha actuado sobre ellas haciendo desa­
parecer las elevaciones e, incluso, profundizando, ha podido hacer
aparecer en superficie las rocas formadas por metamorfismo y ac­
tividad ígnea cuando la zona orogénica sufría las grandes defor­
maciones. Algunas secciones de zonas orogénicas se hallan hoy bajo
488
el nivel del mar, por ejemplo, el mar del Norte cubre la zona orogénica
caledoniana.
Es muy importante distinguir entre el concepto geográfico de
cadena montañosa o sistema montañoso y el concepto geológico
de zona orogénica: el primero se refiere a la altitud y relieve de la
Tierra, mientras el segundo lo hace a la estructura de las rocas, ya
sea la región alta, baja o se halle sumergida.
Las zonas orogénicas montañosas tienen profundas raíces siálicas
que descienden hasta prácticamente el final de la corteza terrestre,
por ello, la compresión que da lugar a la formación de una zona
orogénica afecta a todas las rocas hasta dicha profundidad. En todas
las revoluciones orogénicas, las estructuras de las rocas se hallan
alteradas por plegamientos y fallas en los niveles superficiales y por
fluidificación y metamorfismo en los niveles inferiores, hasta llegar
a la fusión y la actividad ígnea en los más profundos. Aquí es donde
tiene lugar el final del ciclo de las rocas a escala regional. Fluidos
emigrantes a elevada temperatura provocan cambios en la compo­
sición química de las rocas. Los magmas son engendrados en la
corteza o bien ascienden de grandes profundidades en cuyo caso
introducen valiosos depósitos de menas metálicas. La orogénesis
implica pues una gran compresión lateral, calentamiento de las rocas
e infiltración de fluidos químicamente activos a través de ellas. Los
cambios tectónicos, térmicos, químicos y magmáticos son producidos
en las grandes revoluciones orogénicas y constituyen los más im­
portantes procesos internos. Esta gran actividad de las zonas tec­
tónicas contrasta con la relativa pasividad de las áreas intermedias,
de mucha mayor extensión, en las que dominan los movimientos
epirogénicos, cuyos efectos se traducen en fluctuaciones que pro­
ducen fracturas y fallas, y en todo caso algún plegamiento de carácter
local.
2.
MOVIMIENTOS DE LA CORTEZA TERRESTRE: MESETAS
Y FOSAS
Hemos visto hasta aquí los movimientos orogénicos, es decir,
aquellos cuyo efecto en la corteza es la formación de las montañas.
Existen otros movimientos, llamados epirogénicos, (del griego epeiros
= continente), de sentido vertical, hacia arriba y hacia abajo, que
provocan la elevación y el hundimiento o subsidencia, de amplias
extensiones de la corteza terrestre, considerados localmente, y que
489
globalmente su efecto principal es la elevación de la mayor parte
de los continentes sobre el nivel del mar. Las grandes áreas elevadas
reciben el nombre de mesetas y las hundidas cuencas (estos términos
se utilizan también, por similitud en cuanto a ser elevaciones o
depresiones, para denominar otras formas de menos extensión).
La corteza terrestre, compartimentada en fragmentos por el efecto
de fracturas y fallas, e instalada sobre una capa de materiales ines­
tables, continúa su movimiento hasta encontrar de nuevo el equilibrio
(recordar isostasia). A causa de esos movimientos diferenciales de
los bloques y las fajas de fallas marginales, aparecen bloques ele­
vados, horst, y hundidos, cuencas y fosas tectónicas, estas últimas
si son alargadas. También pueden aparecer bloques inclinados. La
elevación y el hundimiento de estos bloques se mide en relación a
los bloques que les rodean.
Algunos de los movimientos que tienen lugar tras la aparición
de las montañas pueden interpretarse como de reajuste isostático,
debido a la fuerza elevadora de la raíz.
Las fluctuaciones o cambios del nivel del mar, es decir, los
llamados cambios eustáticos, se atribuyen también a estos movi­
mientos epirogénicos. Estas invasiones de la tierra por el mar pro­
ducen depósitos de sedimentos marinos que se datan en el tiempo
geológico como períodos dentro de las eras geológicas. Cada invasión
marina puede dividirse en fase de avance, fase culminante y fase
en la que el mar se retira. La retirada del mar puede deberse, en
ocasiones, a movimientos orogénicos menos fuertes que los que
constituyen las revoluciones.
Los cambios eustáticos pueden deberse también a otras causas,
como las glaciaciones, pero incluso éstas llevan asociados movi­
mientos de reajuste isostático, al disminuir la capa de hielo sobre
las tierras en las que se aposentaba y aumentar el peso del agua
en las cuencas oceánicas.
3.
TEORÍAS SOBRE LAS DEFORMACIONES QUE AFECTAN
A LA CORTEZA TERRESTRE
Uno de los problemas más importantes que se plantea la Geología
es el de poder explicar cómo se han formado las montañas. Ya en
el siglo XVII, el danés Steno propuso que algunas series de rocas
sedimentarias inclinadas debían esa posición a movimientos que
habían tenido lugar después de su formación. Por otra parte, el
490
estudio de regiones plegadas impuso la certeza de que las defor­
maciones se deben a un gran número de fenómenos geológicos o
procesos internos: magmatismo profundo y efusivo, metamorfismo,
inestabilidad vertical, etc. A estos fenómenos se les denominó oro­
génesis u orogenia que significa nacimiento de las montañas. También
se conoce como tectónica y a los movimientos se les denomina
tectónicos.
El problema que plantea la formación de las montañas tiene dos
aspectos diferentes: por una parte, ha de resolverse la existencia y
procedencia de unas fuerzas capaces de comprimir, doblar y engrosar
la corteza, por otra, debe encontrarse una explicación a cómo se
suceden los acontecimientos en cada ciclo orogénico, cómo se han
sucedido esos ciclos y cómo se distribuyen esas zonas orogénicas
en la superficie terrestre.
Si como vimos en el tema XII, la gravedad terrestre tiende a
mantener el equilibrio y estabilidad de la Tierra, podemos pensar
que el único agente conocido capaz de perturbar ese equilibrio en
una extensión importante es el calor. Un aumento de éste produce
dilatación y fusión; su descenso provoca la contracción y consoli­
dación de los materiales. Este hecho condujo a considerar los cam­
bios térmicos ocurridos en la Tierra como el origen de las defor­
maciones de superficie y con ello se planteó la hipótesis de una de
las primeras teorías a cerca del origen de las montañas.
3.1.
Clasificación de estas teorías
Existen muchas teorías que intentan explicar la formación de las
montañas. Suelen clasificarse en fijistas o verticalistas, cuando de­
fienden que el fenómeno que inicia la orogénesis es un movimiento
vertical, y en movilistas u horizontalistas, cuando defienden que la
elevación es el resultado final de los efectos termodinámicos. A
continuación veremos alguna de las teorías más importantes de cada
clase.
a)
Teorías fijistas
Las primeras teorías orogénicas fueron de este tipo, es decir,
veían la causa de las elevaciones en movimientos verticales. De entre
ellas, las más importantes fueron la teoría del geosinclinal y la teoría
de la contracción.
—
Teoría del Geosinclinal. La idea fundamental de esta teoría es
que las montañas comienzan su génesis en una gran depresión de
491
la corteza donde se han ido acumulando depósitos de gran espesor
de orden de una decena de kilómetros de materiales sedimentarios,
en la era o períodos que preceden a la orogenia. A esa gran depresión
se le dio el nombre de geosinclinal, cuyo significado es gran con­
cavidad. Ese geosinclinal había experimentado un importante des­
censo o subsidencia según se pudo deducir de la observación de
los sedimentos (al mantenerse la facies de los mismos es necesario
que se mantenga la profundidad de la cuenca). Posteriormente, se
definió más precisamente el concepto de cuenca de sedimentación.
Existiría una plataforma entre la cuenca geosinclinal y el continente
(lo que llamamos actualmente plataforma continental) que recibiría
sedimentos arenosos y calcáreos no muy potentes. En el geosinclinal
se irían sedimentando materiales más finos, con intercalaciones vol­
cánicas, esquema que confirmó la sedimentología. Pero aunque hasta
aquí la teoría se confirmaba, la explicación de por qué estos sedi­
mentos aparecían plegados y elevados en las montañas, no se había
hallado todavía. El geólogo Hall, autor de la misma, pensó que la
causa era la propia subsidencia de los materiales, pues éstos al
alcanzar fuertes profundidades, podrían fundirse en una parte de la
serie y plegarse en el resto.
Sin embargo, el también geólogo americano Dana advirtió que
parte de la subsidencia precede en muchos casos a la sedimentación,
luego no podía ser causada por ella. Por su parte, él pensó que el
origen de las fuerzas tangenciales de plegamiento era la contracción
de la Tierra al enfriarse.
Esta teoría prevaleció durante mucho tiempo como explicativa en
la formación de las montañas. En la década de los 60 se desacreditó,
perdiendo partidarios, pero posteriormente se ha vuelto a incorporar
de nuevo a la Geología moderna aunque en un sentido más res­
tringido.
—
Teoría de la contracción. Existe la idea de que la Tierra estuvo
en su origen en estado fluido llegando a su estado actual por
enfriamiento. Ese enfriamiento se produciría desde el exterior hacia
el interior de la Tierra lo que provocaría fuertes presiones en la
corteza hasta su contracción en plegamientos y corrimientos. Esa
readaptación de la corteza al núcleo más pequeño se puede comparar
a las arrugas que se producen en la piel de una manzana que se
seca y la pérdida de humedad le hace encogerse.
Esta teoría fue rechazada por varias razones. En primer lugar, no
explica la localización de las zonas orogénicas, pues su distribución
no es uniforme, como en la piel de una manzana, sino que se
distribuyen de forma diferente. Además no encuentra explicación a
los geosinclinales. En segundo lugar, el enfriamiento tuvo que ser
492
relativamente rápido al principio y producirse después más lenta­
mente, sin embargo, los ciclos orogénicos parecen haber ido pro­
duciéndose con más rapidez desde el más antiguo al más moderno.
Por último, el enfriamiento que ha sufrido la Tierra en los últimos
200 millones de años no ha podido ser tan grande como para
explicar la revolución alpina.
Posteriormente se ha podido comprobar, gracias a los estudios
de la radiactividad, que la temperatura de la Tierra ha disminuido
muy poco desde la era Primaria, e incluso se ha visto que las
pérdidas de calor que pueden producirse por las emisiones que
desde el interior salen a la corteza, pueden ser compensadas por
esas reacciones radiactivas que se producen en los materiales de la
corteza.
Este desprendimiento de calor que se produce en las reacciones
radiactivas sirvió de base para la teoría de las células de convección
(Gris, Holmes).
bj
Teorías m ovilistas
Ya hemos visto que estas teorías ven las elevaciones de la corteza
como el resultado final de los procesos termodinámicos internos.
Son más numerosas que las fijistas. A continuación trataremos al­
gunas de ellas hasta llegar a la de mayor importancia en la actualidad,
la de la tectónica de placas.
—
Teoría de la deriva continental o teoría de Wegener. A co­
mienzos de siglo (1910), Taylor planteó dos hechos no explicados
por las teorías existentes hasta entonces. Se dio cuenta de que
todas las cadenas montañosas tenían dos direcciones fundamentales
y perpendiculares entre sí. Unas eran paralelas a los meridianos,
como las cordilleras que bordean el Pacífico y otras seguían la
dirección de los paralelos, como las del Sur de Europa y Asia, hasta
enlazar con las anteriores del Pacífico. Las teorías, hasta el momento,
trataban de explicar la formación de las montañas por contracción
o por ascenso y descenso de la corteza empujada por fuerzas
internas. Pero, ¿cómo explican éstas esa ordenación de las cadenas
montañosas? Además comprobó que los materiales que forman las
cordilleras eran más recientes que los que forman el resto de las
masas continentales. ¿Por qué es así? Taylor intuyó que podía haber
tenido lugar un desplazamiento de Eurasia hacia el Sur y fijaba como
causa de ello la atracción lunar.
En 1912, Wegener escribió E Í origen de los Continentes y de los
Océanos. En él propuso que los continentes se habían ido resque­
brajando y desplazando a partir de un único continente (Pangea).
493
Para ello se basaba en argumentos geofísicos, como la distribución
de las elevaciones en la superficie terrestre y la compensación isostática; geológicos, como la semejanza de las costas a ambos lados
del Atlántico; biológicos, como la semejanza o identidad entre la
flora y la fauna de los distintos continentes hasta un determinado
momento; y paleoclim áticos, como la distribución de los depósitos
glaciares del Carbonífero y Pérmico en América del Sur, Sudáfrica,
India y Australia. Posteriormente, estos argumentos fueron modifi­
cados y ampliados.
Se supusieron dos grandes masas continentales en lugar de un
supercontinente. América del Sur, África, Madagascar, India, Australia
y la Antártida formarían el continente de Gondwana al Sur, y América
del Norte, Groenlandia, Europa y Asia, excepto India, constituirían el
continente de Laurasia al Norte.
En su teoría, Wegener suponía que las cadenas orogénicas se
formaban a causa de un cierto efecto de proa, como él llamaba al
arrugamiento de fricción que producía el borde anterior del continente
al avanzar sobre el sima. Por ejemplo, las montañas del Oeste
Americano, Andes-Rocosas, se formarían a causa del avance de
América hacia el Oeste y las cadenas alpinas se deberían al descenso
de Eurasia hacia el Sur.
Aunque la teoría de Wegener fue criticada, e incluso rechazada
por muchos, debido a que proponía como causa fundamental del
movimiento de los continentes la fuerza centrífuga de la Tierra, a
partir de los años 50, con los estudios sobre paleomagnetismo y la
exploración de los fondos oceánicos, la idea de la deriva continen­
talidad volverá a resurgir.
—
Teoría de las corrientes de convección. Algunos geólogos
sugirieron que las fuerzas que producen los movimientos de los
continentes, y con ello la formación de las montañas, se deben a
unas corrientes de convección provocadas por el flujo de calor
procedente del Manto.
Si calentamos un fluido al fuego podemos observar que desde
la parte inferior del recipiente sube, aproximadamente por el centro,
una corriente cálida que al dar la vuelta en la superficie, arrastra la
parte más externa hacia los laterales por donde la corriente des­
cenderá, tal como puede observarse en la figura XIV.1. Del mismo
modo, cuando la Tierra se hallaba en estado fluido pudieron aparecer
en distintos lugares corrientes de convección que se propagarían
horizontalmente para después volver hacia abajo, mientras se iba
enfriando la Tierra. Existen indicios para creer que en el interior
terrestre se dio este tipo de circulación subcortical aunque en la
actualidad se haya ido debilitando.
494
Esta teoría serviría para explicar distintos hechos: por una parte,
la escasez o nulo espesor de la capa siálica en la corteza oceánica,
ya que estas corrientes se habrían encargado de depositarla, engro­
sando la corteza continental, puesto que al ser menos densa, flotaría
sobre las corrientes superficiales y se aglomeraría en los laterales
formando mayores espesores en los continentes. En segundo lugar,
explicaría el movimiento de los bloques continentales, pues el calor
ascendente produce unas fuerzas que provocando la ascensión de
rocas en estado ígneo irían depositándose en superficie y separarían
dichos bloques poco a poco. Por último, permitiría establecer una
explicación a la formación de las montañas, puesto que el calor
empujaría hacia arriba a las rocas, tensaría las existentes en la corteza,
las iría depositando allí donde esas corrientes volvieran, más frías,
hacia el interior.
En los esquemas de la figura XIV.2 se representa el movimiento
de estas corrientes de convección subcortical, según Holmes. Las
zonas orogénicas se formarían allí donde dos corrientes próximas
se vuelven hacia el interior, después del arrastre de rocas de la
corteza en el tramo de trayectoria paralelo a ella, dando solución a
la formación de la raíz y la localización de pliegues y corrimientos
de las capas sedimentarias superiores. Actualmente, se ha compro­
bado que dichas corrientes están aún en actividad. En el dibujo se
han representado tres fases, pues este mecanismo no es constante
sino periódico, aumentando y disminuyendo hasta pararse y aparecer
de nuevo en otro lugar.
En la primera fase, en la que las corrientes se aceleran lentamente,
se produce la subsidencia del geosinclinal en el lugar donde las
corrientes descienden. La segunda fase, más corta y de corrientes
495
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GEOSINCLINAL
FASE 1
CORRIENTES QUE
SE ACELERAN
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Fases en las corrientes de convección hasta ia formación de las
montañas, según Holmes.
497
más rápidas, produce la formación de raíces en el geosinclinal y la
compresión orogénica, imposibilitándose el equilibrio isostático por
la acción de las fuerzas descendentes. En la última fase, debido al
enfriamiento de las corrientes, se llega al final del ciclo, los materiales
calientes se hallan en la superficie y van elevándose hasta restablecer
el equilibrio isostático.
Estas células de convección no serían únicas ni en el tiempo ni
en el espacio. Se habrían sucedido varias a lo largo del tiempo que
producirían las diferentes orogenias. Espacialmente, se ha observado
que en continentes y océanos existen áreas de flujos de calor
diferentes. En los primeros, los escudos precámbricos son áreas de
flujo calorífico débil, mientras que las áreas tectónicamente activas
presentan, unas, flujo calorífico bajo y, otras, alto. En los océanos,
las dorsales son áreas de elevado y variable flujo calorífico, las
cuencas, de moderado y uniforme, y las fosas lo tienen bajo.
La teoría de las corrientes de convección servirá de base para
fundamentar la teoría de la expansión del fondo oceánico y la de
la tectónica de placas.
La exploración de los fondos oceánicos y el paleomagnetismo.
Gracias a los estudios geológicos que trataban de descubrir nuevos
yacimientos mineros, se ha progresado en el conocimiento de la
geología submarina. En apoyo de la teoría citada, se ha descubierto
que en los fondos oceánicos existen importantes diferencias de
profundidad que permiten distinguir tres zonas: dorsales, cuencas
oceánicas y márgenes continentales.
En el centro de los océanos se extiende una curiosa forma de
relieve submarino, denominada dorsal oceánica (figura XIV.3). Las
dorsales son relieves alargados, auténticas cordilleras submarinas,
que forman una doble alineación, separada por un valle longitudinal
o rift, que puede alcanzar 20 ó 25 km y que se va ensanchando
poco a poco. La zona central de estas dorsales es el lugar por el
que se produce el ascenso de las rocas del manto (capa intermedia
del interior del globo), provocado por procesos convectivos. Al as­
cender, el material se fusiona en parte y seguidamente se produce
la erupción y solidificación del magma generado, incorporándose así
a la dorsal como corteza oceánica (capa más externa del globo). A
consecuencia de ello, el fondo oceánico se desplaza en ambas
direcciones a partir del eje de la dorsal para que pueda acomodarse
la nueva corteza. Este hecho provoca la progresiva separación de
los continentes y la consiguiente formación de nueva cuenca oceánica.
Esta hipótesis no fue aceptada hasta que se interpretaron las ano­
malías magnéticas oceánicas descubiertas a finales de los años cin­
cuenta en el Pacífico. Después se vio que estas anomalías magnéticas
498
se distribuían siguiendo una disposición lineal y'tenían lugar en todos
los océanos.
Las investigaciones de estas anomalías magnéticas se basan en
los estudios del paleomagnetismo. El razonamiento de los investi­
gadores era el siguiente: si por las dorsales asciende, más o menos
intermitentemente, magma basáltico y cada cierto tiempo se produce
la inversión del campo magnético terrestre, las lavas se magnetizarán
siguiendo la dirección que en el momento de la erupción tenga el
campo magnético terrestre, con lo que se irían alternando las bandas
magnéticas, normal o invertida, según fuese aquél. Esta idea fue
confirmada por evidencias presentadas por expertos, basadas en
datos sísmicos, paleomagnéticos y radiométricos. Gracias a ello, se
ha podido calcular la velocidad de desplazamiento lateral del zócalo
oceánico del Pacífico (4,5 cm por flanco y año) y del Atlántico 1,5
cm por flanco y año. También se han detectado variaciones de las
velocidades a lo largo del tiempo. Se ha observado también que
las dorsales están atravesadas por fracturas o fallas, denominadas
fallas de transformación.
Pero hemos de tener en cuenta que la expansión de los fondos
oceánicos llevaría aparejado un aumento de la superficie terrestre,
si no fuese porque la creación de litosfera oceánica en las dorsales
produce paralelamente destrucción en las zonas de subducción. Estas
zonas de compensación a la salida de materiales están vinculadas
a las fosas. Las fosas marinas son profundas depresiones alargadas,
a veces con más de 10 km de profundidad, pero de escasa anchura,
que aparecen asociadas a arcos o guirnaldas insulares o junto a las
costas continentales, generalmente paralelas a las cadenas monta­
ñosas de edad reciente.
Como resumen, podemos señalar que los estudios sobre el fondo
oceánico, que llevó a la teoría de su desplazamiento, y los del
paleomagnetismo, nos muestran que en la Tierra existe una creación
de litosfera oceánica en las dorsales y una desaparición de la misma
en las fosas, demuestran los movimientos de los continentes y
permiten localizar las zonas de máxima actividad sísmica y tectónica
de la misma.
—
La teoría de la tectónia de placas. La teoría geofísica más
reciente tiene como postulado fundamental que la litosfera se halla
compuesta interiorm ente por una serie de placas rígidas. En principio
se identificaron seis placas principales. Actualmente se admite que
debe haber algo más de 20 placas más pequeñas que pueden
moverse con independencia (figura XIV.4).
Las placas serían casquetes esféricos o fragmentos de litosfera
rígidos que se situarían sobre los materiales plásticos de la aste499
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nosfera. Las placas de litosfera rigida se desplazarían sobre la astenosfera viscosa. Cada placa incluiría corteza oceánica y continental,
sin que existiera relación directa entre el tipo de placa y la distribución
de los continentes.
Cada placa tendría como límite una dorsal y una fosa. En la
dorsal, las placas se separarían creándose corteza. En las fosas, las
placas convergen destruyéndose corteza. Existen doce grandes pla­
cas: Euroasiàtica, Africana, Arábiga, Sudaustraliana, Pacífica, Ameri­
cana Norte y Sur, Antàrtica, de Nazca, de Cocos, Caribe y Filipinas.
Las placas pueden estar formadas sólo por corteza oceánica, en
cuyo caso se les llama placas oceánicas y son de este tipo, la
Pacífica, Nazca, Cocos y Filipinas; y pueden estar constituidas por
corteza oceánica y continental, denominándoseles placas mixtas.
Al moverse las placas, en sus bordes, se producen deformaciones
de la superficie terrestre, son las zonas dinám icas del globo.
La investigación acerca de la naturaleza y el movimiento de las
placas es el campo de estudio conocido como tectónica de placas.
Los estudios se dirigen especialmente a los márgenes de las placas,
por ser allí donde se registra la mayor parte de la actividad sísmica
y tectónica de la Tierra y además, en algunos casos, estos bordes
tienen límites difíciles de definir.
Los movimientos que tienen lugar entre las placas pueden ser:
de separación o divergencia, de aproximación o convergencia y de
desplazamiento lateral. De acuerdo con esto se distinguen tres tipos
distintos: márgenes de construcción, de destrucción y de conser­
vación. (Fig. XIV.5).
— Márgenes de construcción o distensivos. En ellos se generan
nuevos materiales, hecho que tiene lugar en las dorsales mesoceánicas. Estos márgenes se mueven relativamente unos
respecto a otros, por movimientos de distensión, produciendo
una divergencia. Por el rift valley de la dorsal ascienden los
materiales desde el interior. Suponen ruptura de continentes
y apertura de nueva cuenca oceánica.
— M árgenes de destrucción o compresivos. Se localizan en las
fosas oceánicas, junto a los bordes continentales activos o a
los arcos insulares. En éstos, el material de la placa se consume
por subducción (deslizamiento de una placa por debajo de
otra) en el manto subyacente, por lo general a lo largo de la
zona de Benioff. Sólo el margen de una placa se consume
activamente, desplazándose de acuerdo con el avance de la
segunda placa sobre ella. La destrucción tiene lugar en la placa
continental. El proceso puede terminar en una colisión o choque
de continentes (obducción) con proceso de compresión de la
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502
litosfera que puede originar la formación de montañas por
levantamiento de los materiales depositados en el borde del
continente y su posterior compresión.
— Márgenes de conservación o pasivos. En ellos ni se crea ni
se destruye corteza. Las placas se deslizan lateralmente sin
experimentar nigún cambio en el área superficial. Este es el
caso de las fallas de transformación que jalonan las dorsales
oceánicas.
Desde el punto de vista geográfico, la teoría de la tectónica de
placas es interesante para la explicación de la formación de las
cordilleras.
Como teoría orogénica, la tectónica de placas surgió en 1970 con
un artículo de Dewey y Bird. En esta teoría, la primera fase de la
formación de las montañas se asemeja a la de la teoría del geosinclinaL En este caso, consta de m iogeosinclinal (serie sedimentaria
depositada sobre una plataforma continental formada por material
detrítico y un espesor de hasta 5 km) y eugeosinclinal (serie sedi­
mentaria depositada sobre el talud continental, con distintos mate­
riales y un espesor de hasta 15 km). Sobre estos materiales sedi­
mentados los autores proponen dos tipos básicos de orogenias:
marginal o de borde (térmica) y de colisión (mecánica). En la figura
XIV.6, se hallan representados gráficamente los procesos básicos en
tectónica de placas y la perspectiva de sus efectos.
La orogenia m arginal. Se produce por subducción de la litosfera
oceánica hacia el manto subyacente. Tiene lugar en los bordes
de placa destructivos y los materiales sufren una serie de pro­
cesos:
• Térmicos: calor producido por fricción de la placa subducida
contra la continental.
• Deshidratación de las rocas de la corteza oceánica subducida.
• Densificación de sus materiales silicatados.
• Intrusión en la corteza continental de magmas provenientes
de la fusión parcial de la placa subducida.
Esto hace que ya no sea necesario que los materiales se
hundan en el geosinclinal para poder obtener magmas. El ascenso
térmico regional puede provocar un intenso magmatismo y me­
tamorfismo que facilitan la deformación plástica de las rocas de
la corteza continental. (Figura XIV.7).
La orogenia de colisión. Se produce cuando el fragmento
continental de una placa llega a una zona de subducción que se
halla junto a otro continente o un arco insular. A causa de su
menor densidad, la corteza continental no puede hundirse sino
503
I
Trinchera
oceánica
Corteza
oceánica
Complejo
subductivo
Arco magmàtico
Cuenca de
»
Cinturón de
deformación borde
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Corteza
2_/^^^'_-l^Icont¡nental
- V / w ' 300° C
600° C
Astenosfera
Astenosfera
Figura XIV.7. Modelo de orógeno marginal en una fase avanzada de evolución según
ei esquema general de tectónica de placas. En una fase inicial el arco magmàtico
ha podido ser un arco insular, que ha generado corteza continental mediante vol­
canismo y plutonismo.
Según Águeda Villar, J., et alia. Geología. Pág. 298.
'
FALLAS
TRANSFORMANTES
Figura XIV.6. Procesos básicos en tectónica de placas: a-b fragmentación continental,
c extensión del fondo oceánico, d-e-f subducción, g-obducción. Abajo, esquema, en
^ perspectiva de estos procesos.
Según Agueda Villar, J., et alia. Geología. Pág. 261.
504
1
que se introduce en el otro continente, produciéndose en el conti­
nente receptor o pasivo una extensa zona de seismos someros. Esta
interpenetración de los continentes afecta a toda su litosfera (figura
XIV.8).
.
—
Críticas a la Teoría. Sin embargo, no todos los geólogos están
de acuerdo con la teoría de la tectónica de placas. Los fijistas entre
ellos los rusos, niegan por completo la realidad de la deriva con­
tinental. Los m ovilistas ponen en duda la validez de algunos aspectos
de la teoría. Éstos critican fundamentalmente la larga lista de su­
posiciones en las que se han basado gran cantidad de recientes
interpretaciones. Si alguna de ellas fuese falsa se vendría abajo gran
parte de la teoría. Algunos geólogos señalan que la selección de
datos se ha hecho de acuerdo con esta teoría. Otros señalan las
dificultades que presenta el encajar el rompecabezas que forman los
distintos continentes. Sin embargo, se empleó el ordenador para
determinar la mejor solución matemática sobre la unión de, por
ejemplo, los límites del Atlántico, y se comprobó que las desviaciones
son muy pequeñas, lo que hace pensar que una similitud tan grande
es muy difícil que se produjera por casualidad.
505
Las investigaciones de los geólogos continúan y cada vez tiene
más partidarios la teoría, gracias a nuevos descubrimientos, tanto
del campo del paleomagnetismo como de los fondos oceánicos,
aunque no debemos olvidar que nadie ha recogido muestras del
manto y todo lo estudiado sobre él se hace con métodos indirectos.
Algunos investigadores argumentan que por las propiedades dedu­
cidas, ha de excluirse cualquier tipo de células de convección. Otros,
que la baja viscosidad de la astenosfera proporcionaría las condi­
ciones idóneas. El hecho es que gran parte de los problemas de la
teoría global del mundo se resuelven con esta teoría y en sí misma
queda abierta a modificaciones y perfeccionamiento que pueden
brindar las nuevas tecnologías e investigaciones sobre un aspecto
tan complejo como es la configuración del globo terrestre.
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506
La palabra seismo o sismo proviene del griego seísmos y significa
agitación. La palabra terremoto deriva del latín terra = tierra y motus
movimiento. Ambas palabras pues tienen el mismo significado, sa­
cudida del terreno.
Un movimiento sism ico o terremoto es una sacudida brusca que
origina un movimiento vibratorio en la superficie de la Tierra, de
escasa duración y notable intensidad, aunque variable. La propagación
de ese movimiento vibratorio tiene lugar mediante ondas concéntricas
que van desde el hipocentro punto interior de la litosfera, hasta la
superficie terrestre. El punto que se corresponde en superficie con
el hipocentro interior se denomina epicentro. En él se detecta el
primer movimiento en superficie (figura XIV.9). Las ondas concéntricas
que se propagan hasta la superficie reciben el nombre de ondas
sísmicas (han sido estudiadas en el tema XII).
4.1.
[il
LOS SEISMOS O TERREMOTOS
Escalas sísmicas
La intensidad de los terremotos se mide por medio de escalas
cualitativas, que establecen diferencias en función de los efectos que
producen sobre las obras humanas. La más utilizada es la de Mercalli
que consta de doce grados, comenzando desde los imperceptibles,
pasa por varios grados de perceptibles a los de alarma y pánico
general, hasta llegar al de destrucción total.
507
Gran parte de estos focos sísmicos se concentran en los límites
de placas en los que se divide la litosfera (ver tectónica de placas
en este tema). Estos focos sísmicos se localizan, tanto en bordes
de placas constructivas, por ejemplo a lo largo de las crestas mesoceánicas, como en bordes de placas destructivas o en las de
fricción. Por ejemplo, el eje del Mediterráneo es una zona de alta
sismicidad en la zona de fricción entre la placa europea y la africana.
Los fenómenos sísmicos son una manifestación de la actividad
orogénica y tienen lugar donde existen fenómenos de reajuste entre
bloques, provocados por la inestabilidad de las fracturas o fallas
recientes. Los movimientos de la corteza son lentos, pero los ma­
teriales están sometidos a fuertes tensiones que, cuando rebasan su
límite de elasticidad, o si es suficiente para vencer la cohesión de
las rocas entre los dos bloques situados a ambos lados del plano
de falla, se liberan mediante un desplazamiento brusco, que da origen
a las ondas sísmicas.
f
4.3.
Figura XIV.9.
Todos los años se registran numerosos terremotos en los sis­
mógrafos del mundo, aunque sus oscilaciones y movimientos son
la mayoría de las veces apenas perceptibles por nosotros. Algunos
de ellos, cuando se libera gran cantidad de energía y el foco sísmico
está próximo a zonas habitadas, pueden ocasionar importantes des­
trucciones.
El fenómeno sísmico es fundamentalmente de carácter mecánico.
Origina grandes sacudidas que se acompañan de ruidos profundos.
Las vibraciones que llegan a la superficie terrestre tienen componentes
verticales y horizontales, por lo que el fenómeno presenta gran
complejidad.
Además de provocar el desplome de edificios en las áreas ha­
bitadas, los seísmos producen efectos en la superficie terrestre im­
portantes desde el punto de vista geológico. Los movimientos pueden
provocar profundas grietas, debidas a fuerzas de distensión originadas
por los componentes horizontales y son frecuentes las fracturas y
las fallas, con importantes desplazamientos horizontales o verticales.
Otras veces se ponen de manifiesto fallas ya existentes, como ocurrió
en la falla de San Andrés tras el terremoto de San Francisco en
1906.
También, como consecuencia del terremoto, pueden producirse
desprendimientos de rocas en las laderas de las montañas. Estas
rocas si llegan a obstruir el cauce de un río puede originar o bien
Bloque-diagrama donde se han representado los focos y ondas sismicas
producidas por un terremoto.
En la actualidad se utiliza la escala de Richter, que por ser
logarítmica, es ilimitada por ambos extremos. Los terremotos de
máxima magnitud no alcanzan el valor 9.
4.2.
Origen de los terremotos
Algunos terremotos están relacionados con las erupciones vol­
cánicas. La mayoría de los movimientos sísmicos de cierta importancia
son de origen tectónico y están relacionados con las fracturas de
la corteza terrestre, pues es allí donde se localizan siempre los focos
sísmicos.
508
Efectos superficiales de los terremotos
TŸ
509
un lago de barrera, donde antes no existía o bien, obligan al rio a
desviar su curso. A veces se originan cambios en los niveles acuíferos
dei subsuelo, alterando el nivel del agua en los pozos e incluso
secándolos. Las cavernas de regiones Kársticas pueden hundirse y
los manantiales y surgencias desaparecen o se originan otras nuevas,
por las fracturas originadas en el macizo calizo.
Cuando el terremoto afecta a una región submarina, las ondas
sísmicas se transmiten al mar donde producen olas gigantescas
llamadas tsunamis de efectos temibles en las costas. A veces, antes
del oleaje se produce una brusca retirada del mar dejando descubierta
parte de la plataforma continental, normalmente cubierta por el agua.
Se supone que la causa de este fenómeno es el movimiento del
fondo submarino en una región próxima. Seguidamente se forma
una ola gigantesca que se propaga a gran velocidad y arrasa gran
parte del litoral próximo.
4.4.
Distribución geográfica de los terremotos
Al estudiar la distribución espacial de los focos sísmicos se
observa que se concentran en áreas determinadas de la superficie
terrestre pudiendo distinguirse:
— Regiones sísm icas: En ellas se dan grandes movimientos sís­
micos.
— Regiones penisism icas: En ellas sólo se dan débiles seísmos.
— Regiones asísm icas: En ellas nunca se dan seísmos.
Regiones de alta sismicidad son:
— La región mediterránea, prolongada a través de Asia Menor,
hasta el Sur de Rusia y la Cordillera del Himalaya.
— Las costas del Océano Pacífico, desde Alaska hasta los Andes,
donde Chile registra los mayores y más frecuentes terremotos.
— Los arcos de las islas que bordean las costas pacíficas de
Asia y Norte de Australia, donde el país japonés ha registrado
terremotos que originaron grandes catástrofes a la población.
Estas regiones son zonas débiles de la corteza terrestre donde
las grandes fracturas se desplazan originando focos sísmicos. Coin­
ciden con regiones donde se formaron cadenas montañosas alpinas,
las de más reciente formación, por lo que se interpreta como con­
secuencia de los desequilibrios que aún existen entre bloques cor­
510
ticales. En las costas del Pacífico, existen profundas fosas por las
que se produce el hundimiento de capa basáltica del fondo oceánico,
bajo la corteza continental. Esto sería la causa de los maremotos
frecuentes en Chile y Japón.
En la Península Ibérica, la fosa del Guadalquivir y el macizo Bético
son las zonas de mayor sismicidad, seguidas del área de Lisboa. La
depresión del Ebro, con el flanco meridional de los Pirineos y la
cordillera catalana, es región de sismicidad media. Son también
regiones afectadas por la orogenia alpina.
5.
METAMORFISMO. VOLCANISMO. MAGMATISMO
Además de los terremotos o seísmos y los movimientos de la
corteza terrestre que dan lugar a las montañas, mesetas y fosas
terrestres (orogénesis o tectogénesis), existen otros procesos internos
que han sido estudiados ya, en el tema XIII, al estudiar las rocas,
como es el caso del metamorfismo, y otro que estudiarán en el
tema XV al tratar de los relieves volcánicos: el volcanismo. Junto
a ellos, el magmatismo completa esta serie de procesos que tienen
lugar en el interior de la Tierra y que pasamos a continuación a
explicar brevemente. Hemos de tener en cuenta que son procesos
unidos íntimamente a los movimientos orogénicos y que todos ellos
provocan deformaciones en la corteza terrestre, aunque a distintas
escalas.
El metamorfismo, como vimos, es el conjunto de procesos que
van transformando progresivamente los sedimentos y las lavas en
materiales cristalinos. Estos procesos pueden deberse a distintas
causas. Según sean éstas se habla de metamorfismo regional o
metamorfismo de contacto.
E Í metamorfismo regional tiene lugar casi exclusivamente en los
geosinclinales y está producido por el aumento de la presión, la
elevación de la temperatura y los intercambios químicos. El aumento
de presión se debe al espesor de los sedimentos, que en los
geosinclinales pueden superar los 20.000 m; la elevación de la
temperatura se debe al gradiente geotérmico (aumento normal de
3° cada 100 m) que es mayor aún en los geosinclinales; por último,
los intercambios químicos pueden realizarse en seco en los sólidos,
pero el agua puede favorecerlos ya que a partir de 374°C (agua
supercrítica), se convierte en un disolvente muy activo arrastrando
muchos elementos por las fisuras de las rocas.
511
E! metamorfismo de contacto se debe a la elevación de la tem­
peratura y a los intercambios químicos, siendo poco importante el
papel de la presión. Los granitos penetran en los sedimentos y su
elevada temperatura provoca intercambios químicos en éstos.
Ambos tipos de metamorfismo dan lugar a zonaciones de mi­
nerales, que no son estables más que en condiciones de temperatura,
de medio químico y a veces de presión, muy concretas. Un cambio
en estos factores provoca una ruptura del equilibrio y con ello la
desaparición de unos minerales y la formación de otros.
El volcanismo es el conjunto de fenómenos internos que dan
lugar a los volcanes. Algunos pueden estar muy alejados de las
propias cúpulas. Generalmente, aunque no siempre, están asociados
a movimientos sísmicos muy fuertes. El volcanismo es una de las
principales y más claras manifestaciones de la energía del interior
de la Tierra. Con ella tienen lugar la salida al exterior de sólidos,
fluidos y gases que permiten comprobar las elevadas temperaturas
que existen en el interior de nuestro planeta. El magma sale hasta
el exterior totalmente incandescente.
El magmatismo es el fenómeno que se produce al fundirse las
rocas. Éstas pueden proceder del manto superior, o de la corteza
inferior, o de ambos juntamente. Un magma es un material fundido,
de composición silicatada, en el que pueden existir cristales, frag­
mentos de rocas, e incluso gases y vapores en proporción variable.
Los magmas pueden contener fragmentos del material a partir del
que se han formado y otros procedentes de los materiales por los
que han atravesado.
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513
TEMA XV
LAS FORMAS ELEMENTALES DEL RELIEVE.
FORMAS ESTRUCTURALES
Y
FORMAS DE MODELADO
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
Las formas estructurales
1.1.
Estructuras simples
a)
Horizontales.
— Formas topográficas debidas a la erosión de los
relieves horizontales.
- Plataformas: mesas, muelas o páramos.
- Cerros testigos.
- Antecerros.
- Partes de estas formas: escarpe: cornisa.
talud.
— Relación entre la red hidrográfica y la estructura
horizontal: red insecuente.
b)
Monoclinales o inclinadas.
— Formas topográficas debidas a la erosión de los
relieves estructurales monoclinales.
- Cuestas.
- Crestas monoclinales.
- Barras monoclinales u hog-back.
— Partes de una cuesta: frente de cuesta: cornisa.
talud.
Partes de una cuesta: reverso de cuesta.
515
-
•
•
•
•
•
1.2.
a)
Relación de la red hidrográfica y la estructura monoclinal.
Río
Río
Río
Río
Río
- Partes de un volcán: cráter.
chimenea volcánica,
cono volcánico,
calderas.
cataclinal o consecuente.
peneconsecuente.
anaclinal u obsecuente.
subsecuente y ortoclinal.
subsecuente u ortoclinal de reverso de cuesta.
- Materiales: lava.
gases.
cenizas.
escorias.
Estructuras complejas
a)
Los volcanes.
Estructuras plegadas.
- Tipos de volcanes: hawaiano.
stromboliano.
vulcaniano.
peleano.
- Conformes: mont-anticlinal.
val-sinclinal.
- Derivadas: ruces.
chevrons.
cluses.
crestas.
combes.
b)
Las coladas.
• Los trapps.
c)
Las formas de excavación: sills.
domos elípticos,
necks.
dykes y ring-dykes.
- Invertidos: sinclinal colgado.
valle anticlinal.
- El relieve apalachense.
- Relación entre la red hidrográfica y la estructura ple­
gada.
2.
Las formas de modelado
2.1.
• concordante
• discordante: antecedencia.
sobreimposición.
b)
El modelado granítico.
a)
b)
-
Estructuras falladas.
- Escarpes de falla: primitivo u original.
de línea de falla o derivados,
de íínea de falla compuestos.
- Relación de la red hidrográfica con las estructuras
falladas.
• Concordante.
• Discordante.
1.3.
516
Las estructuras volcánicas
La descomposición del granito.
Formas de relieve graníticas.
2.2.
agujas.
panes de azúcar.
las bolas.
los taffoni.
nidos de abeja.
depresiones graníticas.
inselberg.
El modelado Kárstico.
a)
El proceso del Karst.
- Condiciones que favorecen el proceso.
b)
Formas de relieve características.
- Formas superficiales.
- Lapiaces.
- Depresiones cerradas.
•
•
•
•
•
dolina o torca.
sima.
uvala.
poijé.
bogaz.
- Las cavidades subterráneas.
INTRODUCCIÓN
• Galerías.
• Cuevas: estalactitas, estalagmitas.
- Otras formas.
• Cañones.
• Resurgencias.
• Exurgencias.
- Formas según climas.
c)
Diferentes enfoques en el estudio del Karst.
- Según el ciclo de erosión.
- Según los principios de Geomorfologia Climática.
Se llaman formas elem entales a las unidades menores dentro de
las grandes unidades morfoestructurales de los grandes dominios
(Precámbrico, Herciniano y Alpino).
Estas unidades elementales son el resultado de la acción com­
binada de la estructura y de la erosión. Esa combinación puede ser
muy variada, pudiendo predominar una sobre otra.
Cuando las formas de relieve se caractericen por el predominio
de las estructuras, hablaremos de formas estructurales. Si el pre­
dominio es de la erosión hablaremos de formas erosivas.
En este tema, vamos a ocuparnos de ambas y sin olvidar que
sobre aquéllas, al actuar la erosión, también se generan unas formas
típicas erosivas.
Estructura es la organización o modo en que se disponen los
materiales litológicos, como consecuencia de los movimientos inter­
nos de la Tierra.
En arquitectura, la estructura de un edificio es tanto la disposición
de su armazón como la naturaleza de los materiales constituyentes
y tal como en aquélla, también en Geomorfología, la presencia de
un material corresponde muchas veces a determinada estructura.
El orden y disposición de cada tipo de rocas (ígneas, metamórficas
o sedimentarias) sería el mismo en cada una de ellas, si no actuasen
fuerzas internas que las alterasen. Estas alteraciones en el orden se
deben a la tectónica, por lo que podemos distinguir entre formas
estructurales afectadas y no afectadas por la tectónica.
La litología tiene también una estructura determinada puesto que
los materiales geológicos se disponen según un orden. Al actuar las
fuerzas internas de la Tierra sobre las masas rocosas, crean unas
desigualdades que pueden dar lugar, según sea la naturaleza de las
rocas, blandas o duras, y la potencia de aquéllas, a estructuras
519
plegadas, falladas, o a combinación de ambas. La ausencia de al­
teración en el orden de las masas rocosas dará estructuras hori­
zontales y monoclinales, estás últimas también se producen cuando
la tectónica ha actuado poco. Por último, en las estructuras de rocas
ígneas las fuerzas internas originan también el volcanismo, cuyo efecto
superficial son los relieves volcánicos.
En definitiva, la tectónica es la que guiará la evolución morfológica
de los relieves estructurales. En ellos, la erosión puede jugar un
papel importante, retoca la estructura pero siempre de manera su­
bordinada a las líneas creadas por la tectónica.
Aquellas formas que son debidas exclusivamente a la acción de
la tectónica sobre la litología las llamaremos formas originales o
prim itivas (se corresponderían con las estudiadas en el tema XIII,
en el apartado de fundamentos de las formas del relieve terrestre)
a aquellas otras en las que la erosión ha actuado ya sobre la
estructura las llamaremos formas alteradas o derivadas. Unas formas
intermedias, en las que la erosión ha actuado poco, son las peneprim itivas, del griego peni = casi.
En este tema vamos a tratar en primer lugar las formas estruc­
turales y volcánicas para después estudiar, en dos tipos de rocas:
cristalinas y sedimentarias, con los ejemplos del granito y la caliza,
aquellas formas litológicas que se denominan también formas de
modelado.
1.
LAS FORMAS ESTRUCTURALES
En ellas, la litología juega un papel esencial, aunque el fundamental
se debe a la tectónica. En este tipo de formas, la topografía es el
resultado de la tectónica que ha afectado a la zona, aunque la
erosión diferencial (erosión que actúa de forma distinta, desmantela
antes los materiales de rocas blandas que las duras) juega un papel
más o menos importante, haciendo resaltar las influencias tectónicas
en función de la litología.
Las formas estructurales básicas son cuatro: horizontales, mo­
noclinales o inclinadas, plegadas y falladas. Las tres primeras implican
que las series en que se desarrollan son series sedimentarias, ca­
racterizadas por la presencia de estratos, la última puede aparecer
en cualquier tipo de roca, pero es típica de las rocas ígneas y
metamórficas, más antiguas y duras que las sedimentarias.
520
1.1.
aj
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Estructuras simples
Horizontales
Son aquéllas en que la tectónica no ha actuado o lo ha hecho
de forma muy ligera. Las rocas sedimentarias conservan su estructura
original de depósitos horizontales recubriendo las cuencas sedimen­
tarias, por ello se dice que estas formas de relieve son típicas de
cuencas sedimentarias.
Se denominan plataformas y su forma más elemental es la llanura
estructural o llanura de estratos horizontales, que puede confundirse
con una superficie de erosión, por ser ambas una llanura, pero
difieren porque la primera tiene necesariamente que tener sus estratos
horizontales.
Los estratos de las plataformas se mantienen horizontales por la
inactividad de la tectónica, pero sobre ellos enseguida actuará la
erosión, dando unas formas características en función de la resistencia
a la misma de las distintas capas sedimentarias.
Cuando la última capa de una serie sedimentaria es la que aparece
en la parte superior del relieve, se habla de superficie estructural
prim itiva. Ello implica que la erosión ha actuado poco todavía. Si
la capa que aparece en superficie no es de la última capa sedi­
mentada, estamos en presencia de una superficie estructural derivada,
pues la erosión ha actuado desmantelando las últimas capas de­
positadas (figura XV. 1). También se dice que esta superficie es
subestructural, pues coincide con la estructura, pero ya ha quedado
erosionada.
Las superficies estructurales se conservan más cuanto más dura
es la capa superficial de la serie.
Figura XV. 1.
Superficies estructurales.
521
Form as topográficas debidas a la erosión de los relieves
estructurales horizontales
Plataformas horizontales. Denominadas mesas, muelas o páramos,
son superficies estructurales primitivas o derivadas, cortadas por los
valles de ríos y barrancos que dan rebordes abruptos y un aspecto
festoneado, sinuoso, correspondiendo cada entrante al efecto de la
erosión remontante de los barrancos (tema XVII). De este tipo de
formas (figura XV.2), podemos ver abundantes ejemplos en las dos
Castillas y Valle del Ebro (figura XV.2a). Si la erosión sigue actuando,
la mesa va retrocediendo sobre sí misma hasta convertirse en cerros
testigos (figura XV.2a).
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Figura XV.2a.
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Cerro testigo de Hita y plataforma horizontal que testifica su extensión.
(Fotografía: IViaría José Aguilera.)
caliza
arcilla
Figura XV.2.
Plataformas horizontales, a) perspectiva aérea; b) perfil de la plataforma.
Los cerros testigo. Son los testimonios de la antigua extensión
de la plataforma horizontal que han quedado aislados, debido a la
erosión diferencial producida por los ríos y barrancos sobre las capas
sedimentarias duras y blandas alternantes. Tienen forma más o menos
cónica y están rematados por un retazo de estrato horizontal co­
rrespondiente a la roca dura (figura XV.3). Su evolución depende de
la mayor o menor erosión diferencial sobre la roca infrayacente que
origina su progresiva desaparición (figura XV.3a). La capa superior
sufre un caída por gravedad cuando la erosión lineal la deja aislada
y se producen derrubios de gravedad.
Si la erosión sigue actuando, el cerro testigo desaparece, dando
lugar al antecerro, también de forma más o menos cónica pero en
el que ha desaparecido el estrato de roca dura (figura XV.3).
522
Figura XV.3a.
Cerro testigo. (Fotografía M.
C. Carrera Sánchez.)
523
cerro testigo
------- 1
erosión
erosión
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derrubios
/ -------
antecerros
\
I I I I I calizas (rocas duras)
arcillas (rocas blancas)
Figura XV.3.
Formación de un cerro testigo / sucesivos antecerros.
Figura XV.4.
La altitud relativa de las plataformas respecto a la red depende
de la mayor o menor alternancia de estratos duros y blandos, así
como de la mayor o menor potencia (espesor) de los mismos. No
obstante, si la red hidrográfica que los atraviesa es importante, la
altitud será notable.
Buenos ejemplos de relieves tabulares horizontales, en los que
se ha instalado una red hidrográfica importante, los tenemos en
España en las depresiones terciarias como las del Ebro y Tajo.
b)
Tanto las plataformas como los cerros testigos están delimitados
por el escarpe de erosión (figura XV.4) que se caracteriza por una
parte abrupta formada por la roca dura denominada cornisa y una
parte de pendiente más suave formada en la roca blanda y deno­
minada talud (figura XV.4a).
Los escarpes de erosión tienen un perfil convexo-cóncavo, cuyas
formas y dimensiones varían en función de la resistencia de las
series duras y blandas y de la potencia de los estratos.
Cuando la potencia (espesor) de los estratos duros es escasa o
no existen, y muy grande la de los blandos, las formas producidas
por la erosión fluvial son numerosas colinas de altitud semejante,
cortadas por un gran número de barrancos.
Relación entre la red hidrográfica y la estructura horizontal
Las redes fluviales, en las estructuras horizontales, se caracterizan
porque su dirección no queda influida por la tectónica, más bien
esta red está dirigida por las líneas de diaclasación de las rocas
sedimentarias que las forman. Esta red recibe el nombre de inse-
cuente.
524
Perfil lateral de un escarpe de erosión.
M onoclinales o inclinadas
En los bordes de las cuencas sedimentarias o en áreas donde
la téctónica ha inclinado en una sola dirección las series sedimentarias
de rocas duras y blandas alternantes, se forman unos relieves muy
característicos denominados universalmente con la palabra castellana
de cuestas.
Form as topográficas debidas a la erosión de los relieves
estructurales monoclinales
Como en el caso de los relieves horizontales también en ellas
es imprescindible la alternancia de rocas duras y blandas, pero aquí
estas series están inclinadas, o tienen un buzamiento, todas en la
misma dirección. Sobre esta estructura comienza a actuar la erosión
dando varios tipos de formas en función del buzamiento de los
estratos (figura XV.5).
Cuestas: Son aquellas formas monoclinales cuyo buzamiento os­
cila entre los 2° y los 20°.
Crestas monoclinales: En ellas el buzamiento está por encima de
los 20°.
525
Figura XV.5. Posición de capas resistentes en estructuras inclinadas A-cuesta. Bcresta. C-hog-back.
Barra monoclinal u hog-back: El buzamiento de las capas sedi­
mentarias se aproxima a la vertical. Próximo a los 90°.
Las cuestas se caracterizan por poseer un perfil totalmente di­
simétrico, una de sus vertientes es abrupta y la otra es suave (figura
XV.6). La pendiente abrupta es denominada frente de ia cuesta y
está formada por una cornisa, modelada en roca dura con una
pendiente fuerte en función de su dureza y del buzamiento de los
estratos y un talud, cuya mayor o menor pendiente depende igual­
mente del buzamiento de los estratos y de su resistencia a la erosión.
Reverso de la cuesta
Figura XV.4a.
Perfil de un escarpe de erosión en plataforma horizontal. Guadalajara.
(Fotografía: M." José Aguilera.)
Figura XV.6.
526
Perfil y partes de una cuesta.
527
La pendiente suave es el reverso de la cuesta. Es una superficie
estructural, primitiva o derivada, inclinada, cuya pendiente está en
función del buzamiento de los estratos.
También, en el caso de las cuestas, pueden aparecer cerros testigo
y antecerros por la acción de la erosión fluvial, como se puede
apreciar en la figura XV.8.
f
Relación de la red hidrográfica y la estructura m onoclinal
La evolución de un relieve monoclinal está en función de la
actuación de la red hidrográfica y ésta está influida a su vez por el
buzamiento de los estratos y por la litología (espesor de las capas
duras y blandas, dureza de éstas, etc.).
En ella, existen tres disposiciones de ríos fundamentales: cataclinal,
ortoclinal y anaclinal y otras dos dignas de tener en cuenta: la
peneconsecuente y la ortoclinal de reverso (figura XV.7).
—
Río cataclinal o consecuente. Es aquél cuya dirección de dre­
naje es la misma que la del buzamiento de los estratos. En general.
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Figura XV.7. Instalación de ia red hidrográfica sobre un relieve en cuestas y no­
menclatura de los ríos de ía misma.
528
529
sigue la pendiente tectónica (es decir la que viene dada por el
buzamiento de los estratos) y es transversal a la dirección de la
estructura. En su recorrido, se alternan tramos de valle amplio (sobre
roca blanda) y encajado (sobre dura) como consecuencia de la
diferenciación litològica de las series sedimentarias.
— Río peneconsecuente. Fluye siguiendo la dirección del buza­
miento de los estratos, pero sin atravesar el frente de cuesta, corre
sólo por el reverso de la misma. Su longitud es reducida, por hallarse
próximo su nivel de base, que es la que se abre al frente de la
cuesta. Estos ríos corren paralelos al río cataclinal. La mayor parte
de su valle se abre en roca dura en el que tiene por tanto vertientes
escarpadas. La erosión que realiza estará en función de la pendiente
de la cuesta, a mayor pendiente mayor erosión.
— Río anaclinaí u obsecuente. Fluye en dirección opuesta al
buzamiento de los estratos. Su nacimiento se encuentra entre la capa
dura y la capa blanda, principalmente cuando la capa blanda es
impermeable. Es el principal agente de retroceso del frente de cuesta.
— Río subsecuente u ortoclinal. Fluye paralelo al frente de la
cuesta y es perpendicular al cataclinal y anaclinaí. Se adapta a la
litología como el anaclinaí, pues drena el nivel de rocas blandas.
— Río subsecuente u ortoclinal de reverso de cuesta. Este río
sigue una dirección perpendicular a la dirección del buzamiento de
los estratos. Tiene como nivel de base un río consecuente o pe­
neconsecuente. Está inadaptado a la litología pues se halla instalado
sobre roca dura, aunque en su origen aprovechó un nivel de roca
blanda que ha quedado erosionado (figura XV.8).
1.2.
a)
Estructuras complejas
Estructuras plegadas
Ya hemos visto que las rocas están sometidas a las fuerzas del
interior de la Tierra y que responden a las mismas de distinta forma
según sus propiedades, es decir, plegándose o fracturándose.
Las rocas sedimentarias son generalmente plásticas, y reponden
a la tectónica, plegándose. Hemos visto también, que existen diversos
tipos de pliegues y que la combinación de varios de ellos producirá
formas muy variadas y complejas. A esta variedad de estructuras
plegadas hay que añadir la acción de la erosión sobre ellas, por lo
que las formas de relieve plegadas son asimismo muy numerosas.
530
El modelado de las estructuras plegadas está en función de la
tectónica (mayor o menor elevación de los pliegues, buzamiento de
los estratos, simetría o disimetría de los flancos de los pliegues),
de la litología (contraste de resistencia de las rocas, frecuencia mayor
o menor de su alternancia, de la diferente potencia de los estratos)
y de la erosión diferencial; ésta última, a su vez, también se halla
influida por el clima y el período de tiempo durante el cual ha podido
actuar.
Supongamos la existencia de unos materiales sedimentarios en
los que alternen capas duras y blandas. Al actuar las fuerzas tec­
tónicas, estos materiales se pliegan, dando una sucesión de pliegues
simples. La erosión comienza a actuar simultáneamente al plegamiento
y según la acción de aquélla, podemos hablar de formas estructurales
plegadas conformes, derivadas e invertidas.
— Los relieves conform.es. Son los caracterizados porque la to­
pografía concuerda con la estructura. En ellos, las elevaciones coin­
ciden con los anticlinales y las depresiones con los sinclinales. A
las elevaciones se las denomina mont y a las depresiones val. Puede
que haya comenzado a actuar la erosión y que aparezcan formas
elementales de un relieve derivado, pero son formas incipientes que
no le hacen perder su carácter de conforme. Estas formas erosivas
más incipientes son las ruz, consistentes en pequeñas entalladuras
(barrancos) originadas en los flancos de los anticlinales o vertientes
de los mont (figura XV.9).
— Los relieves derivados. Son los caracterizados porque la ero­
sión ha actuado más que en el caso anterior y la topografía refleja
formas estructurales y erosivas que poseen la misma altitud. La
erosión comienza a actuar sobre los anticlinales, ya que al poseer
la máxima elevación es donde antes pueden entrar en contacto los
agentes erosivos con la superficie terrestre, y además por ser la
zona más fisurada, puesto que corresponde a la de máxima flexión
Figura XV.9.
Formación de una entalladura denominada «ruz».
531
del pliegue (figura XV.9a). La acción erosiva de los barrancos ins­
talados sobre los flancos del anticlinal, da lugar a las ruz, que van
desmantelando las capas superiores y dejan restos en forma de
chevrons. La instalación de un valle fluvial cortando transversalmente
al anticlinal origina angostos valles llamados cluses, hoces o foces
en nuestro idioma, que caracterizan a estos tipos de relieve (figura
XV.11.) (XV.IIa).
La erosión de la charnela anticlinal da origen a un valle anticlinal
denominado combe (figura XV.10). Éste, normalmente, se halla li­
mitado por dos crestas de roca dura, y su mayor o menor amplitud
está en función de la potencia de los estratos duros y blandos y
de la diaclasación de la roca dura (figura XV.11).
Anticlinal
Figura XV.9a. Anticlinal erosionado. IHueca. Zaragoza. (Fotografía: M.' José Aguilera.)
Combe
Cresta
Figura XV.10.
532
Combe. Alhama de Aragón. Zaragoza. (Fotografía: M.“ José Aguilera.)
Figura XV.11.
Formas que aparecen en los relieves derivados de estilo Jurásico.
533
Figura XV.12. a) Formación de una cluse por coalescencia de ruces. b) La posterior
erosión de sus vertientes puede llegar a dar origen a una combe.
Figura XV.11a.
Cluse en la que se puede ver el pliegue anticlinal. (Fotografía: IVl.^
C. Carrera Sánchez.)
»u'
Figura XV. 13a.
Sinclinal colgado. Alhama de Aragón. Zaragoza. (Fotografía; M." José
Aguilera.)
534
El origen de las combes puede estar en la coalescencia de varias
ruces o en la erosión de las vertientes de una cluse. Cuando una
ruz, por erosión remontante, supera su cuenca de recepción y se
une a la de otra ruz o de varias ruces, formará un valle anticlinal
que dará origen a una combe (figura XV.12a).
Una vez constituida una cluse, las vertientes que delimitan su
valle pueden evolucionar, según los diferentes procesos de erosión
de vertientes (tema XVI), hasta alcanzar la erosión el eje del anticlinal
y desmantelar su charnela. Así puede llegar a formarse una combe
que tiene su origen en una cluse (figura XV.12b).
En resumen, ruces, chevrons, cluses, crestas delim itantes de com­
bes y combes son las formas erosivas que aparecen en los relieves
derivados o de estructura plegada evolucionada.
Formas estructurales plegadas, conformes y derivadas son muy
abundantes en el Jura franco-suizo. Allí fue donde primero se es­
tudiaron e incluso se recogen bajo el término estilo Jurásico que
engloba un estilo tectónico de pliegues simétricos y las formas
erosivas que acabamos de ver.
—
Los relieves invertidos. Se caracterizan porque en ellos las
zonas topográficamente más elevadas se corresponden con las zonas
deprimidas tectónicamente y a la inversa, de ahí su nombre de
535
Sinclinal colgado
T Cubeta colgada
Valle anticlinal
Figura XV. 13. Sinclinales colgados. Relieve invertido.
inversión de relieve. La forma más característica es el sinclinal col­
gado, elevado sobre los valles anticlinales constituidos por las combes
o valles erosivos (figura XV.13 y XV.13a). Los sinclinales colgados
aparecen cuando la erosión de los anticlinales es tan fuerte que va
desmantelando las capas rocosas hasta excavar el valle anticlinal a
menor altura que el sinclinal y quedar éste por tanto a mayor altura
que el primero. Este tipo de relieve se da con más frecuencia en
series sedimentarias en las que las capas de roca blanda tienen gran
espesor, pues facilitan mucho la actuación de la erosión. También
cuando la roca dura es poco resistente o tiene escasa potencia (Ver
en figura XV.14 la evolución que puede sufrir un relieve plegado).
Este tipo de relieve invertido es muy común en los Prealpes del
Norte. En España tenemos ejemplos como puede ser la Peña Oroel
en el campo de Jaca, o el San Donato en el corredor de HuarteAraquil.
Estos tipos de relieves conformes, derivados e invertidos que aca­
bamos de ver, presentan variaciones en función de los distintos tipos
de plegamiento. Hasta aquí, los hemos visto formados a partir de un
plegamiento de estilo Jurásico o de pliegues simétricos. Sin embargo,
se habla de estilo Alpino si el plegamiento presenta pliegues oblicuos,
volcados o acostados, cabalgantes o son mantos de corrimiento, en
él las formas erosivas se complican. En el caso de los tres primeros
tipos de pliegues, aparecen las combes de flanco, puesto que en
ellos la parte topográficamente más elevada es el flanco y no la
536
Figura XV.14.
Evolución de un relieve plegado.
Figura XV. 15. Manto de corrimiento del Esia, en Valdoré (León). Este es uno de los
mantos de corrimiento más espectaculares, entre los numerosos que existen en ia
Cordillera Cantábrica.
537
charnela. En el caso de los mantos de corrimiento, el cuerpo del
manto queda en algunas zonas totalmente desmantelado, permitiendo
ver el sustrato sobre el que este plano se ha deslizado, esas formas
reciben el nombre de ventanas tectónicas. Entre las ventanas tec­
tónicas quedan restos del manto de corrimiento denominados Klippes.
Además de estas formas, en la parte anterior del manto de corri­
miento, la erosión origina un escarpe de frente de corrimiento, muy
marcado cuando se trata de series calizas (figura XV. 15).
—
El relieve apalachense. Un caso especial, dentro de los relieves
estructurales plegados, es el del relieve apalachense. Este tipo de
relieve debe sus formas estructurales íntegramente a la erosión di­
ferencial. Es decir, es un relieve estructural con formas erosivas muy
importantes, donde la alternancia de rocas deleznables y resistentes
juega un papel fundamental.
En principio, estos materiales fueron plegados. Sobre ellos actuó
la erosión durante un período lo suficientemente largo como para
allanar las formas debidas a la acción de la tectónica, incluso haciendo
desaparecer los estratos de rocas más resistentes. Según algunos
autores, posteriormente se produjo un levantamiento del área plegada
y aplanada. Este levantamiento tiene lugar en varias etapas formadas
por períodos cada vez más cortos conforme nos acercamos a la
actualidad. A lo largo del tiempo, la erosión va actuando selecti­
vamente sobre las rocas en función de su resistencia. Así, las rocas
más resistentes quedan en resalte, mientras las menos resistente
desaparecen. Las rocas resistentes aparecen formando alineaciones
rectilíneas denominadas crestas y las rocas blandas forman los surcos
o valles paralelos entre sí y separados por las crestas. De esta forma
reaparece en la topografía el antiguo trazado de los pliegues (figura
XV.16). Estos surcos o valles paralelos son recorridos por ríos que
a veces atraviesan las crestas transversalmente, y originan cluses,
diferenciadas en vivas o muertas en función de si siguen corriendo
o no los ríos por ellas.
Además de en los Apalaches, formación paleozoica de la que
reciben su nombre, estos relieves aparecen en los bordes de otros
macizos antiguos (zócalos y escudos).
En España, gran parte del suroeste de la Península se podría
clasificar como de este tipo de relieve.
Relación entre ia red hidrográfica y ¡a estructura plegada
La génesis de cada una de las formas vistas se realiza a partir
de la evolución de la red hidrográfica. Ésta, en una estructura de
538
r
Cresta apalanchese
Cresta apalachense
Figura XV.16.
Formas apalachenses.
plegamiento, puede ser concordante o discordante con la estructura.
La primera se define como aquella red que corre paralela longitu­
dinalmente a los ejes de plegamiento. Si corre por los valles sin­
clinales es una red concordante sim ple, si corre por valles sinclinales
y anticlinales (erosionados) es com pleja: en el primer caso, aprovecha
valles tectónicos, en el segundo tectónicos y erosivos. La red dis­
cordante, es aquélla cuyo drenaje es transversal a la dirección de
los ejes de plegamiento. Existe una total independencia, entonces,
entre estructura de plegamiento y red hidrográfica. Son las ruces y
cluses. Las primeras aprovechan el buzamiento de las capas del
anticlinal y fluyen transversalmente a los ejes de plegamiento. La
segunda, la eluse, corre transversalmente al eje del plegamiento, es
decir, atraviesa el eje del anticlinal. Esta discordancia puede deberse
a dos causas; o bien a que el plegamiento no existía en el momento
de su instalación, o bien, a que el plegamiento quedó oculto por
539
una cobertera que fosilizaba la estructura, la red hidrográfica se
instaló sobre ella y continuó erosionando en profundidad tras la
desaparición de la cobertera, atravesando la estructura plegada sub­
yacente. En el primer caso se dice, que la red hidrográfica discordante
se instaló por antecedencia, en el segundo caso, por sobreimposición
(tema XVII).
En las estructuras plegadas, tras la instalación de la red hidro­
gráfica, aparecen unas formas de relieve semejantes a las cuestas,
pues la estructura plegada al ser erosionada por los ríos y desaparecer
la charnela o los flancos de los pliegues, se presenta a veces como
una estructura monoclinal.
b)
Estructuras falladas
Ciertas zonas de la corteza terrestre, al ser afectadas por las
fuerzas internas de la Tierra, responde de forma no plástica a su
empuje, debido a que sus materiales están muy endurecidos, caso
de las rocas sedimentarias, o son muy duros por naturaleza, caso
de rocas cristalinas, originándose así los relieves de estructura fallada,
en los que como ya hemos visto en el tema XIV, se dan diferentes
tipos de fallas.
Las estructuras falladas son, por su misma disposición, zonas
fácilmente atacables por los agentes erosivos, dado que las fracturas
constituyen zonas de debilidad. La forma de relieve fundamental que
aparece como consecuencia de los movimientos tectónicos es el
escarpe de falla o desnivelación topográfica entre dos bloques fa­
llados, que tiene una parte estructural y otra topográfica. Según sea
el papel desempeñado por la tectónica o por la erosión diferencial
en la elaboración del escarpe, se distinguen: el escarpe de falla
prim itivo, los escarpes de línea de falla y los escarpes de falla
compuestos.
—
Escarpe de falla primitivo u original. Este tipo de escarpe
procede directamente de la dislocación del movimiento tectónico, es
un escarpe tectónico. Tiene dos características esenciales; en primer
lugar, el valor de la desnivelación topográfica es idéntico al salto
de falla, en segundo, la superficie topográfica del escarpe coincide
con la parte del plano de falla situada encima de la línea de falla
(zona levantada). Las condiciones que se requieren para que se
conserve un escarpe de falla primitivo son las siguientes: el labio
levantado ha de estar constituido por material duro, que la falla sea
reciente o que la erosión haya actuado poco, si las tres condiciones
540
Salto de falla = valor desnivelación
topográfica
Plano de falla
Figura XV.17. Escarpe de falla primitivo u originai.
coexisten posee gran nitidez (figura XV. 17). Si estas condiciones no
se cumplen, el escarpe retrocede situándose tras el plano de falla
con un trazado más o menos sinuoso. Además, el salto de falla se
reduce, ya sea por erosión del labio levantado, por acumulación en
el labio hundido o por ambas causas.
—
Escarpe de línea de falla o derivado. Es el resultado de la
acción de la erosión diferencial sobre bloques fallados adyacentes
que ofrecen resistencia desigual. El bloque que posee las rocas más
resistentes queda en resalte, aunque tectónicamente no correspon­
diera con el labio levantado. Su altura puede ser superior o inferior
al salto de falla.
Para su formación se requiere que la falla se haya nivelado, es
decir, que haya desaparecido el desnivel inicial entre los dos bloques,
y esto tiene lugar por dos causas: o bien porque la erosión los ha
nivelado, o bien porque la falla haya sido fosilizada por una cobertera
de sedimentos y posteriormente actúe la erosión (figura XV.18). En
541
Escarpe
tectónico
A.
B.
C.
D.
En cuesta.
Nivelación.
Escarpe de línea de falla en el mismo sentido que el salto.
Escarpe de línea de falla en sentido opuesto al salto.
.0
Fosilizaci '
n 'n n
Acción
erosión
diferencial
una forma estructural mixta, pues combina una parte de escarpe
original y una parte de escarpe derivado.
En ellos podemos distinguir dos tipos fundamentales. El formado
por rejuego de falla, que implica por tanto una segunda acción de
la tectónica y el que se origina por exageración del escarpe originai
a causa de la erosión diferencial (figura XV.21). El primer tipo se
forma cuando un escarpe ya existente de tipo derivado adquiere
mayor valor en función de una redislocación de la falla por una
nueva fase tectónica. Si la nueva dislocación tiene el mismo sentido
que la primera se dice que el rejuego de falla es directo, levanta
más el labio levantado y hunde más el hundido. Si es al contrario,
se dice que el rejuego de falla es inverso, se levanta el labio antes
hundido y viceversa. En el segundo caso, el escarpe se forma cuando
en una estructura cuya fractura deja el material menos resistente en
el labio hundido, actúa la erosión diferencial provocando un rehun­
dimiento del labio hundido y como consecuencia aparece un escarpe
que tiene mayor valor que el que tenía originariamente.
En todos los casos expuestos, el escarpe final está compuesto
por una parte del escarpe original y otra del escarpe derivado aunque
de origen distinto en cada tipo.
el primer caso, cuando los afloramientos rocosos menos resistentes
se hallan en el bloque hundido, la acción de la erosión produce un
escarpe de línea de falla directo, su sentido es el mismo que el
del accidente. En caso de tratarse de los más resistentes, la erosión
produce un escarpe de línea de falla invertido, es decir, se produce
una inversión de relieve, puesto que el escarpe está orientado ahora
hacia el bloque levantado. En el segundo caso, como los sedimentos
que recubren la falla son menos resistentes a la erosión, son des­
mantelados y se define un escarpe de línea de falla de distinto tipo,
según que la acumulación sea simultánea a los movimientos tec­
tónicos o se produzca posteriormente.
Si los materiales que fosilizan la falla se depositan simultáneamente
a la tectónica, al escarpe de línea de falla debido a su posterior
erosión, se le denomina revelado o descubierto (figura XV. 19). Si
los depósitos son postectónicos, al escarpe de línea de falla debido
a su erosión, se le denomina exhumado y corresponde al resurgi­
miento del salto primitivo (figura XV.20).
— Escarpe de línea de falla compuesto. Es el resultado de la
acción simultánea de la tectónica y la erosión diferencial. Es pues.
Tectónica
Fosilización
Figura XV.20. Escarpe de línea de falla exhumado.
Obsérvese que aquí se vio la falla durante un tiempo.
Figura XV. 18. Evolución de un escarpe de falla.
'0 0 ~0 (7 0 (
■ Q PP
n a
Acción de
erosión diferencial
DQQQ
Figura XV. 19. Escarpe de linea de falla revelado.
Obsérvese que aquí no se vio la falla.
542
I
Figura XV.21.
Escarpe derivado rejuvenecido por erosión diferencial.
543
Todos los escarpes de falla, de línea de falla o compuestos que
poseen fuerte pendiente, se hallan disecados en facetas de formas
triangulares o trapezoidales, como consecuencia de la acción de los
barrancos que corren perpendiculares a ellos y que se dirigen hacia
el labio hundido (figura XV.22).
Granito
: : : : Areniscas,
....... arenas
Superficie miocena
Figura XV.22.
Calleas
VLF.
Caliza
margosa
Margas
Valle de linea de falla
Facetas trapezoidales.
En las figuras XV.23, XV.23A y XV.23B, pueden observar distintos
tipos de escarpes de línea de falla que ilustran lo anteriormente
expuesto.
Relación de la red hidrográfica con las estructuras falladas
Tendremos una red hidrográfica adaptada o concordante con la
estructura, cuando aproveche para su instalación las deformaciones
tectónicas, e inadaptada o discordante cuando se instale indiferen­
temente a la fractura.
Red hidrográfica concordante. El mejor adaptado es el curso de
falla o de fosa tectónica, que corre paralelo a los dos escarpes que
delimitan este valle y constituyen los horst. El curso del río corre
por el labio hundido de la fractura y se adapta mejor cuando éste
está basculado en dirección al labio levantado (figura XV.24a).
También es concordante el curso de agua instalado en las líneas
de falla, aunque no exista escarpe. Si la línea de falla separa litologías
diferentes, el río actúa por erosión diferencial, pudiendo provocar la
aparición de escarpes de falla derivados (figura XV.24b).
544
Granito, gneis
[n m iiiin in|
Arcilla, arena, marga
sintectónicas
Granito
Caliza lacustre
post-tectónico
Basalto
mioceno
Figura XV.23. Tipos de escarpe de línea de falla: a: Escarpes de falla dotóles de
Côte d'Borgoña. ELFO: Escarpe de linea de falla directo. ELEI: Escarpe de linea de
falla invertido. VLF: Valle de línea de falla.
, , ,■
b: Corte esquemático de línea de falla descubierto del borde occidental de la L/magne.
c: Corte esquemático del escarpe de línea de falla exhumada. Según R. Coque.
Geomorfología. Pág. 71.
545
ESTE
OESTE
La Montaña
(Bloque fallado)
Auxois
Depresión fallada
de S. Román
La Côte d'Or
(Escarpe de
falla)
Llanura
del Saona
(Llanura de
hundimiento)
Figura XV.23A. Ejemplo de relieve fallado: la montaña Borgoñona.
Las capas sedimentarias han sido han sido rotas por una serie de fallas de dirección
Norte-Sur. Algunos bloques han sido levantados y forman plataformas escalonadas
hacia los 570 m (bloque 2} y 460 m (bloques 3 y 4), separadas por escarpes de
falU).
Al Este, la llanura del Saona corresponde a un bloque hundido. Ai Oeste, por el
contrario, el Auxois (bloque 1} corresponde a un bloque levantado entre fallas, pero
constituido por arcillas blandas, que ha sido excavado por la erosión y rebajado con
relación a las plataformas del bloque 2 (inversión del relieve).
Figura XV.23B. Falla de Tetón Wyoming. USA. En la fotografía se aprecia eí bloque
levantado, que hoy aparece modelado por ía erosión glaciar, eí bloque hundido de
topografía plana y lagos instalados próximos a ía linea de falla.
Los valles de fosa tectónica y de labio hundido son valles tec­
tónicos. Los de línea de falla son erosivos (figura XV.24).
Red hidrográfica discordante con ia estructura. Al igual que en
las estructuras plegadas, la discordancia puede ser debida a la
antecedencia de la red hidrográfica o a la sobreimposición de la
misma en la estructura fallada. En el primer caso, la fractura es
posterior a la instalación de la red y resiste transversalmente este
movimiento, ya sea porque el curso del río sea potente y pueda
seguir produciendo su erosión lineal, bien sea porque la tectónica
de fractura sea de forma gradual. Si la estructura fallada, previa a
la instalación del río, queda oculta por una cobertera fosilizante, al
instalarse la red erosiona la cobertera hasta alcanzar la estructura y
sobreimponerse a ella (figura XV.25).
547
546
1.3.
Rfo de fosa
tectónica
Las estructuras volcánicas
Estructuras volcánicas son aquellas que han sido originadas por
el volcanismo. Son por tanto estructuras cristalinas. Pueden consi­
derarse los volcanes, las coladas y las formas de excavación.
a)
falla
Los volcanes
Un volcán puede definirse como un edificio formado por la acu­
mulación de productos sólidos alrededor de una boca eruptiva. Su
forma será diferente según sea el carácter de la erupción, el tipo
de materiales que se emitan y su disposición en la superficie.
— Partes y m ateriales de los volcanes
Figura XV.25.
548
Red hidrográfica discordante.
El cráter es un orificio relativamente pequeño que pone en con­
tacto la superficie de la Tierra con un depósito de magma que se
encuentra en profundidad. El conducto que une el magma con el
cráter se denomina chimenea volcánica. Por el cráter, en las erup­
ciones, se emiten rocas fundidas (lava), otros materiales como cenizas
y escorias, y gases calientes a gran presión, fumarolas (figura XV.26).
Según se trate de erupciones explosivas o tranquilas así será el
edificio del volcán. Las primeras dan lugar a conos de ceniza o a
conos compuestos. Las segundas a domos de lava o escudos vol­
cánicos.
Los conos de ceniza están formados por fragmentos de lava
solidificados, arrojados por un cráter central. Cuando estos fragmentos
de lava son de gran tamaño se denominan bombas volcánicas que
mientras se solidifican en el aire toman aspecto fusiforme. Los frag­
mentos pequeños se denominan lapilli y forman, en gran parte, el
cono volcánico. Si los fragmentos son todavía más finos se deno­
minan cenizas y polvo volcánico, ambos son transportados hasta
varios kilómetros alrededor del cráter en función de su tamaño. Los
conos de ceniza pueden surgir en cualquier lugar, en las montañas,
valles o llanos. Muchas veces forman grupos que se alinean paralelos
a las líneas de falla.
Los conos compuestos son los que forman la mayor parte de
los volcanes del mundo. Están constituidos por estratos de lapilli y
cenizas que alternan con coladas de lava. Algunos autores les llaman
por ello, estratovolcanes. Las laderas del volcán tienen mayor pen­
diente, cuanto mayor es el ángulo de reposo del lapilli y las cenizas.
El volumen y resistencia del edificio volcánico depende de los estratos
549
de lava que existan. Estas laderas del volcán están jalonadas por
barrancos radiales. Al estrecharse hacia la parte inferior, recortan los
estratovolcanes en mesetas triangulares llamadas planézes. La mayor
parte de los volcanes compuestos están alineados formando el cin­
turón circumpacifico. En Europa los encontramos en Italia y Sicilia.
Figura
XV. 26a. Relieve
Volcánico. 1. Laderas de
lava, 2. cono y 3. parte de
la primera caldera en el
Teide. Isla de Tenerife. (Fo­
tografías: M." José Agui­
lera Arilla.)
.7
Figura XV.26. Fumarolas. Yellowstone. USA. (Fotografía: Pilar González Yanci.)
Las calderas. Son grandes depresiones centrales formadas tras
las explosiones que destruyen la parte central del edificio volcánico.
No se sabe si su formación se debe al hundimiento de la parte
superior de la cúpula volcánica, tras una fuerte emisión de lava, o
si aquella es lanzada en fragmentos con la última explosión, puesto
que, aunque se han formado calderas en épocas históricas, las
condiciones de las proximidades del volcán han impedido la ob­
servación del proceso. Estas grandes depresiones tienen forma elip­
soidal o circular y están rodeadas total o parcialmente por un fuerte
escarpe (figura XV.26a).
550
Si las erupciones son tranquilas se forman domos de lava o
escudos volcánicos. En ellos la lava 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 frag­
mentos sólidos, por lo que carecen de cráter de explosión; en su
lugar poseen una ancha depresión central o sink de paredes es­
carpadas y grandes dimensiones. Son semejantes a las calderas y
se originan por hundimiento de la parte superior del edificio volcánico
tras la expulsión de lava que existía en la cámara magmàtica. En
la actualidad puede verse el basalto fundido en los cráteres de hoyo,
depresiones de abruptas paredes y anchura entre 400 y 800 m,
situados en la depresión central del volcán o en otras partes del
domo.
0
c
55
1E
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O
Q.
O
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Qi
Cj
— Tipos de volcanes
También se han clasificado los volcanes en función de su explosividad, aunque la evidencia ha demostrado que cada volcán
constituye un fenómeno único y singular. Sin embargo interesa co­
nocer esos distintos tipos, porque cada uno de ellos no es sino
fases por las que pasa un proceso eruptivo (figura XV.27).
El tipo hawaiano (Mauna Loa, islas Hawai) es el resultado de
efusiones abundantes y tranquilas de lavas basálticas fluidas, alre­
dedor de una boca situada en el fondo de una fosa y a partir de
unas fisuras radiales. Es un tipo de domo volcánico o volcán escudo.
El tipo stromboliano (Stromboli, islas Lípari) resulta de la alter­
nancia 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.
El tipo vulcaniano (Vulcano, islas Lípari) se forma por erupciones
muy violentas con fuerte explosividad y su cono se compone de
cenizas y escoria fundamentalmente, separadas por pequeñas interestratificaciones de lavas. Es prácticamente un cono de cenizas.
El tipo peleano (monte Pelé) se forma por la extrusión de lavas
poco fluidas, viscosas, acompañadas de nubes ardientes. A veces,
conserva la forma cilindrica de la chimenea y forma una aguja que
se fragmenta en prismas al enfriarse; esta aguja aparece flanqueada
por amplias grietas de hundimiento, por donde salen gases en forma
de nubes ardientes. Cuando la lava se acumula en la boca eruptiva,
crea un domo o cúpula volcánica.
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553
b)
Las coladas
Las coladas de lavas emitidas a partir de bocas o de fisuras
eruptivas dan lugar a form as estructurales primitivas originales. La
naturaleza del m agm a, su tem peratura, la cantidad de gas a presión
que contiene y la topografía sobre la que se extienden, hacen que
presenten diferentes características.
Las lavas viscosas, por su acidez o por su temperatura relati­
vam ente poco elevada, form an coladas cortas y espesas de perfil
abom bado. Las lavas fluidas, por lo general basálticas, form an largas
coladas de varios kilómetros, que a veces corren por los valles
próxim os. Si la topografía está poco diferenciada form an extensos
mantos. Los trapps constituyen amplias mesetas estructurales de
escasa pendiente limitadas por enorm es escarpes escalonados.
Las lavas poseen una estructura prismática característica, debido
a su fragm entación según fisuras de retracción, norm alm ente per­
pendiculares a la superficie de enfriamiento. En sentido vertical, se
presentan com o órganos o colum nas y en horizontal tienen form a
poligonal. Si la lava es m u y fluida se desliza rápidam ente y la primera
capa se solidifica, pero el interior se frunce; esas arrugas, estiradas
en el sentido del m ovim iento, dan lugar a una típica superficie
cordada. Si el deslizamiento es lento, puede formarse una capa más
ancha y rígida, cuya ruptura da una superficie pedregosa con grandes
bloques, pináculos y agujas.
Las coladas, originalm ente extendidas por un valle o zona de­
prim ida, aparecen a veces colgadas con aspecto de franjas de meseta
o cerros tabulares. Estas mesas son relieves invertidos que nos
muestran la m ayor resistencia a la erosión de las lavas respecto a
las rocas del substrato.
c)
Colada
Colada efusiva
en una fisura
Colada
La formas de excavación
Las formas de excavación son aquellas que aparecen al actuar
la erosión diferencial sobre las rocas sedimentarias que cubrían
form aciones intrusivas o extrusivas de volcanitas. Éstas quedan al
descubierto, dando lugar a form as estructurales exhum adas. Para
denom inarlas se utilizan los m ism os térm inos que utilizan los g e ó ­
logos para diferenciar los accesos m agm áticos.
Entre las intrusiones, las sills son cornisas escalonadas a lo largo
de las vertientes, producidas en las series sedimentarias afectadas.
Los lacolitos form an domos elípticos, de perfil convexo, rodeados
de cuestas o falsas cuestas m odelados en su cobertera sedimentaria.
En las extrusiones, los espigones son colum nas o escarpados
pilones de lava com pacta solidificada en conductos. Los necks son
554
La chimenea del volcán rellenada
por un tapón de lava
Cheire
Abrupto de falla exhumado
Figura X V .2 7 a . Evolución de los relieves volcánicos. El croquis A representa en la
fase fina! de su formación, a un volcán surgido sobre una fractura del zócalo por
donde han subido las lavas. Éstas se han solidificado en la chimenea, en el interior
del cono de cenizas y escorias. Por las fisuras del cono se han escapado lavas que
se expanden en coladas. El croquis B muestra el estado del relieve cuando ios
materiales más blandos han sido desmantelados por la erosión. Agujas (necks) y
murallones de lava (diques) han quedado en resalte. En los lugares donde las coladas
recubrían rocas blandas, se han formado mesas aisladas por encima de las 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 (Chetres).
555
el resultado de la exhum ación de la lava solidificada en la antigua
chim enea, su forma recuerda a los d o m o s y agujas volcánicas. A
veces, la erosión deja al descubierto las lavas solidificadas en las
fisuras del antiguo volcán, constituyendo auténticas murallas llamadas
dykes (diques), si son rectilíneas o ring-dykes sin son circulares
(figura XV.27a).
En resum en, podem os decir que los diferentes relieves volcánicos
dependen de tres hechos fundam entales:
1.
2.
3.
Del tipo de erupción que los ha originado. Según éstas, será
la importancia relativa de las coladas y el material de explosión.
Ta m b ié n de ellas depende la m ayor o m enor viscosidad de
la lava según sea su com posición quím ica, hecho fundam ental
cara a la resistencia de las rocas. Las lavas ácidas (riolitas)
son m ucho más duras que los basaltos.
De la edad más o m enos antigua de las erupciones, que
determina la m ayor o m enor duración de los ataques erosivos
al relieve prim itivo.
Del relieve y de la naturaleza del basam ento sobre el que se
ha instalado el material volcánico. Un basam ento plano fa­
vorece la form ación de mesetas volcánicas. Si es blando
favorece la desaparición por erosión de las form as primitivas.
el clima en el que se encuentre. La resistencia de las rocas a la
erosión varía con el tipo de clima (po r ejem plo el granito, en clima
tropical presenta form as diferentes que en clima frío o en el tem plado)
ya que esa resistencia está influida por la propia estructura de la
roca (por ejem plo una roca de estructura hojosa, co m o el gneis, es
m enos resistente a la erosión que otra de estructura granítica, com o
el granito, debido precisamente a que la estructura hojosa es más
fácilmente delecnable que la estructura granítica).
A estas form as estructurales, condicionadas fundam entalm ente por
la propia estructura de las rocas que las hace responder de una u
otra form a ante los agentes erosivos y que varía según los diferentes
tipos climáticos, se les denom ina tam bién form as de m odelado.
C o m o ya hem os dicho que las form as estructurales litológicas
son m u y variadas, vam os a elegir para estudiarlas dos ejem plos, por
su abundante presencia en la corteza terrestre, el granito entre las
cristalinas y la caliza entre las sedimentarias.
2.1.
El modelado granítico
Por otra parte, la erosión actúa sobre la estructura volcánica,
apareciendo los barrancos y las planézes, los trapps, las franjas de
meseta y cerros tabulares, o actúa sobre la cobertera sedimentaria
que recubría form aciones intrusivas y extrusivas, originando relieves
estructurales exhum ados co m o los sills, espigones, necks o dykes,
según cuál sea la estructura exhum ada.
Al estudiar las rocas ígneas, vim os que aquéllas que se habían
consolidado dentro de la corteza terrestre se les denom inaba plu­
tónicas o tam bién intrusivas. A sim ism o p odem os recordar que su
clasificación en función de su tam año, forma y relaciones con las
rocas que las rodean era: mantos, diques, lacolitos y batolitos. Estas
form as aparecen en superficie cuando la erosión va desm antelando
las capas de otras rocas que las ocultaban. C uando estas rocas, ya
en superficie, se ponen en contacto con los agentes de la erosión,
dan form as m u y variadas, ya que pueden com portarse com o rocas
blandas o rocas duras, en función de diversos factores que hacen
variar su resistencia a la erosión (figuras XV.28a y b).
2.
a)
FORMAS DE M ODELADO
Son form as que se desarrollan en función de la naturaleza de
los materiales. Son tanto más características cuanto más potente es
la masa rocosa, es decir, cuanto m ayor espesor presentan las capas
sedimentarias, (por ejem plo la caliza) o m ayor vo lum en tenga el
afloramiento cristalino, si se trata de rocas ígneas (por ejem plo el
granito).
Existen gran variedad de form as estructurales litológicas, porque
una misma litología puede originar diferentes form as de relieve según
556
La descomposición dei granito
Ya hem os visto, al hablar de las propiedades de las rocas, cóm o
la propia estructura de la roca, su hom ogeneidad o heterogeneidad,
su porosidad, su perm eabilidad, etc., condicionaban su resistencia a
la erosión. C o m p ro b a m o s la influencia de estas circunstancias en el
caso del granito. Pero veam os ahora en concreto en estas rocas,
cuáles son sus propiedades y có m o influyen en su resistencia a la
erosión y en las form as tan distintas que presentan, que pueden ir
desde form as m u y redondeadas hasta paredes con pendientes de
casi el 100 por 100.
557
Figura
X V .2 8 a .
Distintas formas de redes de diaclasas en el granito. La Pedriza
(Madrid). (Fotografías: P. G o n zá le z Y a n ci.)
— La estructura de la roca es heterogénea. El granito está form ado
por granos de cuarzo, feldespato y mica, lo que va a favorecer
ciertos procesos en función de la proporción en la que se presenten
sus com ponentes. Así, un granito rico en cuarzo, elem ento m uy duro
y resistente, prácticamente inalterable en clima frío y m u y poco en
clima tem plado, hará que la roca sea m u y resistente tam bién, sin
em bargo si el granito es pobre en cuarzo la roca será m enos
resistente a la erosión.
— A sim ism o , el tamaño del grano es otra característica m u y
importante. Un granito de grano fino es m ucho más resistente que
un granito de grano grueso, som etidos a las m ism as condiciones
externas, ya que la dilatación de cada grano es proporcional al
tam año, con lo que cuanto más grande es, más dilata y m ayor es
la presión, lo que contribuirá a la desintegración de la roca.
— Ta m b ié n la porosidad es importante, puesto que cuanto más
porosa sea la roca más facilitará ciertos procesos de meteorización
(tema XVI).
— El granito es una roca en la que aparecen frecuentemente
diaclasas y fisuras. Su abundancia favorece la acción mecánica y
quím ica de la erosión.
— To d a s estas características hacen también que el granito se
com porte de forma distinta según el dima en el que se encuentre.
Así, en clima frío la alteración quím ica del granito es m u y pequeña,
pero sin em bargo es m u y importante la erosión mecánica puesto
que si el granito está m u y fisurado, el agua se introduce por las
diaclasas y las bajas tem peraturas provocan su congelación con lo
que al aum entar el volum en, aumenta la presión y produce la rotura
de la roca. Es el efecto conocido co m o gelifracción (tema XVI).
En climas cálidos, las temperaturas elevadas favorecen la alteración
de la roca, por ello en las regiones intertropicales el granito es m uy
vulnerable.
En los desiertos, los cam bios de temperatura entre el día y la
noche provocan su desescam ación siendo la arenización el proceso
fundam ental.
La acción de las sales puede tener tam bién un efecto importante,
ya que los cristales, al penetrar en la roca y posteriorm ente hincharse,
pueden provocar la desintegración de aquélla.
b)
Formas de relieve graníticas
Cuando el batolito de roca cristalina se halla en superficie, la
erosión actúa sobre la roca, co m o hem os visto, según las propiedades
de la m ism a: estructura, textura, com posición, porosidad, etc.; la red
de diaclasas que presente y el clima bajo el que se encuentre.
559
Figura X V .2 8 b .
Descamación del granito por diaclasas circulares. (Fotografía: P. G o n ­
zález Y a n c i.)
Un prim er tipo de paisaje característico del granito es el de las
agujas alpinas; son form as que se dan en clima frío y presentan
crestas de fuertes pendientes y agujas afiladas de paredes lisas
verticales, de decenas de metros. Al pie de ellas se hallan a m o n ­
tonados grandes depósitos de bloques inm ensos y de derrubios,
denom inados canchales. Estos bloques muestran las tramas de las
grietas por donde la gelifracción los ha roto. Los derrubios son,
m uchas veces, transportados por los glaciares, alim entando las m o ­
rrenas y contribuyen a la erosión de los valles glaciares. Si la erosión
glaciar no ha sido tan importante, las montañas presentan formas
más suaves, llamadas crestas en oruga, que bordean los circos
glaciares, por ejem plo, las crestas de Form igal en el Pirineo español.
En estos relieves, las form as resultantes son la com binación del
m odelado granítico y del glaciar, o de clima frío.
En regiones tropicales, aunque parece que pueden darse en cual­
quier tipo de clima, aparecen unas form as m u y características, de
laderas curvas, redondeadas en la cima y de fuertes pendientes en
sus vertientes, denom inadas panes de azúcar.
A u n q u e son formas m u y abundantes en regiones intertropicales,
aparecen tam bién en los desiertos, sin em bargo son raras en climas
tem plados, porque las paredes verticales son más vulnerables aquí
que en el clima cálido.
Los panes de azúcar, com o el prototipo de Río de Janeiro, o el
que aparece en las fotografías del texto. El Peñol, de la región de
Antioquía en Colom bia (figura X V.28c), son una especie de d om os
de forma parabólica, con pendiente de hasta unos 55° y que aum enta
conform e nos alejamos de la cota más alta (figura X V .28d). Presentan
forma disimétrica, generalm ente, y su tam año varía de 100 a 200 m
e incluso alcanza los 400 m de altura. La erosión ataca la superficie
y puede descam arlo en bloques de hasta 1 m de espesor siguiendo,
según se cree, una red de diaclasas o fisuras concéntricas que se
originaron en el granito en su consolidación interna.
A lg u n o s autores señalan que su origen está en la acción de la
erosión diferencial, es decir, que la roca que forma el pan de azúcar
es más resistente a la erosión que la roca que rodeaba al m ism o,
p roduciendo su desm antelam iento y quedando aquél en resalte.
Hay opiniones diferentes acerca de la form ación interna o externa
de estos relieves, pues hay autores que creen que los do m o s se
form aron internamente y que posteriorm ente la acción de la erosión
que ha desm antelado las rocas que los ocultaban, los ha dejado al
descubierto.
De todas form as, el problem a del origen no está resuelto, quizás
las diaclasas curvas sean la causa de aquél. Lo que parece evidente
560
r
Fiqura X V 28c.
Ejemplar de Pan de Azúcar. El Peñol, Región de Antioquia (Colombia).
(Fotografías M/' Jo s é A g u ile ra .)
es que un donno se fornna a partir de una roca poco fisurada por
lo que, al ser estas rocas im perm eables, no puede penetrar el agua
y la acción de la erosión se ve fuertemente dificultada.
El granito, com o todas las rocas cristalinas, es una roca imper­
meable, aunque los suelos que se form an sobre él permiten el paso
del agua. Enseguida se form an riachuelos y abundan los manantiales.
Esto da lugar a unos valles próxim os, con interfluvios alomados de
m ayor o m enor altura según la profundidad de los cauces de los
ríos. Es frecuente, pues, también en el granito, encontrar formas
llanas y amesetadas en grandes regiones, com o las mesetas de
Europa. Generalm ente, las form as de relieve sobre un macizo granítico
se caracterizan por ser d o m o s de vertientes convexas y suaves en
las que sólo aparece la roca sana en forma de bolas o peñascos
redondeados, norm alm ente am ontonados. En el m odelado granítico
existe siem pre una fuerte oposición entre las formas que presenta
la roca sana y el granito descom puesto, sábulo o gore, que rellena
las concavidades y vallonadas. Si las vallonadas se hacen más p ro ­
fundas, pueden aparecer paredes escarpadas, donde afloran bloques
de granito sin alterar.
Figura X V . 2 8 d .
562
Dom o granitico. La Pedriza (iVIadrid). ( F o t o g r a f í a : Pilar G o n z á l e z Yanci . ;
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Las bolas y formas redondeadas que acabam os de señalar no
son exclusivas del granito, se dan tam bién en otras rocas cristalinas
y tam poco se producen en todos los granitos. Parece que el origen
de estas bolas está en las redes de diaclasas de tipo ortogonal que
afectan a masas graníticas de grano grueso. Los granitos de grano
fino y las redes de diaclasas en ángulo agudo form an bloques
angulosos pequeños.
Por otra parte, la red de diaclasas es una consecuencia de las
presiones a las que estuvo som etido el granito en el m o m e nto de
las grandes orogenias, así co m o del enfriamiento del m agm a granítico
que tuvo lugar tras su extrusión o salida hacia la superficie.
Las bolas de granito se pueden form ar tanto en superficie co m o
internamente:
Formación subaérea. Es la que tiene lugar en superficie. Los
bloques de granito cortados por las redes de diaclasas son ata­
cados por la erosión (m eteorización) que aprovecha esa red, zonas
débiles dentro de la masa de roca granítica, originando su are­
nización (figura XV.29a).
E ro sió n
Formación interna. Ta m b ié n puede suceder que las bolas se
hayan form ado en profundidad. En este caso, pueden verse bolas
de granito em paquetadas en una masa de gore amarillo (granito
d escom puesto).
La alteración del macizo granítico es lenta. Este tipo de relieve
de bolas se puede encontrar en cualquier tipo de clima relativamente
húm edo (figura X V .29.1).
A estas esferas en relieve, que son las bolas de granito, se
contraponen unas cavidades esféricas de entorno a un metro de
diám etro denom inadas taffoni (figura X V.29b). Son, tam bién, formas
m uy características dentro del m odelado granítico. Se trata de ca­
vernas con el techo semiesférico que se hallan sobre todo en las
pendientes fuertes cuando la roca está al desnudo. La cavidad se
ha vaciado de forma progresiva, de abajo arriba, por erosión de la
bóveda y de dentro a fuera, al contrario de lo que sucede en las
bolas. Este hecho está relacionado con la estructura concéntrica.
A m b a s form as pueden coexistir. Las bolas pueden estar corroídas
por los taffoni (figura X V.29.2). En cuanto a su form ación, no se
sabe si ha podido tener lugar internamente o sólo se pueden form ar
en rocas ya descubiertas en superficie.
En el caso de los taffoni, la erosión se explica por la m ayor
alteración quím ica o la m ayor disolución de la roca en las zonas
que están en la som bra que en las zonas expuestas al sol, pues la
diferencia de hum edad, entre el interior y el exterior de la mism a,
facilita estos procesos.
Figura
Figura X V .29a.
564
Formación de bolas de granito. La erosión actúa de fuera a dentro.
X V .2 9 b .
Formación de taffoni en el granito. La erosión actúa de dentro a
fuera.
565
Los taffoni se form an en granitos de grano grueso y de grano
m edio. En am bos casos, las diaclasas han de ser ortogonales co m o
en el caso de los relieves de bolas.
Bolas y taffoni son form as de detalle. No hay que confundir estos
últimos con los nidos de abeja que son alvéolos yuxtapuestos pro ­
ducidos por disolución o por desintegración a la som bra. Los huecos
son más pequeños que los taffoni, tienen forma más rom boidal y
aparecen en todos los tipos de climas.
Por últim o, señalar que el granito no sólo da form as elevadas y
resistentes, sino que tam bién hay algunos ejem plos de depresiones
graníticas. Por ejem plo, en los Pirineos de Ariége, cerca de Foix,
existe un batolito cóncavo, la Varquillére. Algunas veces, el granito
puede resultar una roca m enos resistente a la erosión que otras
rocas metamórficas que le rodeen, quedando por erosión diferencial,
éstas en resalte, al excavarse aquél (figuras X V.30 y XVIII.3b).
En las regiones tropicales, aparecen inm ensas llanuras de arenas
en las que em ergen inselberg, o montes islas, de abruptas paredes.
Para term inar, hem os de decir que en el m odelado granítico actual
hay form as originadas en climas del pasado y que pueden aparecer
form as típicas de un tipo de clima, en climas hoy diferentes. Algunas
de ellas se verán en el tema X X , al estudiar la Geom orgología
Climática.
2.2.
a)
El modelado Kárstico
E! proceso del Karst
A lg u n o s tipos de rocas sedimentarias, al ser atacadas por la
erosión, fundam entalm ente por el agua, que las disuelve en condi­
ciones especiales, dan origen a unas form as de relieve conocidas
co m o m odelado kárstico.
Estos fenóm enos de disolución (tema XVI) se estudiaron por
prim era vez en las calizas de la región de Karst, en Istria, Noroeste
de Yugoslavia, hecho al que deben su nom bre.
A u n q u e co m o hem os dicho, hay varios tipos de rocas en los
que tienen lugar estos fenóm enos de disolución quím ica (yesos,
sales, etc.) las más abundantes son las calizas, p o r lo que nos vamos
a referir a ellas para explicar el fenóm eno del karst.
La caliza es una roca im perm eable e insoluble en agua pura; sin
e m bargo, es una roca m u y fisurada, hecho que permite el paso del
agua a través de ella, que si está cargada de anhídrido carbónico
(C O 2), la disuelve fácilmente (por disolución quím ica) H jO -l- C O 2 ^
C O 3H 2 (ácido carbónico). El ácido carbónico ataca la caliza y produce
bicarbonato càlcico; C O 3H 2 -t- C O jC a
(C 0 3 H ) 2Ca. La reacción puede
producirse en am bas direcciones según haya aportación o despren­
dim iento de C O 2.
El bicarbonato càlcico es m u y soluble en agua y es arrastrado
hacia el interior originando oquedades, tuberías, etc., provocando la
erosión de la roca. C uando el bicarbonato càlcico se encuentra con
un m edio favorable, se vuelve a desprender el C O 2 y el carbonato
càlcico precipita. De esa form a, se originan las estalactitas y esta­
lagmitas.
—
Figura X V .3 0 . La descomposición dei granito en bolas en medio templado.
1. En las colinas, el granito descompuesto en bolas da bloques exentos. 2. En ias
vaHonadas, se acumula la arena y sólo emergen algunos grandes bloques. 3. En un
barranco se han reunido una serie de bloques. 4. En ei valle en garganta aparecen
las diaclasas que dividen la masa granítica. (Ejemplo inspirado en el Sidobre).
566
Condiciones que favorecen ei proceso
Existen una serie de condiciones que favorecen el desarrollo de
los procesos de disolución de la caliza. En prim er lugar la abundancia
de precipitaciones, ya que éstas propician la existencia de vegetación,
de donde puede obtenerse C O j, circunstancia que facilita por tanto
las condiciones de disolución. En segundo lugar, la presencia de
roca caliza de carácter masivo, es decir, áreas en las que la potencia
567
de los estratos de caliza sea de fuerte espesor. La abundancia de
fisuras, será una tercera condición, ya que si la roca está m uy
fisurada, la infiltración se ve favorecida. Por último, pendientes to­
pográficas débiles originan una circulación más lenta del agua, lo
que favorece asim ism o la infiltración.
b)
Formas de relieve características dei Karst
Las form as de relieve más características del Karst son los lapiaces,
las depresiones cerradas y las cavidades subterráneas (figura X V .31).
—
Formas superficiales
Los lapiaces (figura XV.32.1). Son grandes surcos que estrían la
roca superficialmente. Se deben a la erosión producida por las aguas
de lluvia. Pueden ser lineales, si a las acanaladuras se oponen aristas
más o m enos continuas, com o en el mar de piedra de la Ciudad
Encantada de Cuenca; alveolares, cuando las cavidades tienen formas
más o m enos circulares; algunos asemejan al nido de abeja form ados
por pequeñas cubetas.
Las depresiones cerradas. Son las form as superficiales más típicas
del Karst. En ellas se distinguen:
Dolìnas embudo alineadas sobre una fractura y
dolina de hundimiento.
Figura XV.31. Relieve calcáreo. Bloque diagrama teórico mostrando los diversos ele­
mentos del relieve. Gruesos estratos calcáreos descansan sobre un subsuelo arcilloso.
El corte muestra ia circulación de las aguas en profundidad. La superficie del terreno
está profusamente perforada por las dolinas. Las aguas de un poljé van a perderse
en un sumidero y reaparecen más tarde en el fondo de un cañón. La erosión,
trabajando en las rocas blandas, ha iniciado el retroceso de las vertientes.
568
Las dolinas o torcas. Son pequeñas depresiones cerradas de
forma redondeada o elíptica que tienen diám etros entre una y
varias centenas de metros. Sus paredes, producidas, m uchas ve ­
ces, por derrum bam iento, tienen generalmente fuertes pendientes.
En algunas ocasiones, pueden estar inundadas. En otras, su fondo
es rocoso y tam bién hay dolinas cuyo fondo está cubierto por
una tierra de color rojizo, m u y apta para el cultivo, denom inada
térra rosa (arcilla de descalcificación); en ese caso, las paredes
suelen ser más suaves.
Las simas. Son fisuras abiertas en la superficie de la planicie
que se ensanchan hacia abajo por disolución dando una forma
semejante a un em b u do . No es extraño que conduzcan a una
cueva. A veces, se hallan en el fondo de las dolinas o de otras
form as superficiales.
Las uvalas. Son depresiones cerradas de m ayores dim ensiones
que las dolinas y de form as más variadas. Hasta hace poco
tiem po, se creía que se form aban por unión o coalescencia de
varias dolinas, pero hoy se cree que su génesis es variada.
Los poijés. Son grandes depresiones de forma alargada, fondo
plano y varios km de longitud, por cuyo fondo puede discurrir
569
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un río o en ocasiones aparecer inundado por aguas que em ergen
a la superficie por elevación del nivel freático (figura X V .33 y figura
X V .34). Suelen estar limitados por vertientes escarpadas. Su fondo
está cubierto de térra rosa, aluviones y depósitos lacustres. En
algunos poijés, pueden quedar cerros residuales de calizas en forma
de pirám ide o de torre, denom inados huma. M uchas veces, los poijés
evacúan las aguas de escorrentía o de lluvias por unos orificios,
profundos pozos, llamados ponors, cuya colmatación favorece la
form ación de lagos. En otros casos, conducen el agua a la red de
galerías subterráneas.
La instalación de los poijés suele estar relacionada con accidentes
tectónicos co m o cubetas falladas, fosas tectónicas o en sinclinales,
originados en potentes series de calizas.
Los bogaz. Son estrechos pasos excavados en las rocas, por los
que nunca ha corrido el agua, y que tras haberse form ado subte­
rráneamente, aparecen después en su superficie (figuras X V .35 y 36)
—
Las cavidades subterráneas
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Los planos de estratificación, las fisuras, las diaclasas y las frac­
turas de las calizas condicionan la red de galerías subterráneas del
Karst.
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A T D IN IO N
U M B R A L DE
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K O F IN A S
LOUKAS
Caliza
Caliza
d o lo m itic a
tableteada
C aliza
co m p a c ta
Fig. X V .3 3 .
R e c u b rim ie n to im p e rm e a b le
La llanura de Mantinea, Poije de TrípoUs, Peloponeso (según J J . Dufaure,
1975). Tomado de «Geom orfología». R. Coque, Pág. 62.
Río Reka
C erknica
P o n q rs d e P o s to jn ja
Poijé de Legatee
/
Río Pirka
-F u e n t e s de
Figura X V .35.
Bogaz. Ciudad Encantada de Cuenca (Cuenca).
U b rn ik a (290 m .)
Y anci).
(F o to g ra fía : P ilar G onzález
Esta red de galerías se conect a c on el exterior a través de simas
y p on or s . Las galerías se hallan en diferentes niveles de pr of und i da d ,
e s ca l o n a d a me n t e , s i gu i en do cur s os horizontales o l i geramente incli­
nados. A l g u n a s no tienen salida y otras d e s e m b o c a n en amplias
salas, m u c h a s ve c es de c ons i der abl es di me n s i on e s . El agua, que
cae gota a gota de s d e el t ec ho de la b ó ve d a de la sala, origina la
precipitación de la caliza disuelta y da lugar a las estalactitas c o n ­
creci ones q u e cuel gan de s d e el techo. C u a n d o las c oncr ec i on e s
calizas se originan en el suelo f o r ma n las estalagmitas. La uni ón de
a m b a s p u e d e llegar a dar c o l u m n a s e incluso tabi ques de calcita.
C u e n c a de
Lju b lja n a
—
X V .34.
Poijés de Eslovenia. Entre dos pliegues, el valle del Reka está desor­
ganizado en una zona de caliza m u y soluble. El rio desaparece a 578 m de altitud,
y reaparece pr/mero en el poIjé de Cerknica y luego en un pequeño cañón ciego.
Bajo tierra, recibe las aguas del Pivka, desaparecidas en los ponors de Postojnja.
Juntas atraviesan el poijé de Pianina, pasan bajo el de Logatec y reaparecen en las
grandes fuentes vauclusianas de Vhrnika, a 290 m de altura.
Figura
Otra formas
Mientras la circulación subt erránea tiene gran impor t anci a, la s u ­
perficial se red u ce a escasos ríos q u e cor ren e n caj ados en estrechas
gargantas. Los m e n o s i mport antes son los p r oc e d e n t es de fuentes
qu e s ur g en al pie de fondos de saco. Los de m a y o r caudal, son
ríos a l óc t onos ( pr oc ed e n t es de r egi ones periféricas a las del Karst),
qu e se encaj an en las potentes series de calizas, f o r m a n d o los
572
573
cañones, estrechas gargantas a m o d o de tajos, que las horadan con
fuertes vertientes de murallas verticales. Unos y otros ríos pueden
llegar a desaparecer com pletam ente, al penetrar hacia el interior por
agujeros abiertos en la roca. Generalm ente, estos valles ciegos se
caracterizan por tener una contrapendiente, aguas abajo del punto
de absorción. Las aguas kársticas acaban |..or salir de nuevo al exterior
por resurgencias (si se trata de los ríos alóctonos), o por exurgencias
(si son ríos form ados en el interior de las galerías del Karst). Esas
em ergencias constituyen fuentes vauclusianas de fuerte caudal, m uy
irregulares y a veces intermitentes, cuando la salida se produce por
la rama remontante de un sifón (figura X V .32.3).
c)
Enfoques en el estudio dei Karst
Según ei ciclo de erosión de Davis
< * ^ - ' . '■ ---A -■ j-.^ '- •■ \
La teoría del ciclo de la erosión normal partía de la idea de que
una penillanura, superficie de erosión levantada posteriorm ente por
la tectónica, sería atacada por la erosión fluvial, que modelaría unas
formas de relieve que, secuencialmente, podrían com pararse a las
fases de la vida del hom bre: juventud, m adurez y vejez.
El geó logo eslavo Cvijic aplicó esta idea del ciclo de erosión de
Davis al estudio del Karst, llegando a la conclusión de que las formas
de relieve Kárstico evolucionan según un ciclo propio y específico,
que difiere del ciclo normal de Davis. Cvijic parte del levantamiento
de una plataforma, constituida por calizas masivas, que fosilizan un
estrato de rocas im perm eables. Posteriorm ente, se genera un ciclo
siguiendo las tres fases de juventud, m adurez y vejez. La realidad
ha dem ostrado, en posteriores investigaciones, que esta idea es falsa.
Según los principios de ia Geomorfologia Climática
Figura X V .3 6 .
Bogaz. Ciudad encantada de Cuenca. Cuenca. (Fotografía: Pilar G o n zá le z
Y a n ci.)
574
Tras la Segunda Guerra M undial, algunos investigadores intro­
dujeron la idea del clima co m o factor esencial del m odelado terrestre.
En 1936, se estudió el Karst de la isla de Java donde se des­
cubrieron formas m uy distintas a las del Karst europeo. La escuela
de Penck señaló que esas formas no se acom odaban al ciclo único
señalado por Cvijic y que era preciso hacer estudios específicos para
los climas tropicales lluviosos. Más tarde, el francés Corbel estudió
el Karst en los climas fríos, e hizo adem ás un estudio com parativo
en los distintos climas. En 1954 la U.G.I. (Unión Geográfica Inter­
nacional) creó una com isión para el estudio del Karst.
575
Desde el punto de vista climático, el estudio del Karst se centra
en el análisis de los procesos físicos y quím icos que intervienen en
el m odelado y en la variación de los m ism os con la altura y con
la latitud (se verá en temas sucesivos).
La capacidad de disolución del agua aumenta o dism inuye, en
función de distintos factores, com o puedan ser la tem peratura, las
características del suelo, etc., que lógicam ente son distintos en los
diferentes climas. Por ejem plo, el agua fría disuelve el anhídrido
carbónico más fácilmente que la caliente y el agua tibia en presencia
de ácidos orgánicos disuelve más fácilmente el calcio. A sim ism o , si
el suelo es ácido, favorece la acidificación del agua y por tanto
aumenta su poder de disolución.
Tricart ha estudiado el m odelado de las rocas calcáreas según
los principios de la G eom orfología Climática y ha establecido formas
distintas según el clima en el que se desarrollan.
Así, el Karst de los climas fríos se caracterizaría por la gran
m agnitud de las formas superficiales (por la gran agresividad del
agua fría) y el gran desarrollo de la circulación de las aguas su b ­
terráneas. Es un Karst m u y espectacular con grandes dolinas y uvalas.
En los climas templados, existe una gran variedad, dada su
diversidad. En las zonas húm edas las form as superficiales son m o ­
deradas com paradas con las de los climas fríos y tropicales. Sin
em bargo, la circulación subterránea es m u y importante. En las zonas
mediterráneas, las formas superficiales son m uy m oderadas, salvo
si están influidas por fenóm enos tectónicos, co m o en el Karst de
Yugoslavia, o el Torcal de Antequera. El desarrollo del drenaje sub­
terráneo es m u y importante.
En los climas tropicales lluviosos, las form as son más especta­
culares y no coinciden con las anteriores. Se dan grandes poijés
plagados de altos hums. Las dolinas tienen forma estrellada, por la
gran actividad de la erosión en las vertientes y son m u y raros los
cañones. En profundidad, existen tam bién form as m uy desarrolladas
aunque de dim ensiones m enores que las superficiales.
En los climas desérticos, la escasez o ausencia de precipitaciones
no favorece la form ación de Karst, sin em bargo existen ejem plos de
form as kársticas relictas heredadas de climas del pasado.
576
DIAGRAMA CONCEPTUAL
!
577
TEMA XVI
M ETEORIZACIÓN, SUELOS Y M ODELADO DE LAS VERTIENTES
ESQ UEM A /R ESU M EN
Introducción.
1.
Meteorización.
1.1.
Definición.
1.2.
Procesos de la m eteorización física.
—
—
—
—
—
1.3.
del
de
de
de
de
agua, hielo y cristales de sal.
las variaciones térmicas.
los cam bios de presión.
los organism os vivos.
ruptura de la roca.
Meteorización quím ica.
—
—
—
—
—
2.
A cció n
A cció n
A cció n
A cció n
Form as
Disolución.
Hidrólisis.
Hidratación.
Oxidación.
A cció n de ácidos orgánicos.
1.4.
Factores que condicionan la meteorización.
1.5.
El regolito.
Los suelos.
2.1.
Form ación del suelo.
—
—
Fracción mineral.
Fracción orgánica.
579
—
—
A g u a y sales.
H um us, mull y m or.
3.
Evolución de las vertientes. Movimiento de derrubios.
3.1.
2.2.
Características físicas y quím icas del suelo.
a)
Físicas
b)
Q uím icas
—
—
—
- color.
- textura.
- estructura.
3.2.
2.3.
Proceso.
M ovim ientos de agua en el suelo.
-
—
ascendentes = costras.
descendentes = lixiviación.
Perfil del suelo. Horizontes.
Factores que intervienen en la form ación de los suelos.
—
—
—
—
—
2.5.
Roca madre.
Topografía.
Clim a.
Factores de orden biológico (vegetación).
El hom bre y el tiem po.
T ip o s de suelos.
a)
Regím enes pedogénicos.
—
—
—
—
—
b)
Podsolización.
Lateritización.
Calcificación.
Gleicificación.
Salinización.
Clasificación. Principales tipos de suelos zonales.
— Suelos de
— Suelos de
— Suelos de
— Suelos de
580
com plejo absorbente.
pH.
zonas cálidas, ecuatoriales y tropicales.
climas fríos y tem plados fríos.
zonas desérticas.
estepa.
3.3.
Caída libre de fragm entos de roca.
M ovim iento de partículas.
Reptación.
M ovim iento en masa.
—
—
—
Evolución del suelo.
—
—
2.4.
-
M ovim iento por elem entos.
Deslizamiento.
Solifluxión.
Colada de tierra.
Form as y evolución de las vertientes.
INTRODUCCIÓN
Una vez conocidas las características de la corteza terrestre, los
materiales que la co m p o n e n y las estructuras que resultan de la
acción com binada de la tectónica y la litología, vam os a dedicar la
segunda parte de la Geom orfología a estudiar los procesos externos
que actúan para configurar los relieves que aparecen ante nuestros
ojos. La Geomorfología Dinámica o Geodinámica Externa se ocupa
del estudio de tales procesos.
El relieve va siendo desm antelado por acción de la erosión, lo
que ocurre en varios tiem pos:
—
—
—
Una descom posición de los materiales en su propio em pla­
zam iento, que se realiza cuando aquellos entran en contacto
con los fenóm enos atmosféricos. Es la meteorización.
A continuación, estos materiales son rem ovidos y trasladados
a otros lugares por la acción de determ inados agentes. Es la
erosión, que implica transporte.
Cuando los agentes de erosión pierden capacidad para trans­
portarlos se depositan. Es la sedimentación.
Los resultados de tales procesos no son iguales en todas partes,
sino que dependen de las características de las rocas y de la
disposición o estructura litotectónica con que se presentan. Por otra
parte, dependerán del clima reinante (actual o pasado), que influye
poderosam ente en el com portam iento de los agentes de la erosión
y en el p redom inio de unos u otros.
El resultado final son unos paisajes, que constituyen nuestro objeto
de estudio y que trataremos de explicar co m o grandes conjuntos
m orfoclim áticos. Con una finalidad didáctica vam os a analizar prim ero,
por separado, cuáles son y có m o actúan los diversos agentes ero­
sivos, co m enzando por los principios elementales de la erosión.
583
I.
M ETEORIZACIÓN
1.1.
Definición
La erosión es, a grandes rasgos, la acción de desgaste (la palabra
procede del térm ino erodere = roer), que va lim ando los relieves.
Para que la erosión propiam ente dicha pueda llevarse a efecto, es
preciso que la roca superficial esté alterada, es decir, preparada para
poder ser rem ovida. A la alteración de la roca por la acción de los
agentes atmosféricos, con la participación de agentes biológicos, es
a lo que llam am os meteorización.
En la definición de meteorización hay que destacar dos hechos:
—
—
La roca expuesta a la intem perie sufre la acción de los agentes
atmosféricos, que tienden a descom ponerla y desintegrarla.
Por este proceso los materiales rocosos quedan dispuestos
para ser m ovilizados por los agentes de la erosión.
La acción geológica de la meteorización se lleva a cabo de dos
form as:
—
—
Mecánica o física, que produce en la roca una ruptura o
desintegración, sin afectar a su com posición.
Química, que da lugar a transform aciones en las propiedades
quím icas de los minerales que com ponían la roca originaria,
produciendo su descom posición.
A m b o s procesos se dan conjuntam ente y actúan en activa co ­
operación. Los analizarem os por separado para su m ejor com prensión.
1.2.
Procesos de la meteorización física
Las acciones mecánicas o físicas tan sólo producen rupturas en
la roca, sin que se vea afectada de forma apreciable la naturaleza
m ineralógica de aquella.
Los principales procesos físicos pueden resum irse en: acción del
agua y el hielo, cam bios térm icos, cam bios de presión y acción de
organism os vivos.
—
Acción de agua / hielo. El agua es un im portante agente de
meteorización. Penetra por los poros y fisuras de la roca, som e584
i
tiéndela a una tensión. Si con posterioridad el agua se hiela, se
produce un efecto de cuña considerable, pues el aum ento de volum en
del agua al pasar de líquido a sólido es de un 10 p o r 100 y la
presión que ejerce, es de aproxim adam ente 15 kgr. / cm^.
La repetición del fenóm eno llega a fragm entar la roca, incluso si
se trata de rocas masivas. El proceso recibe el no m bre de gelifracción
o criociastia. Se da en regiones tem pladas, con estación fría acusada
y es especialm ente destacable en las zonas de montaña, así co m o
en los climas fríos. En las m ontañas es frecuente encontrar grandes
extensiones de bloques angulosos resultantes de la m eteorización,
que constituyen los taludes o m antos de derrubios (figuras XVI. 1 y
XVI.2).
A ú n sin llegar a helarse, las variaciones de contenido de agua
en ciertas rocas hidrófilas p rovocan unos cam bios de vo lu m e n , que
pueden llevar a su fragm entación.
Por otro lado, cuando el agua que em bebe las rocas se evapora
por una sequía prolongada, se pueden depositar cristales de sales
que el agua contenía disueltas, produciéndose un efecto m u y similar
al del hielo.
— Cambios térmicos. Los sólidos cristalinos tienden a expansio­
narse por el calor y a contraerse por el frío. El intenso calentamiento
diurno y el enfriamiento nocturno hacen que las rocas se encuentren
som etidas a cam bios acusados de tem peratura. Estos cam bios no
le afectan por igual en todas partes. La superficie sufre m ayor
dilatación y contracción que el interior. Por otro lado, los diversos
com ponentes de las rocas tienen distinto color, textura y naturaleza,
lo que hace que su capacidad de absorber calor sea distinta, y, por
lo tanto, lo sea tam bién su com portam iento.
C o m o resultado de los cam bios térm icos se puede producir en
las rocas:
—
—
Exfoliación, si se separan capas enteras y
Desmenuzamiento, si se disgregan los diversos com ponentes.
— Cambios de presión. Son tam bién causantes de alteraciones.
C uando las rocas que cubrían a otra desaparecen, se produce en
ésta una dism inución de la presión que soporta; la roca se expansiona
ligeramente, lo que provoca la aparición de fisuras curvas, que hace
que se descam e en form a de hojas de cebolla. Este fenóm eno,
producido sobre una gran masa rocosa, puede dar lugar a la for­
mación de los llamados domos de exfoliación (figura X V I.3).
— Acción de organismos vivos. Por último, los organism os vivos
llevan tam bién a cabo una forma de meteorización mecánica im ­
portante. Las raíces de las plantas, al penetrar por fisuras preexis­
tentes, realizan una labor de cuña al ir creciendo y ensanchando.
Los múltiples animalillos que excavan galerías internas contribuyen
igualmente a la desintegración de la roca (figura XVI.4).
El resultado de los procesos m ecánicos es la rotura o fragm en­
tación de la roca, que puede adoptar diversas form as (figura X V I.5):
Figura X V I.2 .
Formación de un talud de derrubios a! pie de un acantilado.
—
Fractura irregular, en form a de bloques angulosos, propia de
—
rocas coherentes, que dan lugar a am ontonam iento de derru­
bios.
Desintegración granular o desmenuzamiento, propio de las
rocas form adas por granos gruesos, que produce una especie
de arena (figura XVI.6).
586
587
1
Figura XV I.4 .
Penetración de raíces en la roca. La Pedriza (Madrid). (Fotografía: P.
G o n zá le z Y a n ci.)
Figura X V I.3.
—
Formación de domos de exfoliación según Raisz. (Tomado de A. N.
Strahier G eografía Física^.
Descamación o formación de escamas, que se van separando
de la roca.
—
588
Rotura en bloques, siguiendo las diaclasas de un bloque c o m pacto (figura X\/\.7).
Figura X V I.5.
Formas que adopta la ruptura de las rocas (adaptado de Strahier, G.
Física)
589
1.3.
Figura
X V I.6.
Granito descompuesto. La Pedriza (H^adrid). (Fotografía P. G o n zá le z
M e teo rización quím ica
La meteorización quím ica da lugar a transform aciones en las
propiedades quím icas de la roca. En realidad es una acción más
importante que la anterior, aunque con frecuencia se dan am bas
conjuntam ente, sirviendo la física de preparación para la quím ica.
La sim ultaneidad de am bos fenóm enos es importante. A m enudo,
de la intensidad con que se da un proceso depende el otro; así,
cuanto m ayor sea la fragm entación mecánica, m ayor será la superficie
expuesta al ataque y m ayor la eficacia de la acción quím ica, y
viceversa, cuanto m ayor es el ataque quím ico a los minerales c o m ­
ponentes de una roca, más vulnerable resulta ésta a la acción
mecánica.
El agua, que es el gran disolvente de la Naturaleza, juega un
papel esencial en la meteorización quím ica. Por sí m ism a, form ando
parte activa en las reacciones, o por m edio de los productos que
lleva en disolución. Los procesos principales son:
Y a n c i.)
—
Disolución. El agua por sí sola es capaz de disolver ciertas
rocas, co m o las evaporitas. Para algunos autores la salinidad de los
océanos constituye una prueba del valor del agua co m o disolvente,
que arrastra al m ar gran cantidad de sales de los continentes.
Si el agua contiene C O 2 (anhídrido carbónico) su papel co m o
disolvente aumenta. Produce una carbonatación. Un ejem plo, que
vim os al estudiar las form as de m odelado, es el de la caliza. Esta
roca, m u y abundante en la Naturaleza, está com puesta de C O jC a
(carbonato càlcico). A l entrar en contacto con agua cargada de C O 2
reacciona produciendo bicarbonato càlcico [(C 0 3 H ) 2Caj, una sal m uy
soluble en agua. C O jC a -1- C O 2 -l- H jO
(C 0 3 H ) 2Ca.
La acción disolvente del agua se efectúa en superficie y en
profundidad a través dé las aguas subterráneas. Ju e g a un papel
prim ordial en la form ación de los suelos.
Se puede dar disolución en distintos tipos de rocas, pero insis­
tim os en que es especialm ente notable en el caso de las rocas
calcáreas, en las que tiene un alto valor geo m orfológico (figura X V I.8).
En algunas rocas la disolución actúa atacando, tan sólo, a sus
com ponentes solubles. Por ejem plo, en el caso del granito, c o m ­
puesto de cuarzo, feldespato y mica, mientras el feldespato es soluble,
el cuarzo no lo es. Así, cuando hay disolución del feldespato, el
cuarzo queda libre y da lugar a la form ación de suelos arenosos,
(figura XVI.6).
Figura X V I.7.
Fragmentación de roca en bioques. Sierra de Guadarrama. (Fotografía
P. G o n zá le z Y a n c i.)
590
— Hidrólisis. Es la reacción más importante. Consiste en la adición
591
m unicación, etc., puede haber problem as, dado que, al em beberse
de agua, experim entan cam bios de volum en.
—
O xidación. Consiste en la unión del oxígeno con otros ele­
mentos o minerales para form ar óxidos. Resulta un fenóm eno m u y
generalizado, ya que el oxígeno atmosférico se disuelve en el agua
y, en esta form a, entra fácilmente en contacto con los minerales.
U no de los casos más com unes es la com binación de oxígeno con
el hierro, que entra en la com posición de un gran núm ero de rocas.
Por este proceso los carbonatos y sulfuros se convierten en óxidos,
dando lugar en la roca afectada a transform aciones en su dureza,
solubilidad, etc.
Figura
X V I.8.
Efecto de la disolución del agua sobre la caliza. «Lapiaz». Pirineos.
(Fotografía P. G o n zá le z Y a n c i.)
de los iones
y O H ' que el agua contiene, a la roca. En este
proceso la estructura del mineral queda rota. Si tom am os el ejem plo
del granito, los iones H " y O H “ se com binan con el feldespato
potásico (uno de los principales com ponentes del granito) y form an
caolín, un mineral arcilloso. De esta form a se produce la alteración
del granito, del basalto y de otras rocas similares, m u y abundantes
en la Naturaleza.
En climas cálidos y húm edos, la hidrólisis actúa en el subsuelo
y es capaz de producir la disgregación de las rocas hasta una
profundidad extrema de 90 cm.
—
H idratacipn. Consiste en la fijación de agua sobre un cuerpo,
que se convierte en hidrato. Para m uchos es el proceso precursor
de alteraciones quím icas más profundas. M uchos de los minerales
com ponentes de las rocas pueden incorporar agua a su estructura
m olecular, transform ándose. En este proceso pueden aum entar n o ­
tablem ente su volum en. Precisamente, la propiedad de m uchos m i­
nerales de hincharse al entrar en contacto con el agua, es uno de
los aspectos más importantes de la hidratación, desde el punto de
vista de la meteorización. Ésta es, al parecer, una de las principales
causas de desintegración de las rocas ígneas de grano grueso.
Desde un punto de vista práctico es m u y importante. Si sobre
rocas de estas características se construyen edificios, vías de co 592
Por último, hay que considerar que, adem ás de los procesos
descritos, siem pre que existe un suelo con materia vegetal en proceso
de descom posición, se desarrollan en él ácidos orgánicos, que ta m ­
bién son capaces de reaccionar con los minerales y contribuyen a
la meteorización quím ica.
1.4.
Factores que condicionan la meteorización
Los procesos de la m eteorización, tanto física co m o quím ica,
actúan de m uy diversas formas. Varían en intensidad y en velocidad,
condicionados por múltiples factores. Sin entrar a analizar todos los
posibles, vam o s a llamar la atención sobre el papel jugado por las
características de la roca, que tiene una gran influencia. Entre las
físicas, e/ color condiciona la capacidad de absorber calor, la po­
rosidad es decisiva para la penetración del agua, al igual que la
fisuración, el tamaño de los componentes influye en la cantidad de
poros que puede contener, etc. Por otro lado, la composición mi­
neralógica hace que cada uno de sus minerales sea susceptible de
determ inadas reacciones. Obviam ente el com portam iento de las rocas
frente a la meteorización varía según sus características y propiedades.
Por otra parte actúa co m o factor decisivo el clima, que da lugar
a que se den unos procesos u otros y, por supuesto, hay que tener
en cuenta la intensidad y período de duración de los procesos que
intervienen. Te n ie n d o en cuenta sólo los tres factores que hem os
citado, a los que podríam os añadir otros, p odem os entrever la m u l­
titud de situaciones que pueden presentarse.
Los procesos de meteorización actúan de manera constante en
todas partes, pero no dan lugar a form as espectaculares que llamen
la atención. Su importancia, en cam bio, es decisiva, ya que preparan
593
la form ación del suelo y
rem ovidas por la erosión.
lo vem os. No existiría la
habrían p odido erosionar.
capítulo que introduce la
1.5.
dejan a las rocas en disposición de ser
Sin la meteorización nada sería co m o hoy
vegetación actual, ni los continentes se
Por eso le dam os gran importancia a este
erosión.
El regolito
El resultado de los procesos descritos es la form ación de una
capa de meteorización que recubre la roca. Esta cobertera meteorizada
se llama regolito.
El regolito no es uniform e, varía en sus características y propie­
dades de unos lugares a otros. Su potencia puede oscilar de cero
a decenas de metros. En la m ayor parte de la superficie tiene de
uno a dos metros de espesor, aunque se han m edido regolitos de
100 metros en zonas tropicales. Ta m b ié n son m u y variados en su
capacidad de infiltración, su grado de resistencia, propiedades m e­
cánicas, estructura, etc.
Sobre esta capa meteorizada se desarrollan los suelos.
2.
LOS SUELOS
La importancia del conocim iento de los suelos es m u y grande
para la Geografía. Para alcanzar un conocim iento adecuado de lo
que constituye por sí solo el objeto de estudio de una rama científica,
la Edafología (del griego edafos = suelo), necesitaríamos dedicarle
varios capítulos. No es posible tratarlo con la profundidad necesaria
en un texto que abarca tan amplia materia co m o la Geografía Física,
y que se destina a un curso inicial. Por ello, lo vam os a tratar de
form a som era, inserto en la Geom orfología.
La profunda relación entre suelos y m eteorización, así co m o con
el clima y la vegetación (que se han estudiado en los tem as IX, X
y XI), nos m ueve a introducir las ideas esenciales que conviene
conocer sobre este punto, antes de analizar el segundo proceso
elemental de la erosión, que es el m ovim iento de materiales por las
vertientes.
Hay que precisar que en el estudio del suelo hay dos tendencias:
una de ellas es más propiam ente agronóm ica y se ocupa de los
594
aspectos del suelo relacionados con su fertilidad, perm eabilidad,
hum edad, etc. Otra es más geológica y geom orfológica y se ocupa
más de su form ación, evolución, según el tipo de roca sobre el que
se da, clima, etc. A q u í nos vam os a ocupar preferentemente de la
segunda, aunque harem os referencia a algún aspecto agronóm ico.
2.1.
Formación del suelo
El suelo se puede definir co m o la form ación m óvil resultante de
la transform ación de la roca, bajo los efectos del clima y la vegetación.
En el pasado se pensó que era algo residual, m uerto, pero hoy
sabem os que es una capa dinámica, en la que se dan procesos
físicos, quím icos y biológicos.
Una vez producida la alteración de la roca, por los procesos de
m eteorización que hem os estudiado, sobre la materia puram ente
mineral de depósitos residuales se instala una primera población de
hongos, liqúenes y m usgos. Com ienzan a acum ularse restos de
organism os m uertos y, poco a poco, va naciendo una vegetación,
ayudada por la acción del viento y las aves, que van depositando
granos y semillas.
El suelo se co m p o n e de:
—
—
—
Una fracción mineral, procedente de la meteorización de la
roca, en la que hay: fragmentos de ia roca madre más o
m enos alterados y de diversos tam años, elementos coloidales,
entre los que son de destacar las arcillas, e iones minerales,
que son esenciales, ya que constituyen la base de la alim en­
tación mineral de las plantas.
Una fracción orgánica, com puesta por organism os vivo s o en
descom posición. Una microflora y una microfauna se ocupan
de la descom posición de los restos de animales y plantas, y
dan co m o resultado la form ación de un humus.
Hay, adem ás, agua y gases. El agua, que tiene enorm e im ­
portancia está adherida a las partículas, en las paredes de los
poros y rellenándolos en las partes más profundas, donde es
arrastrada por la gravedad.
El humus constituye la materia orgánica inerte del suelo. Tiene
enorm e importancia. Puede ser de varios tipos, siendo dos los más
extrem os:
• MuH, caracterizado por una gran actividad biológica, donde la
descom posición es m u y rápida, propio de zonas de temperatura
595
elevada y hum edad media, con vegetación
sobre roca madre caliza.
Mor, caracterizado por una débil actividad
tan lenta la descom posición, que la capa
en superficie. Es propio de zonas frías o
vegetación acidificante, pobre en nitrógeno
silícea.
2.2
rica en nitrógeno y
biológica, que hace
vegetal suele estar
m u y lluviosas, con
y sobre roca madre
Características físicas y químicas del suelo
a)
Físicas
De los rasgos físicos del suelo interesa sobre to d o :
— El color está relacionado con la presencia de determ inados
minerales, sales, etc. En líneas generales puede decirse que
cuanto m ayor es la proporción de hum us más oscuro es el
suelo.
— La textura se refiere al tam año de las partículas que com p o n e n
el suelo. En todo suelo hay una fracción gruesa, form ada por
gravas y guijarros, de diám etro superior a 2 m m . y una fracción
fina de partículas de diám etro inferior a 2 m m . com puesta a
su vez de arenas, limos y arcillas, de m ayor a m enor tamaño.
Según sea el porcentaje de peso de cada una de estas
partes se define la textura del suelo, que será limoso, arcilloso
o arenoso, según la que predom ine. Un suelo equilibrado,
óptim o para el desarrollo de las plantas es aquel en que no
predom ina ninguna de las tres (figura XVI.9.).
— La estructura se refiere al m o d o co m o se agrupan las partí­
culas. Pueden aparecer separadas unas de otras, es decir
dispersas (estructura particular) o aglutinadas en grupos de
diverso aspecto (estructura en agregados), que puede ser gra­
nular, prismática, en bloques, etc. (figura X V I.10).
En teoría, la estructura es independiente de la textura, aunque
en realidad hay un cierto condicionam iento. M uchas de las propie­
dades del suelo dependen, justamente, de su textura y su estructura,
por ejem plo:
I A rc illa :
o\o
^Oj
\
^ q u ilib ra d o ^ q u ilib ra d o
c o n arcilla
lim o sa
> ^ Ío u m b ra d o ^ g a r c i l l ^ o :
p
c on :
z ^ a rei Ila a r e n o s a ^ ^ ì ] - _ —
Eq u i i i bra d o
E q u ilib ra d o
i+ lim o s o -
^
equilibradolt^Sc.r
-
a. E stru ctu ra en a g re g a d o s
ÍM k^
L im o I \
oj. A re n a
b. E stru ctu ra p a rticu la r
Figura X V I.9 .
596
Diagrama triangular de los porcentajes de arena, arcilla y limo, que
definen la estructura de un suelo.
X V I.10. Esquema de estructura en agregados y estructura particular.
1,— partículas limosas o arenosas. 2.— partículas coloidales fluoculadas. 3. poros.
Figura
597
—
La porosidad, de la que depende la capacidad de aireación y
—
de circulación del agua en el suelo, está condicionada en
buena m edida por la estructura. Si ésta es particular, es decir
de partículas dispersas, tiene pocos poros; en cam bio, una
estructura en agregados puede tener un gran n úm ero de ellos
(figura XVI. 10.).
La capacidad de retención, que es la proporción de agua que
un suelo puede contener en relación a su peso, depende,
sobre todo, de la textura. Un suelo arcilloso retiene m ejor el
agua que un suelo arenoso, ahora bien, en caso de sequía
es m ejor un suelo arenoso, pues en él el agua se infiltra,
m anteniéndose a cierta profundidad, co m o reserva.
directamente de la atmósfera. Pero hay ciertos m icroorganism os
capaces de fijarlo directamente y de introducirlo en el suelo, a donde
llega tam bién nitrógeno procedente de la descom posición de las
plantas. A sí pasa al hum us y se mineraliza. En este estado, las
plantas lo tom an del suelo y, a través de las plantas, les llega a
los animales. Las plantas, que lo tom an en estado mineral, en la
síntesis de sus tejidos lo transform an en materia orgánica, capaz de
ser asimilada por el animal. El ciclo se cierra con la muerte de
animales y plantas, que se d e scom ponen y lo vuelven a liberar (figura
XVI.11).
Los suelos de granulom etría fina son capaces de contener m ucha
más agua que los de textura gruesa y son, por tanto, más favorables
para las plantas; pero si hay sequía prolongada pierden el agua por
evaporación, y si hay exceso de lluvia, pueden quedar inundados.
b)
Químicas
De los caracteres quím icos destacarem os el com plejo absorbente
y el pH :
— El complejo absorbente lo c o m p o n e n los iones cargados eléc­
tricam ente (cationes de Ca, Na, M g y K y aniones de P, S y
N) y ciertos metales y metaloides (de Zn, Cl, Fe, M n, M b , B
y Cu) que en cantidades ínfimas son im prescindibles para las
plantas.
— Los suelos poseen un grado de acidez. Éste se relaciona con
la concentración de iones
en solución (el agua del suelo
está disociada en
y O H " ). Se expresa por el pH , que es
el logaritm o del inverso de dicha concentración. EÍ valor del
p H del suelo indica su grado de acidez:
ph = 7 neutro
ph > 7 básico
pH < 7 ácido
El pH resulta un factor com plejo. Depende de la naturaleza de
la roca m adre, unida a la acción del clima y de la vegetación.
La importancia del pH y el com plejo absorbente es m u y grande.
Las plantas tom an, a través del suelo, los elem entos que necesitan,
cerrando ciclos que son trascendentales en la Naturaleza. Un ejem plo
es el ciclo del nitrógeno. Las plantas no son capaces de tom arlo
Figura X V I.11.
£/ ciclo del Nitrógeno.
599
598
2.3.
Evolución del suelo
Ja
Ya hem os visto cóm o es esa evolución. Com ienza el proceso con
la alteración físico-quím ica de la roca (m eteorización). Una vez for­
mada la fracción mineral, más o m enos gruesa, acuden a colonizarla
paulatinamente m usgos, liqúenes y pequeñas plantas. C uando a los
restos minerales se incorporan restos orgánicos ya tenem os form ado
un suelo (figura X V I.12).
Este suelo ¡oven continúa evolucionando bajo la acción del clima,
alejándose cada vez más de las condiciones impuestas por la roca
madre.
En la evolución los com ponentes se disponen en capas horizon­
tales, a las que se da el nom bre de horizontes, cuyo conjunto forma
el perfil del suelo.
A lo largo de la evolución el suelo tiende a alcanzar el equilibrio
con el clima, o sea a lograr su cHnnax (pedoclim ax climático), al que
ha de corresponder un climax en la vegetación (fitoclimax climático).
Si se producen cam bios, naturales o provocados, en el clima o en
la vegetación, puede haber una regresión.
Aqo
C3
Jl/
di
es
Q
H ojas y restos o rg á n ic o s
m ás o m e n o s d e s c o m p u e s to s
Ca
A,
A b u n d a n c ia de m ateria o rg á n ica
A,
Z o n a lix iviad a, m in e ra l
A3
Tra n s ic ió n de A a B
B,
T ra n s ic ió n de A a B
Z o n a de a c u m u la c ió n
de co lo id e s
B3
Z o n a de
lixiviación
(e lu via l)
Z o n a de
a c u m u la c ió n
(ilu via l)
T ra n s ic ió n de B a C
i i p
a
i i
>
r
h o rizo n te
o
r
y'
s
A
Roca m a d re
m eteo rizada
$ ^
Roca
M a d re
'/
f
R eg olito
h o rizo n te
B
Figura X V I. 13.
h o rizo n te
C
Roca
m a d re
R oca
M a d re
Figura XV I. 12.
600
Etapas en la formación de un suelo.
Esquema de los fiorizontes de un suelo.
Durante la evolución se producen una serie de movimientos del
agua que circula por el suelo, que hacen que se desplacen las
partículas coloidales y los elem entos solubles. Los principales son
los m ovim ientos ascendentes y descendentes.
El agua de lluvia, sobre todo si es abundante, penetra en el suelo
y en su m ovim iento descendente arrastra las partículas m enores. Así,
la parte superior queda lavada o lixiviada y la capa u horizonte
recibe el nom bre de eluvial (o de lavado). Los materiales arrastrados
lo son de forma mecánica y quím ica por precipitación y se depositan
601
en la capa u horizonte inferior, llamado lluvial (o de acum ulación).
El proceso de lixiviación es esencial en determ inados regím enes de
suelos. Poco a poco van p roduciendo en el suelo una descarbonatación y a m e n u do una acidificación.
Por el contrario, donde hay una evaporación m u y intensa, el agua
asciende hacia la superficie desde el nivel freático y las sustancias
que arrastra disueltas pueden precipitar en superficie, d ando lugar
a la form ación de costras y corazas. Puede haber en este caso una
inversión de los horizontes.
El suelo, form ado por la com binación de todos los procesos que
hem os estudiado, se caracteriza por su perfil. Las capas u horizontes
que lo co m p o n e n tienen propiedades y com posición diferentes. Se
distinguen tres horizontes clave (figura XVI. 13):
— Horizonte A. Es el superior. Pobre en elem entos finos y s o ­
—
—
lubles. Es eluviado. Se puede subdividir en A„, A , y A j. Los
dos prim eros ricos en materia orgánica y el A 2, mineral, m u y
e m p ob recid o y eluviado.
Horizonte B. El inferior, enriquecido con los elem entos que le
llegaron de la superficie. Se llama por ello lluvial, o de acu­
m ulación. Puede subdividirse en B, y B 2 rico en hum us el
prim ero y en concentración de hierro el segundo.
Horizonte C . Marca la transición entre el suelo y la roca madre.
acusado y la pendiente es im portante, naturalmente el desarrollo del
suelo se ve difilcultado. La erosión actúa con fuerza. El agua penetra
poco, pues corre con rapidez por la superficie y los propios materiales
del suelo tienden a descender, pendiente abajo. Las zonas llanas
son, en cam bio, favorables a la acum ulación de materiales y a la
normal evolución de un suelo profundo y bien estratificado.
- £/ clima es, sin duda, el factor principal. Sus elem entos (tem ­
peratura, precipitación, viento) son esenciales en el proceso inicial
de alteración de la roca y a lo largo de toda la evolución.
- La precipitación
tividad quím ica
su ausencia da
con los efectos
suministra el agua para que se realice la ac­
y biológica del suelo. Produce la lixiviación y
lugar, por evaporación, a fuertes ascensiones
de form ación de costras que vim o s anterior­
mente.
- La temperatura es m u y importante en los procesos quím icos
y actividad bacteriana, que tienen lugar en el suelo. A s í en
suelos ecuatoriales prácticam ente no hay hum us, co nsum ido
incesantem ente por la rápida actividad bacteriana, en cam bio
en los climas fríos, al ser ésta m u y pequeña, el hum us se
acum ula en grandes espesores.
- El viento actúa sobre la vegetación, hace aum entar la e vapo ­
ración y, por tanto, incide, sobre todo indirectam ente, sobre el
suelo.
El estudio del suelo se inicia siem pre con el análisis de sus
horizontes. A veces su diferenciación es po co clara y pueden aparecer
incom pletos, faltándoles algún horizonte por diversas causas. Lógi­
cam ente, cuanto m enos perturbada haya sido la evolución, m ejor se
definen los horizontes. En los suelos m aduros suelen presentar un
tipo A B C , mientras que en los suelos jóvenes el perfil es a m enudo ,
de tipo A C (figura X V I.14).
2.4.
Factores que intervienen en ia formación de los suelos
C o m o proceso com plejo que es, intervienen en su form ación
múltiples factores. Inicialmente son sum am ente influyentes las ca­
racterísticas de la roca m adre, que luego van atenuando su incidencia.
Los principales son:
—
La topografía. La altitud produce una serie de alteraciones en
la presión, tem peratura, condiciones climáticas y vegetación, que
afectan al desarrollo del suelo. De form a directa, si hay un relieve
602
-
Los factores de orden biológico son m u y im portantes:
- Los animales pueden ejercer una acción m ecánica sobre el
suelo. So b re todo es de destacar la que llevan a cabo los
pequeños seres que viven en el propio suelo, co m o las lo m ­
brices, que son capaces de un importante re m o vido , mezcla,
aireación y acarreo de materiales.
- El papel decisivo entre los biológicos corresponde, no obstante,
a la vegetación. La m acroflora, es decir, los árboles, arbustos,
hierbas, etc. que constituyen la cubierta vegetal, tom an del
suelo los nutrientes que necesitan y al m orir pasan a form ar
parte del m ism o, dando lugar a la form ación de ácidos orgánicos
y de hum us. Hay, pues, un ciclo cerrado. La influencia es
mutua. Las plantas precisan para desarrollarse de unas deter­
m inadas condiciones en el suelo y, a su vez, le influyen por
sus características.
Existen plantas mejorantes, que form an hum us de tipo mull
y plantas acidificantes, que dan lugar a hum us de tipor m or.
603
Los suelos form ados en este régim en (podsoles) se asocian
a la taiga (plantas coniferas y brezos) (tema XI) y son pobres
agrícolamente.
Por otro lado, la cubierta vegetal protege de la erosión y
también influye en la lixiviación, por m edio de las raíces. La
microflora, constituida por hongos y bacterias, juega un im ­
portante papel. No obstante hem os de tener m u y presente que
la influencia de la vegetación depende estrecham ente del clima.
—
—
El paso del tiempo y el hombre son los dos últimos factores
de la form ación y evolución del suelo. El hom bre, a través sobre
todo de la agricultura, actúa profundam ente sobre los suelos, los
modifica cam biando la vegetación espontánea por cultivos, lo altera
m ezclando horizontes y lo deja expuesto a la erosión de mil formas
(por ejem plo por una tala excesiva, construcción de vías de co­
m unicación, etc.).
El tiem po es, sin duda, relativo. H em os visto que los suelos
jóvenes suelen tener un perfil poco desarrollado. Para que llegue a
form arse un suelo m aduro, con un perfil com pleto y bien diferenciado,
hace falta tiem po; ahora bien, dependiendo de todos los dem ás
factores citados, el tiem po necesario para la form ación de un suelo
puede ser m u y breve, o inm ensam ente largo.
Para explicar por com pleto el com plejo proceso de la edafogénesis
entran en juego, aún, otro núm ero considerable de factores, más o
m enos relacionados con los anteriores, tales com o el valor de la
infiltración del agua en el suelo, las condiciones de avenam iento,
evapotranspiración, etc.
2.5.
— Calcificación. Se da en climas áridos donde la evaporación
excede a la precipitación, que es escasa. El proceso esencial
consiste en que el agua asciende desde el fondo, por la fuerte
evaporación, y precipita en el horizonte B nódulos, escamas,
e incluso una costra de sales, yeso o caliche (en estos últimos
predom ina el carbonato càlcico).
— Gleicificación. Se da en climas fríos y húm edos donde el
drenaje es escaso. La presencia de un estrato de arcilla c o m ­
pacta hace que sea im perm eable y que el suelo perm anezca
encharcado una buena parte del año. En tales condiciones no
pueden producirse los m ovim ientos de agua que conocem os.
Hay, adem ás, m u y poca actividad bacteriana, por lo que en
superficie se acum ula gran cantidad de materia orgánica, de
m o d o que se pueden llegar a form ar turberas, en superficie.
Tipos de suelos
No p o d em os profundizar en las clasificaciones de los suelos. Nos
centram os, tan sólo, en el conocim iento som ero de los tipos más
importantes.
a)
Lateritización. Este régim en se da en climas cálidos, con pre­
cipitaciones abundantes y bien distribuidas, en donde una gran
actividad bacteriana hace que el hum us se consum a con ra­
pidez.
Los minerales arcillosos se disuelven, mientras que el hierro
y el alum inio se acum ulan en form a de óxidos y dan lugar a
la form ación de una costra dura, llamada laterita (del latín later
= ladrillo).
El horizonte A es delgado, en cam bio el B es m u y potente.
Resultan de este régim en suelos m u y poco fértiles, pero
que constituyen interesantes reservas de minerales. (Las bauxitas son las lateritas ricas en alum inio, y constituyen las únicas
menas útiles para la obtención de este metal).
Regímenes pedogénicos
— Salinización. Se da asociada a climas desérticos con m uy
elevada evaporación y escaso drenaje. Consiste en la acu­
m ulación de sales solubles, principalm ente de calcio (Ca) y
sodio (Na).
Los principales regím enes pedogénicos, o de form ación de un
suelo, son cinco:
— Podsolización, (podsol = ceniza, en ruso). Se da en clima frío,
con poca actividad bacteriana. A l ser las precipitaciones su­
periores a la evaporación, se produce un intenso lavado (li­
xiviación). El horizonte A , de color ceniza, es rico en sílice y
m u y pobre en elem entos necesarios para los cultivos. En
cam bio, el horizonte B es el que contiene hum us, materia
orgánica.
b)
Clasificación. Principales tipos de suelos zonales
Una clasificación de suelos propiam ente dicha no es tarea fácil.
Puede hacerse desde diversos puntos de vista. Con un enfoque
geográfico resulta útil la clasificación en tres grandes grupos:
605
604
—
—
—
Suelos zonales. Son los form ado s en buenas condiciones de
drenaje, evolucionados y prácticam ente independientes de las
condiciones de la roca m adre, en equilibrio con el clima y la
vegetación.
Suelos azonales. Son los poco evolucionados y con caracte­
rísticas cercanas a las de la roca m adre, con un perfil poco
desarrollado.
Suelos intrazonales. Form ados en malas condiciones de dre­
naje, evolucionados, pero lejos del equilibrio climático.
Por el interés para nuestros objetivos nos vam os a centrar en
los suelos zonales (figura X V I.15).
Suelos de zonas cálidas, ecuatoriales y tropicales
M uy relacionados con los climas ecuatorial y tropical con larga
estación húm eda, están los suelos lateríticos o latosoles, en los que
predom ina el régim en de lateritización.
Desde un punto de vista agrícola, estos suelos pierden rápida­
mente su fertilidad tras las prim eras cosechas, porque la excesiva
lixiviación hace desaparecer los elem entos nutrientes de las plantas.
En cam bio sobre ellos se desarrolla bien la vegetación de pluviisilva.
Suelos de climas fríos y templado-fríos
Asociados con los climas fríos, tanto los subárticos co m o los de
las áreas más septentrionales del clima continental y las más frías
de los tem plados marítim os, aparecen los suelos podsólicos.
Cuando el podsol se form a en clima de tundra, la causa de su
form ación está en el frío, que hace que se acum ule m ucha materia
orgánica, que se transforma m u y despacio. Cuando se form a en
clima oceánico y continental, la causa esencial está en la presencia
de plantas acidificantes, sobre una roca pobre en calcio y filtrante.
Sobre los podsoles predom ina la vegetación de coniferas. Resultan
m u y poco fértiles, poco aptos para la agricultura, aunque son sus­
ceptibles de mejora, añadiéndoles cal y fertilizantes.
En climas te m p la d o-h úm ed o s se desarrollan los suelos podsólicos
pardo-grises, que permiten el desarrollo de frondosas (arce, haya,
roble) y en zonas algo más cálidas los suelos podsólicos amarillorojizos, que, bien fertilizados, pueden resultar productivos.
La popular terra rossa mediterránea está relacionada con este tipo
de suelos.
606
D
O)
607
Sue/os de zonas desérticas
Claram ente zonales hay dos tipos de suelos vinculados a las zonas
desérticas:
Suelos grises desérticos (sierozem). Son pobres en hum us y tienen
concreciones de caliche. Aparecen asociados a los desiertos en las
latitudes medias.
Suelos rojos desérticos. Son propios de los desiertos más áridos y
cálidos de la zona tropical. Son esqueléticos, con depósitos de C O jC a
(carbonato càlcico). No son fértiles, salvo que sean de textura fina
y necesitan irrigación.
Suelos de estepa
Sobre las estepas de clima continental y subárido y co m o c o n ­
secuencia de la rica cubierta vegetal, se dan suelos ricos en materia
orgánica, m u y interesantes agrícolamente.
Los más característicos son los tipo chernozem o tierras negras.
Son suelos m u y profundos, porosos y ricos en elem entos minerales,
que resultan extraordinariam ente fértiles. Su vegetación habitual es
de gram íneas, pastizales y praderas.
A estas regiones de chernozem se les suele llamar los graneros
del m undo, en alusión a su adecuación para el cultivo de cereales.
Los suelos castaños y pardos aparecen contiguos a los anteriores.
Son parecidos y resultan fértiles si las condiciones de precipitación
son adecuadas, pero una sequía inoportuna puede destrozar la co­
secha, por lo que, en última instancia, sólo resultan rentables en
regadío.
A latitudes más bajas, coincidiendo con climas tropicales de corta
estación lluviosa y con estepas tropicales, y en el clima mediterráneo,
aparecen los suelos castaño-rojizos y pardo-rojizo.
Por últim o, hay un tipo de suelo similar al chernozem , que se
da en zonas subtropicales de precipitación algo más elevada. Es el
llamado suelo de pradera o brunizem. Posee vegetación de gram íneas
y resulta agrícolam ente m u y productivo y especialm ente adecuado
para el maíz.
608
3.
EVOLUCIÓN DE LAS VERTIENTES. M OVIM IENTO
DE DERRUBIOS
Los materiales resultantes de la meteorización de las rocas están
som etidos, y son especialm ente sensibles, a la acción de la gravedad,
de m o d o que hay una tendencia a que se desplacen hacia lugares
más bajos. Este fenóm eno, junto a la m eteorización, constituye lo
que algunos denom inan procesos elementales de la erosión.
En las partes más bajas de los valles, los ríos realizan una
importante acción erosiva, es la erosión lineal, esto es la ejercida
por el curso de agua, que tiende a profundizar su cauce por incisión
vertical. Pero en los interfluvios tam bién se produce erosión. Se
moviliza una gran cantidad de materiales, que serán luego evacuados
por el río. La erosión de los interfluvios se denom ina erosión areolar,
esto es la que se ejerce en superficie a través de la actividad pluvial,
la arroyada difusa, y otros procesos superficiales.
En las vertientes se producen de form a casi constante pequeños
m ovim ientos descendentes, a m enudo im perceptibles. Ta m b ié n hay
otros m ovim ientos de gran m agnitud. En ellos juegan un importante
papel las características de las vertientes. Las hay cubiertas de ve ­
getación espesa, que fija los materiales y las hay sin apenas ve ­
getación, form adas por roca denudada, con grandes mantos de
derrubios y también de roca deleznable, que suelen ser de tipo
abarrancado, en las que la erosión es importante.
Los m ovim ientos de derrubios por las vertientes son variados.
3.1.
Movimiento por elementos
—
La caída libre de fragm entos de roca es el m ovim iento más
rápido. Resulta de la rotura de la pared rocosa en fragm entos, que
pueden ser de variadísim os tam años. Los fragm entos, tras una caída
libre desciendan por la pendiente hasta llegar a un punto en el que
quedan estabilizados. La trayectoria depende de la inclinación y
rugosidad de la vertiente y de la form a y vo lu m e n de los fragm entos.
Por acum ulación se form an conos o taludes de derrubios, que
se mantienen estables hasta una pendiente m áxim a que suele estar
próxim a a los 35°. En ellos suele haber una selección de tam años,
estando los más gruesos en la base (figuras X V I.16 y X V I.17).
Los taludes y conos de derrubios se caracterizan por ser inestables,
de m o d o que por cualquier perturbación se producen en ellos nuevos
deslizamientos de rocas.
609
Figura X V I.16.
Formación de un taiud de derrubios ai pie de un acantilado.
Figura X V I. 14.
Otro im portante m ovim iento elemental consiste en el despla­
zamiento de partículas. El im pacto de las gotas de lluvia sobre
vertientes con poca vegetación provoca saltos de partículas, que si
se dan a favor de la pendiente pueden ser de hasta un metro.
Ta m b ié n el agua que se desliza por la pendiente, antes de co n cen ­
trarse en los cauces es capaz de transportar partículas individuales
pendiente abajo (tema XVII).
— Reptación. Está m u y generalizado el uso del térm ino inglés
creeping (to creep = reptar). Consiste en un desplazam iento y re­
distribución de partículas por acción de la gravedad.
El m ovim iento se realiza de form a individual, partícula a partícula,
pero la suma de todos esos m ovim ientos casi im perceptibles, se
traduce en un lento descenso de todo el conjunto. Este m ovim iento
resulta apreciable a sim ple vista por la inclinación que muestran los
troncos de los árboles, los postes y las estacas que form an las
lindes de los prados, e incluso por la presencia de estratos que
aparecen curvados hacia la vertiente (figura X V I.18).
La razón última de la reptación está en la fuerza de la gravedad,
pero los agentes desencadenantes del proceso son m u y variados:
las pisadas de animales y personas, el trabajo de las raíces, el
calentamiento y enfriamiento de la superficie, etc. Un fenóm eno que
volverem os a encontrar, que participa en la reptación, es el realizado
por el agua que se hiela en la capa superficial del terreno que
em papa. Al helarse, forma unas delgadas colum nillas, co m o fila—
fíoca, regolito y suelo. Pirineos. (Fotografía P.
G o n zá le z Y anci.)
Figura X V U 7 ^ ^ Talud de derrubios al pje de un acantilado. Obsérvese el mayor tamaño
de ios blocues situados en la
p 'T o S ^ ^ ^
610
l
611
Para que se produzca es preciso que exista una superficie de
deslizamiento, que facilite la acción de la gravedad. Ésta procede,
a m e n u do , de la propia estructura del terreno, pudiendo ser el plano
inclinado de una falla, un plano de estratificación, etc. A este tipo
pertenece el deslizamiento en capas, en el que toda una masa rocosa,
de espesor más o m enos uniform e, se desliza, sin sufrir grandes
deform aciones.
Fig ura X V I. 18.
Fenómeno de reptación sobre una vertiente apreciabíe por la inclinación
de postes, árboles, etc.
mentos, que levantan un grano de arena. C uando se deshiela, el
grano cae y en este m ovim iento se produce un descenso respecto
a la posición inicial. Se conoce con el térm ino noruego pipkrake
(figura X X .8 ).
La reptación es un proceso m u y generalizado, aunque su eficacia
varía según el m edio. Los más favorables son aquellos donde existe
un m anto de derrubios de pequeño calibre, o donde son importantes
los fenóm enos de gelifracción en la roca, por ello suele ser destacable
en las laderas de m ontañas m u y expuestas a la acción hielo / deshielo,
sobre todo si no poseen una densa cubierta vegetal.
3.2.
Suelen ser m ovim ientos esporádicos, que no tienen excesivo
interés geo m orfológico, aunque su trascendencia puede ser grande,
no faltando ejem plos de pueblos situados en el fondo de un valle
de vertientes inclinadas, sepultados por un deslizamiento. En el valle
del Baztán, de Navarra, en 1913 el pueblo de Errazu fue parcialmente
destruido por un fenó m eno de estas características.
So b re una masa de rocas de tipo arcilloso o arenoso, se produce,
a veces, un deslizamiento, que adopta un perfil curvo o cóncavo,
m u y peculiar. Se habla en este caso de hundimiento. La masa
deslizada suele fragmentarse en bloques, que pueden quedar buzando
en sentido contrario a la pendiente (figura XVI. 19).
Los desencadenantes de este proceso pueden ser: la lluvia ab un ­
dante, que llega a saturar el terreno, un m ovim iento sísm ico o,
incluso, una perforación artificial. La presencia de laderas fuertemente
inclinadas lo favorece notablem ente.
I
Movimientos en masa
Se considera co m o tales a los que m ovilizan en conjunto un
vo lu m e n m ás o m enos grande de materiales, afectando a to d o el
recubrim iento superficial resultado de la meteorización.
—
Deslizamiento. Es un desplazam iento relativamente rápido y
m asivo de materiales por una vertiente, que puede incluso presentarse
de form a catastrófica.
612
Ì
Figura
X V I.19.
Deslizamiento con hundimiento. El bloque roto queda buzando en
sentido contrario a la pendiente.
613
— Solifluxión. En este proceso el agua juega un papel esencial.
Cuando una form ación es capaz de em beberse de agua, puede llegar
a com portarse com o plástica, form ando una especie de fango, que
se desplaza de un basam ento estable. El m ovim iento resulta relati­
vam ente rápido, variando la velocidad según el grado de viscosidad
del barro.
Afecta, por sus características, a materiales ricos en coloides,
co m o m argas, arcillas y loess, especialm ente cuando poseen sales
solubles.
La solifluxión puede presentar varias form as:
—
—
Laminar. Descenso lento de una capa fina de barro.
Abombamiento de ia cobertera vegeta!, que dificulta el des­
—
En terraciHas, que son a m o d o de peldaños escalonados en
censo del barro, con o sin salida exterior del fango.
—
laderas em pinadas, en las que colaboran las pisadas del ga­
nado, por lo que se las conoce com o terracillas de vaca (figura
XVI.20a).
De form a puntual en las laderas. Las más características son
los nichos de solifluxión. Consisten en una pequeña masa
desprendida, que deja un profundo talud en form a sem icircular,
del que parte una lengua de material viscoso (figura XVI.20b
y c).
B
La solifluxión, al precisar de abundantes precipitaciones, es es­
pecialmente destacable en las áreas de m ontaña húm eda, siendo
tam bién importante en las altas latitudes, d onde la vegetación es
escasa y el proceso hielo/ deshielo juega un importante papel. En
las regiones periglaciares (tema X X ), se da este fenóm eno con p ro ­
fusión, mientras que resulta poco frecuente en regiones áridas.
— C olada de tierra. Es otra form a de m ovim iento de tierras m uy
vinculada a la solifluxión. Consiste en una corriente de materiales
saturados de agua, que se desliza por laderas, cañones y valles de
montaña. Las más m óviles se llaman coladas de barro. Están c o n ­
dicionadas por la naturaleza de los materiales y la cantidad de agua.
Son bastante frecuentes en terrenos arcillosos.
En zonas desérticas, de vegetación m u y escasa, a veces, tras una
fuerte torm enta, la cantidad de agua caída no puede ser absorbida
por el suelo a la velocidad necesaria, y al descender por una ladera,
form a con los materiales sueltos un barro fluido, que se desliza
hasta el fondo del valle y sigue el curso de la corriente. En su
descenso se va espesando y llega a m ovilizar grandes bloques, hasta
quedar detenida.
Figura
Fenónemos de solifluxión en ladera, a. Terracillas de
b. Deslizamiento, c. Solifluxión. (Fotografías: P. G o n zá le z Y a n ci.)
X V I.20.
vaca,
615
614
A m enudo las coladas de barro son desastrosas. Un ejem plo lo
constituye la destrucción, en 1955 de la ciudad de Nicolet, situada
en el valle del río San Lorenzo.
Coladas de barro son tam bién las que se form an en los volcanes,
cuando, tras una erupción, en la que se desprende gran cantidad
de ceniza y polvo, se produce una lluvia torrencial. Se form a un
barro viscoso, que desciende a gran velocidad por la ladera.
El m ovim iento de masas es un fenóm eno universal, que se da
en todas las regiones climáticas y en todas las vertientes, a partir
de un valor m ínim o, aunque la proporción del m ovim iento varía
notablem ente de unos lugares a otros. En las altas latitudes, al
alcanzarse tem peraturas bajo cero la solifluxión se detiene y el
m ovim iento de masas sólo es importante en la época estival. En las
regiones de clima mediterráneo, de verano seco, es, en cam bio, en
invierno cuando es más destacable el m ovim iento de masas, mientras
que en los trópicos lluviosos el fenóm eno se da con igual intensidad
todos los meses del año.
Pero no es sólo el clima el factor que juega un papel esencial
en el m ovim iento de masas. La com posición y estructura de la roca,
la inclinación de la pendiente y la vegetación, son otros tantos
factores, de cuya com binación resulta el m ovim iento.
T o d o s estos m ovim ientos, al actuar de form a más o m enos
constante, constituyen una pieza clave en el desgaste de los inter­
fluvios. El material meteorizado es, de esta form a, m ovilizado al
fondo de los valles, donde es recogido y transportado por los ríos.
Éstos pueden erosionar tan sólo en el interior de su cauce, erosión
lineal, y a los lados, en form a de erosión lateral, sobre rocas poco
consolidadas. La característica sección en V del valle fluvial debe
m ucho a la acción del m ovim iento de masas por las vertientes.
En definitiva, el m ovim iento de materiales por las vertientes es
un elem ento importante en el estudio de las form as del relieve, y
resulta un com plem ento a la labor erosiva de los ríos, al facilitar el
transporte de los materiales resultantes de la meteorización.
Se considera que una pendiente es regulada si presenta una
vertiente lisa, sin abarrancam iento, con una sección rectilínea de la
pendiente en torno a los 25° (se conocen co m o vertiente Richter).
El tipo de vertiente se ha estudiado a partir del balance m orfogénico, analizando en cada sección de la m ism a la cantidad de
derrubios procedentes de la zona superior, la cantidad producto de
su alteración y la cantidad que es arrastrada aguas abajo. Resultan
tres tipos:
—
Pendiente de transporte. Si la roca no se altera y lo que recibe
—
Pendiente de ablación. Si la roca se altera y lo que sale es
—
Pendiente de acumulación. Si la roca se altera, y lo que sale
es igual a lo que pierde.
igual a lo que llega, más lo que se altera.
es m enos que lo que recibe más lo que se altera, de m o d o
que el manto de derrubios crece.
Por otra parte po d em o s clasificar las vertientes en:
—
—
—
3.3.
Forma y evolución de las vertientes
Las vertientes tienen form as variadas. Las hay irregulares, con
cárcavas, escarpes rocosos, terracillas, etc. Otras son, en cam bio,
m u y regulares, cubiertas por un manto de derrubios, lisas, con un
perfil convexo en la parte superior, cóncavo en la inferior y rectilíneo
en la zona intermedia.
616
Vertientes cubiertas. A m enudo son estables, fijadas por la
vegetación, con una evolución cuando m enos m u y lenta, o
casi nula, aunque pueden presentar pequeños desprendim ien­
tos y deslizamientos, la m ayoría de las veces resultado de la
acción hum ana, que, si es importante, puede ser la causa de
una reactivación de la erosión.
Vertientes rocosas denudadas. Presentan dos situaciones. Una
en la que adoptan la form a de un escarpe rocoso, a cuyo pie
descansa un talud de derrubios y que está en reposo m o rfogénico, fijada por la vegetación y estable. Son form as he­
redadas del pasado. Otra form a, frecuente en alta montaña y
regiones secas, es la de un escarpe rocoso, que alimenta de
forma constante de derrubios a un talud de materiales sueltos,
en evolución.
Vertientes deleznables. En ellas se produce una erosión m u y
activa. Propias de rocas no com pactadas co m o arcillas, margas,
equistos mal consolidados, arenas arcillosas, etc. Suelen pre­
sentar formas abarrancadas co m o resultado de la arroyada
(tema XVII) y abundantes ejem plos de deslizamiento, solifluxión,
creeping y, en definitiva, todas las formas de m ovim iento de
masas que hem os estudiado en este capítulo (figura X V I.21).
Sobre la evolución de las vertientes se han desarrollado diversas
teorías. Las más clásicas decían que la vertiente tiende a buscar su
617
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Figura X V i.2 1 .
Vertiente en materia! deleznable con erosión activa. Yellowstone. Foto
M. P. González Yanci
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CO
nivel de equilibrio, que tiene forma convexa en la parte superior,
rectilínea en el tram o interm edio y cóncava en el inferior.
En la línea de la teoría del ciclo de erosión (tema XVII) se insiste
en que las vertientes se van suavizando a lo largo de su evolución,
siguiendo un ciclo de juventud, m adurez y vejez. En la actualidad
no se pueden admitir estas visiones un tanto simplistas y se piensa
que no hay una única evolución de las vertientes, sino que en la
evolución se dan fases diferentes, según los climas que les hayan
afectado, que han ido dejando herencias sucesivas. Por tanto, en el
m odelado de las vertientes se puede adivinar una vida com puesta
de etapas variadas, con períodos de crisis y erosión activa y otros
de descanso y calma, que dan com o resultado final form as más o
m enos com plejas.
618
619
TEMA XVII
LOS GRANDES A G EN TES DE LA EROSION I
ESQ UEM A/RESUM EN
Introducción.
1.
Las aguas corrientes.
1.1.
La arroyada:
—
—
—
Concentrada.
Difusa.
Laminar.
1.2.
Los torrentes.
1.3.
Los uadis.
1.4.
Los ríos.
a)
Factores que condicionan la actividad y características
del río. '
—
Físicos:
-
—
b)
Clim a.
Relieve, m orfología, litología.
Biogeográficos.
H um anos.
Nociones esenciales de dinámica fluvial.
—
—
—
Potencia.
Caudal.
Velocidad.
621
c)
Redes y regímenes fluviales.
—
—
T ip o s de redes.
Regím enes sim ples:
-
—
d)
Glaciar.
-
Nival
-
Pluvial
de montaña,
de llanura.
1.5.
La teoría del ciclo de erosión de Davis.
1.6.
La erosión areolar.
—
—
—
Glacis.
Pediments.
Penillanura.
oceanico.
tropical.
Regím enes com plejos.
La acción del río com o agente erosivo.
—
Erosión fluvial:
- Acció n hidráulica.
- Abrasión.
- Corrosión.
- Desgaste.
—
Tran sp orte :
-
—
En disolución.
En suspensión.
Deslizamiento, rodam iento, saltación.
Sedim entación.
e)
Perfil de equilibrio y nivel de base.
f)
Form as resultantes de la acción fluvial.
—
De erosión.
- Valle.
-
—
• M eandros.
• Saltos de agua.
De acum ulación
-
—
Lecho
C onos aluviales.
Llanuras aluviales.
Terrazas fluviales.
g)
Capturas fluviales y encajam iento.
h)
Relación de los ríos con la tectónica.
622
623
INTRODUCCIÓN
Con el tiem po, los materiales que resultan de la alteración de las
rocas y que van siendo m ovilizados en las vertientes, son trans­
portados hacia zonas de sedim entación marina o continental. El
transporte es realizado por variados agentes, que actúan de forma
diversa y que son esencialmente: las aguas corrientes, los glaciares
y el viento.
Insistimos, una vez más, en algo que ya ha sido expresado en
temas anteriores. El estudio geo m orfológico se ha orientado con
diversos enfoques. U n o consiste en considerar prioritariamente la
acción de los agentes erosivos, teniendo en cuenta, adem ás, la
influencia de la litología y la estructura. Otros, en cam bio, se centran
en un enfoque climático, considerando sobre todo, que cada clima
(actual o pasado) hace que predom ine un determ inado sistema ero­
sivo, del que resulta un m odelado característico. En lugar de tratar
los agentes (ríos, glaciares, viento), estudian sistemas m orfoclim áticos:
glaciar, periglaciar, desértico, etc. Según el enfoque se hace una
Geomorfología Fenomenològica (de los agentes), o Climática.
En este curso, por ser de iniciación, creem os que puede resultar
más didáctico analizar prim ero, de forma detallada, los agentes ero­
sivos, considerados aisladamente, para estudiar después, de forma
globalizada, los sistemas m orfoclim áticos. En este tema, que es
continuación del anterior, trataremos los agentes de la erosión, los
procesos erosivos y las form as de m odelado más importantes, re­
sultado de la acción de aquellos.
625
1.
LAS A G U A S CORRIENTES
—
Las aguas de escorrentía, o aguas corrientes, com pletan el ciclo
hidrológico de la superficie terrestre, que vim os al estudiar los temas
de Clim atología y juegan un papel fundam ental en el m odelado de
las form as de relieve.
La rama científica que se ocupa del estudio de la dinámica de
las corrientes de agua es la Hidrología Fluvial. Aporta datos de gran
valor para el análisis de geólogos y geom orfólogos, que las estudian
co m o agentes erosivos y m odeladores del relieve. La enorm e im ­
portancia del agua para los hom bres, en todos los sentidos, hace
que estos estudios estén sum am ente desarrollados a nivel teórico,
práctico, e incluso experimental en laboratorio.
La labor erosiva de las aguas corrientes se lleva a cabo por los
ríos propiam ente dichos, el agua de arroyada, los torrentes y los
uadis.
1.1.
La arroyada
El agua de lluvia o de fusión de nieve y hielo, si no es absorbida
por el suelo, circula libremente por la superficie de las vertientes.
Recibe el nom b re de agua de arroyada en oposición al agua en­
cauzada, o curso de agua.
Puede adoptar diversas form as:
concentrada; una poco intensa dará lugar a arroyam iento di­
fuso.
La cubierta vegetal. Cuanto más escasa es la vegetación, m ayor
puede ser el efecto erosivo de la arroyada.
—
—
La verticalidad y longitud de ia pendiente.
Las características del roquedo, su naturaleza y estado de
—
—
La capacidad de infiltración dei suelo.
La acción humana, que al m odificar las condiciones naturales,
descom posición.
puede acelerar el proceso de erosión.
La arroyada se da en todas las regiones del m u n d o , aunque varía
en intensidad y en m odalidad. Se desarrolla am pliam ente y en todas
sus form as en las regiones áridas y secas, aunque si la escasez de
agua es m u y notable, sólo aparece en determ inadas zonas.
En las regiones frías, la existencia de un subsuelo helado im pide
la infiltración, posibilitando el desarrollo de la arroyada difusa. A lg o
similar es lo que ocurre en los m edios tropicales húm edos, cuyo
suelo está saturado de forma perm anente.
En las regiones tem pladas, salvo en áreas m ontañosas y en lugares
concretos, suele ser m enos intensa la acción de la arroyada, por la
m oderación de las lluvias y las condiciones de suelo y cubierta
vegetal.
— Concentrada. Cuando el agua resbala en regueros, que llegan
a marcarse profundam ente. Su acción lleva a la form ación de
cárcavas (también llamadas bad lands).
—
—
Difusa. Al resbalar en form a de hilillos sinuosos y cambiantes,
a los que cualquier obstáculo puede desviar. Arrastra los co ­
loides del suelo.
Laminar. C uando el agua resbala form ando un manto continuo,
a m o d o de una delgada película, con gran capacidad de arrastre
(se conoce com o sheet flood).
La arroyada está condicionada por múltiples factores, co m o más
importantes pod em os destacar:
—
La naturaleza, volumen y ritmo de ias precipitaciones. Una
precipitación intensa y prolongada tiende a producir arroyada
626
Figura XVII. 1.
Formación de cárcavas o bad lands. Gran Cañón de Yellowstone. Foto
P. G o n zá le z Y anci.
627
Los efectos del arroyam iento en las vertientes varían según el
tipo de acción realizada. La difusa produce una red de surcos poco
profundos, mientras que la concentrada realiza una fuerte erosión
lineal, que esculpe cárcavas y barrancos, dando unas vertientes de
agudos perfiles, conocidas com o bad lands (figuras X V II.1 y X V II.2).
El transporte realizado por la arroyada es pequeño. Consiste sólo
en dim inutas partículas en suspensión y arenas y gravas arrastradas.
T o d o ello termina por depositarse al pie de las vertientes, en form a
de pequeños conos y glacis (más adelante estudiarem os estos c o n ­
ceptos).
En definitiva, resulta una erosión m u y activa, contra la que, a
m e n u do, se defiende el hom bre recurriendo a la repoblación forestal
o a la construcción de bancales, para dism inuir la inclinación de la
pendiente.
La arroyada no se produce exclusivam ente en las vertientes. Es
tam bién im portante su acción en los piedem ontes de regiones m o n ­
tañosas, que reciben una gran cantidad de agua de lluvia, en períodos
de tiem po breves.
r
Figura X V II.2.
1.2.
Efecto de erosión en surcos en una pendiente.
Los torrentes
Un torrente es un curso de agua corto y que circula por cauce
fijo, de acusada pendiente, de form a tem poral. S u po ne el paso
siguiente, tras la arroyada, para constituir una red fluvial fija. Su
principal característica es ser episódico, pudiendo quedar seco durante
parte del año (figura X VII.3.a).
El torrente es sencillo en su configuración y m u y interesante co m o
m odelo, a escala reducida, de lo que representa la erosión fluvial.
Consta de tres partes bien diferenciadas:
— La cuenca de recepción. Es la parte alta, con forma de em b u do .
—
—
628
Se forma en las laderas, donde se concentra el agua desde
los barrancos. Cada nuevo aporte de lluvia la hace ensanchar
y profundizar. En ella la excavación es la forma de erosión
predom inante.
El canal de desagüe. En el fondo de la garganta es el lecho
principal. Hay en él excavación, e incluso erosión lateral, pero
la labor dom inante es la de transporte (figura X VII.3 .b).
El cono de deyección. C uando se suaviza la pendiente, al llegar
al valle principal, el torrente pierde velocidad, lo que le im pide
seguir transportando la carga que acarreaba y com ienza a
L
Figura XVII.3a.
Torrente en ei Pirineo. (Fotografía P. G o nzález Y anci.)
629
Cuenca de recepción
Figura X V ll.4.a.
Cono de deyección.
Figura X V II.3 .b.
Esquema de un torrente.
depositarla. A l hacerlo, eleva el lecho y reactiva su capacidad
de arrastre, por tener m ayor pendiente. Si se produce una
crecida, busca un nuevo desagüe junto al prim ero, a nivel
inferior. A sí se va form ando el cono, por el que el torrente
va cam biando de lecho (figuras XVII.4.a y XVII.4.b). El cono
de deyección es un terreno de gran fertilidad, pero un tanto
inestable.
Figura
X V II.4 .b .
Cono de deyección. Cervinia Alpes Italianos. Foto M .P .
González
Y anci.
631
630
El torrente realiza un im portante trabajo erosivo, tanto vertical
(profundizando en el cauce), com o lateral (ensanchándolo), p re d o ­
m inando el prim ero. Esta acción erosiva es especialm ente intensa
en la cabecera del torrente, que, poco a poco, va desplazándose en
sentido opuesto a la corriente: erosión remontante.
1.3.
ÍT
La evaporación tiene especial importancia. Depende de la tem­
peratura, por lo que su intensidad varía m ucho de invierno a verano
en las zonas tem pladas. En las regiones intertropicales, por su débil
oscilación térmica anual es más hom ogénea a lo largo del año.
Los factores orográficos, morfológicos y litológicos juegan tam bién
un papel m u y importante:
Los uadis
La altitud condiciona los factores climáticos y, por tanto, el
—
Son cursos de agua de carácter intermitente, propios de regiones
áridas. Poseen un único lecho, en cuyo fondo hay una serie de
canales anastomosados (del griego anastom osis = bifurcación), ro­
deados de bancos de piedras o arena, en los que puede desarrollarse
una vegetación de tipo estepario. A gu as abajo, las orillas se difum inan
y el uadi term ina, convertido en una serie de canales dispersos.
Se organizan en redes, que se desdibujan y terminan por ser un
conjunto de tram os aislados, conform ando una red desorganizada.
A lg u n o s llegan al m ar y tienen un caudal perm anente, aunque débil,
pero la m ayoría terminan en depresiones cerradas y sebjas (tema
X X ), desapareciendo por infiltración.
—
—
—
vo lu m e n y form a de las precipitaciones, que serán sólidas a
partir de determ inada cota, al m enos parte del año.
La pendiente influye en la velocidad y capacidad de carga del
río, a m ayor pendiente m ayores velocidad y capacidad de
carga.
La exposición a los vientos afecta al volum en de precipitaciones.
La naturaleza del roquedo influye doblem ente. De un lado,
según sea la dureza del terreno será distinta la cantidad de
materiales que el río arrastre y, de otro lado, porque la na­
turaleza más o m enos perm eable del terreno, hace que éste
actúe co m o un regulador de la corriente.
Entre los factores biogeográficos destaca la incidencia de la ve­
getación. Si es m u y abundante reduce la escorrentía, al interceptar
1.4.
Los ríos
Son corrientes de agua de carácter perm anente, que circulan por
un lecho y se organizan en redes, realizando una importante labor
de erosión, transporte y acum ulación.
a)
Factores que condicionan la actividad y características del rio
El río está condicionado en sus características, y, consecuente­
mente en su actividad, por factores de orden físico y biogeográfico.
Los factores físicos son, en gran parte, determ inantes del caudal
y régim en fluvial. Los más importantes son los climáticos. El río se
alimenta de las precipitaciones; por tanto, a m ayor precipitación,
m a yo r caudalosidad.
El río recibe las precipitaciones de su cuenca, pero hay que
recordar que, de aquellas, una parte se evapora y otra se infiltra en
el terreno, aunque esta última puede volve r al río a través de las
fuentes. El caudal del río es, por tanto, igual a las precipitaciones,
más la alim entación de las fuentes, m enos la infiltración y la eva­
poración:
C =
632
P +
F - ( I
+
E)
parte de la precipitación. El bosque puede atenuar notablem ente las
crecidas, aunque no sea capaz de evitar las catastróficas.
La acción del hombre, por último, es un factor destacable. De
form a voluntaria o involuntaria, directa o indirectamente, el hom bre
interviene en el régim en y características de m uchos ríos. La rotu­
ración y puesta en cultivo de tierras, la tala de bosques, construcción
de em balses, canalizaciones, desviación de cursos, contam inación
industrial, etc., serían algunos ejem plos de la acción del hom bre
sobre los cursos de agua.
b)
Nociones esenciales de dinámica fluvial
Desde el punto de vista geográfico interesa la labor del río co m o
agente erosivo y m odelador del relieve. Esta actuación viene deter­
minada por las características de la dinámica fluvial, que vam os a
analizar brevem ente.
La capacidad erosiva de un río depende de su potencia, que es
a su vez fruto del caudal y de la velocidad. El caudal viene co n ­
dicionado por las precipitaciones y por las características de la cuenca
que drena. La velocidad lo está por el relieve, la carga transportada
y la form a del lecho fluvial.
633
La potencia bruta es la capacidad total del rio para erosionar.
Sobre ella actúan ciertas fuerzas inhibitorias, que son: el rozamiento
del agua y la carga, contra las paredes y fondo del lecho, el choque
entre las partículas y la propia energía necesaria para transportar la
carga. El resultado es la potencia neta, es decir, la que el río puede
em plear efectivamente para erosionar, es la potencia bruta m enos
la suma de los efectos de las fuerzas inhibitorias. Cuando las fuerzas
inhibitorias son m enores que la potencia bruta, el río excava, cuando
son m ayores el río tan sólo puede depositar, y cuando hay un
equilibrio entre ambas el río tan sólo transporta. Los ríos tienden a
buscar este equilibrio, lo que constituye una de las leyes funda­
mentales de la dinámica fluvial.
El caudal es la cantidad de agua que lleva el río en un punto
y m om ento concreto de su recorrido. Se expresa en m.®/ segundo,
que es el cauda! absoluto, y en m.®/ seg. / km.^ de cuenca, que es
el caudal relativo.
El caudal no perm anece fijo y estable, sino que puede tener gran
irregularidad, no sólo de unos años a otros, sino a lo largo del
m ism o año. El río a lo largo del año puede llevar aguas altas o
bajas, que son valores m edios, y puede experim entar crecidas y
estiajes, que son m áxim os y m ínim os puntuales. Las variaciones del
caudal repercuten de form a directa en la actividad erosiva del río.
De las características del caudal de un río depende su ponderación
y su regularidad. La ponderación hace referencia a la oscilación entre
las altas y las bajas aguas, tom an d o los caudales m edios de cada
mes. Ta m b ié n se puede referir a la diferencia entre crecidas y estiajes.
mientos turbulentos son m u y activos en las crecidas y su importancia
es m u y grande, ya que son la causa de la casi totalidad del trabajo
erosivo que el río realiza.
c)
Redes y regímenes fluviales
Los cursos fluviales se organizan en redes jerarquizadas y es­
tructuradas, que aseguran el drenaje de una cuenca. Cuenca hidro­
gráfica es la superficie de terreno cuyas aguas afluyen a un m ism o
río. Su límite son las divisorias de aguas, que son las líneas que
limitan las aguas que van a un río, de las del adyacente (figura
XVII.5).
El río resulta de la concentración de las aguas de escorrentía de
toda su cuenca, tanto de las que le llegan de forma directa, a través
de la superficie, co m o de forma indirecta, por escorrentía subsuperficial o subterránea.
La cuenca teórica com p re nd e todos los drenajes, aunque estén
secos, y la cuenca circulante se refiere a la que está recorrida por
ríos activos.
La regularidad se calcula dividiendo el caudal m edio más alto
de un período de tiem po (varios años) por el más bajo del m ism o
período. Si el resultado es 2 quiere decir que el año de caudal más
alto llevaba el doble que el más bajo, si es de 3 el triple, y así
sucesivam ente.
La velocidad, junto al caudal, condiciona la potencia erosiva
río. Se m ide en m ./ segundo. No es igual en todos los puntos
cauce, sino que es m ayor en el centro de la corriente y m enor
el fondo y laterales. Naturalmente la velocidad varía en función
caudal y de la pendiente.
del
del
en
del
Hay que considerar, adem ás, otro hecho im portante: que el flujo
del agua puede ser laminar y turbulento. Lam inar es cuando el agua
discurre en form a de láminas ordenadas, paralelas al fondo. Es propio
de ríos tranquilos, que discurren por un lecho estable y uniform e.
Tu rb u le n to es cuando el agua form a torbellinos, que pueden ser
horizontales o verticales y de m u y diversos diám etros. Los m o vi­
634
Figura XVII.5.
Principales cuencas hidrográficas de la Península ibérica.
635
Las redes de drenaje están form adas por un colector principal y
una serie de afluentes. Existen num erosas disposiciones de redes
características, a m enudo condicionadas en su configuración por la
estructura geológica. Las hay poco jerarquizadas, anárquicas, de tipo
paralelo, trenzadas, reticuladas, rectangulares, radiales, radiales anu­
lares, etc. Quizás el trazado más característico sea el dendrítico, en
el que los afluentes form an un dibujo de tipo arborescente, de
carácter irregular (figura X VII.6).
Los ríos se caracterizan por tener un determ inado régimen, que
viene caracterizado por las oscilaciones del caudal a lo largo del
año. Se distinguen dos grandes grupos:
— Regímenes simples. Son los que tienen tan sólo dos estaciones
hidrológicas, una de abundancia y otra de escasez. Esto significa
que tienen una form a de alimentación dom inante.
Pardé distingue tres tipos:
—
—
—
Glaciar.
Nival (de montaña o de llanura).
Pluvial (oceánico y tropical).
El glaciar, propio de zonas de alta montaña, recibe la m ayor parte
de las precipitaciones en forma de nieve, por lo que en invierno
lleva aguas bajas, mientras que las aguas altas se dan tras la fusión
de las nieves, teniendo caudales m uy altos durante unas semanas.
El nival de montaña es casi idéntico, aunque el m áxim o se da
un poco antes (junio), porque la nieve que está por debajo de las
nieves perpetuas, funde antes.
En el caso del nival de llanura, propio de las zonas de clima
continental, tiene en el invierno precipitaciones sólidas. Las lluvias
de verano no son suficientes para aum entar el caudal en gran medida,
su principal form a de alim entación procede de la fusión de las nieves,
unido a las lluvias de prim avera, que pueden provocar crecidas
catastróficas.
El pluvial tiene en las precipitaciones líquidas su fuente de ali­
m entación. El tipo oceánico posee altas aguas en invierno, mientras
que en verano, aunque tam bién llueve, lleva aguas más bajas, porque
se ve afectado por la m ayor evaporación. Son ríos bastante regulares.
En el caso de los tropicales, en cam bio, el gran contraste entre
estación húm eda y seca hace que pueda haber una gran oscilación
del caudal. Los m ínim os se dan en la estación seca. En el Ecuador,
de lluvias constantes, la regularidad y ponderación son grandes,
aunque suelen observarse m áxim os equinocciales.
636
637
—
El régim en com plejo es aquel en el que se suceden varios
tipos de alimentación. Es frecuente, dado que m uchos ríos a lo largo
de su recorrido atraviesan zonas climáticamente distintas y varí re­
cibiendo afluentes, que modifican sus características.
En definitiva, el régim en fluvial es fundam entalm ente una co n ­
secuencia del clima, siendo el régim en de precipitaciones el factor
principal y decisivo en su configuración. Para su representación se
utilizan gráficos, que se confeccionan con los coeficientes mensuales
de caudal. Dichos coeficientes se obtienen dividiendo el caudal m edio
mensual por el caudal m edio anual (figura X V II.7).
d)
§O
C
La acción del río como agente erosivo
Desde el punto de vista geom orfológico, el río juega un papel
trascendental com o agente m odelador del paisaje. Su trabajo consiste
en una triple acción de erosión, transporte y sedim entación.
I
8
«
a
I
Erosión fluvial
I
<3
El río erosiona de diversas formas. Se puede distinguir:
— Acción hidráulica. Consiste en el arrastre de los materiales
—
—
—
sueltos, o que han perdido cohesión, co m o arenas o arcillas,
por la propia fuerza del agua al chocar contra el fondo y las
paredes del lecho.
Abrasión. Los materiales transportados chocan contra el fondo
y las paredes, y ejercen una acción mecánica de gran im ­
portancia, en especial sobre los materiales duros, que apenas
son afectados por la acción hidráulica. La abrasión da lugar
a form as de cierta m agnitud, com o las marmitas de gigante,
que son oquedades excavadas en el lecho rocoso.
Desgaste. El río produce un desgaste de los materiales que
transporta, que van redondeándose, e incluso llegan a pul­
verizarse. Éstas tres prim eras form as de erosión son físicas.
Corrosión. El agua realiza adem ás una acción quím ica, disol­
vente, sobre los materiales con los que entra en contacto.
Estos efectos pueden ser m u y importantes sobre rocas calizas,
si el agua es rica en anhídrido carbónico.
La turbulencia del río es m u y importante en el proceso erosivo.
Aum enta de form a significativa en las crecidas violentas, de donde
resulta que las crecidas juegan un gran papel en la erosión.
638
§
i
1s
■S
Figura X V II.7.
Ejemplos de regímenes pluvial oceánico (Miño) y nival de montaña
(Valiraj. S e g ú n M a sa chs A la ve d ra .
639
Transporte
—
Si la potencia neta es positiva, el río es capaz de transportar una
serie de materiales que constituyen la carga, llamada tam bién cauda!
Los materiales más gruesos, que no pueden ser llevados en
suspensión, perm anecen en el fondo, pero tam bién son m o ­
vilizados por deslizamiento y rodamiento a im pulsos más fuer­
tes de la corriente, y por saltación (figura X VII.8).
sólido.
La cantidad o masa de carga que el río puede transportar por
unidad de tiem po, define la capacidad de! rio, y la masa de elem entos
más gruesos define su competencia.
Cada río tiene una carga límite que es capaz de transportar, que
depende de la velocidad, del caudal y del tam año de las partículas.
La turbulencia juega un gran papel, pues cuanto m ayor sea ésta, el
río será capaz de m antener en suspensión m ayor vo lu m e n de masa
y de m ayor tam año.
El río transporta su carga de diversas form as:
—
—
En disolución es transportada una parte considerable proce­
dente de la descom posición de las rocas, en form a de sales
minerales.
En suspensión se mantienen las partículas de pequeño tam año,
co m o arenas finas o arcilla, gracias a la turbulencia y rem olinos
de la corriente. La cantidad de materiales transportados en
suspensión pueden ser m uy variable. Es especialm ente elevada
en ríos que atraviesan por regiones áridas, por la escasa
cubierta vegetal y, a m enudo, es lo que da a un río turbiedad
y cierta coloración.
La carga transportada por cada río varía notablem ente en cantidad
y en tam año, e incluso se producen variaciones dentro de un m ism o
río de unos períodos a otros y en distintos puntos de su recorrido.
Es durante las crecidas cuando el río muestra una m ayor actividad.
Cuanto m ayor es el caudal y la velocidad de la corriente, m ayor es
tam bién su capacidad de transporte.
A lo largo del curso fluvial se produce una diferenciación. Así,
en el curso alto, de más fuerte pendiente, se movilizan grandes
bloques, mientras que, según vam os descendiendo río abajo, va
decreciendo el tam año de los materiales, por decantación y por
desgaste.
Sedimentación
En el m om ento en que el río no es capaz de transportar su
carga, com ienza a depositarla. La dism inución de la velocidad de la
corriente es de suma importancia en este proceso. Al dism inuir la
velocidad se reduce la turbulencia y, consiguientem ente, la capacidad
de soportar la carga. El proceso de sedim entación es, naturalmente,
selectivo. Los materiales se van depositando, com enzando por los
de m ayor tam año, hasta las partículas más finas.
La sucesión de períodos de estiaje y crecida, y el distinto volum en
que pueden tener, hace que varíe la potencia del río y su capacidad
de carga. C o m o resultado, se observa que en los depósitos hay, a
m e n u do , mezcla de tam años según el período del que procedan.
e)
Figura X V II.8. Distribución por tamaños de ia carga transportada por ei rio. A .—
materiales transportados en disolución y suspensión. B.— materiales que constituyen
la carga de fondo y son transportados por arrastre y saltación.
640
Perfil de equilibrio y nivel de base
A partir de la erosión y la acum ulación, el río va m odelando,
desde su nacimiento a su desem bocadura un perfil longitudinal, cuya
pendiente va d ism inuyendo aguas abajo. Dicho perfil dibuja una curva
cóncava hacia el cielo, accidentada por diversas rupturas de pen­
diente.
Desde su nacimiento, el río va dism inuyendo su pendiente, según
va aum entando su caudal, por las sucesivas aportaciones de otros
ríos afluentes. Al tiem po, aumenta la profundidad y anchura del
lecho, y dism inuye la carga que transporta.
El río tiende a un objetivo inalcanzable, que es conseguir su perfil
de equilibrio (figura XVII.9). Éste se podría definir co m o una curva
641
r
otro lado va creando suaves llanuras cubiertas de materiales de
depósito.
La acción conjunta de la erosión fluvial y el m ovim iento de
derrubios, que vim os en el tema anterior, van produciendo una
evolución de las vertientes, que tiene gran importancia g eo m o rfo ­
lógica.
Formas de erosión
perfectam ente regularizada, de m o d o que en cada punto hubiera un
equilibrio perfecto entre la capacidad de transportar la carga y la de
acum ulación y, por tanto, el río fuera capaz de transportar toda la
carga procedente del curso alto, sin excavar ni depositar. En último
extrem o, invertiría toda su energía en vencer el rozam iento, sin
erosionar, transportar ni depositar.
El nivel de base es el punto más bajo de cada sector de un río.
Si se considera en su totalidad, es la desem bocadura.
La consideración del nivel de base ha d ado lugar a la form ulación
de teorías en el sentido de que si éste desciende, el río reactiva
su erosión de form a rem ontante, y si asciende, el río realiza un
aum ento de su sedim entación, tam bién remontante. En realidad, está
dem ostrado que ésto sólo ocurre en distancias pequeñas y sobre
materiales blandos.
A lo largo de su evolución, el perfil va tendiendo a la búsqueda
del equilibrio, de suerte que se produce una regularización, tendente
a suavizar las pendientes dem asiado fuertes por ablación y a aum entar
las pendientes débiles por acum ulación. Ta l regulación se realiza por
sectores y, desde luego, es más sencilla en la parte baja del río,
repercutiendo luego aguas arriba. El nivel de base marca siem pre
— Valle fluvial. El río al excavar va produciendo una hendidura,
que es el com ienzo de la form ación del valle fluvial, limitada por
dos laderas o vertientes.
El valle puede ser sólo una hendidura profunda, un corte de
sierra entre laderas verticales, tal co m o lo ve m o s en las gargantas.
Pero, por lo general, las laderas se van haciendo más suaves a
m edida que el valle se ensancha.
H ay una estrecha colaboración entre el trabajo del río y el m o ­
vim iento de masas en las vertientes. El material rem o vido en ellas
se desplaza hacia la zona inferior, y el río se encarga de su evacuación
co m o carga. De esta form a, las vertientes van evolucionando hacia
una oblicuidad cada vez m ayor. Los afluentes, que se van desarro­
llando desde una inicial concentración de la arroyada en las vertientes,
contribuyen al ensancham iento del valle principal, conform ando sus
propios valles afluentes.
— Lecho fluvial. Dentro del valle, las aguas circulan concentradas
en un lecho y, norm alm ente, co m o vim os, se organizan en redes.
El lecho es el espacio ocupado por las aguas. En él se distinguen:
Lecho mayor. Es el lecho m áxim o, ocupado en caso de crecida.
T a m b ié n se le llama lecho de inundación, llanura de inundación
o llanura baja aluvial. Suele estar cubierto por limos.
— Lecho ordinario. Es el que está norm alm ente ocupado por las
aguas, delim itado por las márgenes. Ta m b ié n se le llama lecho
menor. Con frecuencia aparece accidentado por aluviones, de­
—
el límite del trabajo erosivo del río.
—
f)
Formas resultantes de la acción fluvial
La acción del río, en lo referente a las form as de relieve, es
constructiva y destructiva. El río produce la form ación de valles
fluviales, que van ensanchando y suavizando sus vertientes, y, por
pósitos de cantos rodados, e incluso, puede haber alguna
vegetación.
Canal de estiaje. Es el sector siem pre su m ergido, ocupado por
las aguas bajas (figura X V II.10).
Las dim ensiones del lecho dependen del caudal. Su fondo está
constituido por la roca in situ, que, norm alm ente, aparece cubierta
de materiales que el río ha transportado, de m o d o que aquella sólo
643
642
Figura XVII. 10.
Corte esquemático de un ¡echo fluvial.
se muestra al descubierto en las m árgenes y en algunos aflora­
mientos, que pueden estar tallados por los torbellinos, co m o en el
caso de las marmitas de gigante.
Los materiales son cantos rodados, que van desde los gruesos
bloques de las partes altas del río, a los finos materiales cercanos
a la desem bocadura, lo que se explica por el progresivo desgaste
y, sobre todo, porque, según decrece la pendiente, los materiales
se van decantando por su peso.
El canal de estiaje siem pre presenta dentro del lecho un trazado
sinuoso, siendo de destacar que en cada curva hay un sector más
profundo, que recibe el nom bre de surco.
El lecho presenta a m enudo unas sinuosidades que revisten es­
pecial interés. Son los m eandros, definidos por algún autor co m o
sinuosidades de trazado, que se aparta de su dirección de escorrentía
sin m otivo aparente, para volver a ella después de describir una
pronunciada curva. Su nom bre procede del río M endere, en Asia
M enor, en el que son m u y abundantes.
Los m eandros suelen darse en tram os cortos, y aparecen tanto
en ríos tranquilos, co m o en cursos rápidos (figuras X V II.11 y X V II.12).
En el m eandro se produce una constante transform ación, ya que su
margen cóncava va siendo erosionada, por la corriente principal, que
pasa próxim a a ella, mientras que en la margen convexa se van
acum ulando materiales. El perfil de las dos orillas es distinto: el de
la cóncava abrupto, y el de la convexa, suave. Poco a poco, el río
se va desplazando hacia la m argen cóncava. Cada curva se va
ensanchando de form a lateral y aguas abajo, de m o d o que va
Figura XV II.11,
Figura X VII. 12.
Meandros de un río. Obsérvese eí contraste entre ía orílle rnn
/ ía convexa deí meandro. (Fotografía R a y-D e lve rt.)
<=oncava
Meandros en un vaííe de montaña. Pirineos. (Fotografía P G o nzález
Y a n ci.)
644
645
produciéndose un desplazam iento del cauce hacia la parte inferior
(figura X V II.13).
A veces ocurre que dos m eandros próxim os se llegan a estran­
gular, de m o d o que el antiguo m eandro queda co m o un brazo muerto,
constituyendo lo que se llama un meandro abandonado (figura
X V II.14).
Hay dos tipos principales de m eandros: los de valle, o encajados,
en los que las curvas descritas por el valle coinciden con las del
m eandro y m eandros divagantes, o de llanura, cuyas sinuosidades
son independientes de las del valle.
La form ación de los m eandros es un tema en el que se han
intentado m uchas explicaciones. H ubo un tiem po en el que se creyó
que sólo se gestaban en zonas llanas, donde el río no excava, sino
que deposita material. No es así. El m eandro constituye una forma
de excavación y se da en zonas diversas. Para que se form e son
precisas ciertas prem isas, com o que las condiciones del roquedo
sean hom ogéneas. El caudal, la carga y las crecidas juegan, sin
duda, un im portante papel en su form ación.
Figura XVII. 13. Esquema de meandro. A .— orilla convexa, de suave pendiente en ia
que ei río deposita. B.— orilla cóncava, de abrupta pendiente, en ia que el río excava.
Figura XVII. 14.
646
Figura XVII. 15.
Formación de un meandro abandonado.
Cascada del Gran Cañón del río Yellowstone. Foto M . P. G onzález
Y anci.
647
En el lecho del río, en su curso alto y m edio es frecuente un
accidente de gran vistosidad: los saltos de agua. Se producen cuando
el río tiene que salvar un desnivel brusco en su cauce. Si sus
dim ensiones son grandes y se desarrollan en una serie de peldaños
se denom inan cascadas (figura XVII. 15) y si el desnivel es m uy
grande y hay un gran volum en de agua, cataratas. Con el paso del
tiem po tienden a retroceder aguas arriba y a suavizarse por efecto
de la erosión vertical del río, pudiendo sufrir desplom es por horadam iento de la base del escalón. C uando la erosión es fuerte tienden
a desaparecer, y el río adopta la form a de rápido, deslizándose con
carácter torrencial.
Las cascadas se form an co m o consecuencia de la tectónica (for­
m ación de fallas), por cam bios de nivel de base del río, o por
diferencia de dureza entre los materiales (alternancia de estratos
duros y blandos).
Formas de acumulación
Los materiales que el río deposita reciben el nom bre de aluviones.
Los principales depósitos fluviales dan lugar a tres form as to p o g rá ­
ficas:
— Conos aluviales. Cuando la velocidad de la corriente fluvial
dism inuye, porque la pendiente pierde inclinación, el río deposita su
carga. Así, se form an los conos aluviales cuando el río, procedente
de una zona elevada, llega a unas tierras bajas (figura XVII.4).
El cono aluvial tiene form a triangular, con el vértice superior en
la boca del valle y el lado opuesto apoyado en las tierras bajas.
Existen conos aluviales de ínfimas dim ensiones y otros que al­
canzan varios kilómetros cuadrados. Se form an sobre todo por c o ­
rrientes fluviales intermitentes (torrentes) y son especialm ente notables
en regiones áridas y semiáridas.
— Deltas. La detención del agua del río, al llegar al mar, provoca
la acum ulación de aluviones, que se depositan en el fondo y van
form ando una plataforma marina, por la que el río mantiene su
cauce. Es el delta (tema XIX ).
No se form an en todas las desem bocaduras; la m ayoría de los
grandes deltas están en litorales d onde las corrientes marinas son
débiles o inexistentes.
Los deltas presentan variadas form as: triangulares, digitados, etc.
y, a m enudo, tienen varios canales de desagüe. Ta m b ié n son distintos
en la velocidad de crecim iento, que puede ser m u y lenta o alcanzar
hasta los 60 m etros/ año.
648
—
Las llanuras aluviales. En el curso m edio, y, sobre todo bajo,
los ríos corren, a m enudo, por zonas de poca pendiente, d o nde es
frecuente que, al depositar la carga que llevan, form en llanuras
aluviales o de inundación, que son valles am plios, de fondo plano
cubierto de aluviones. En esta llanura (a la que en castellano suele
llamarse vega) el río corre por un canal y, sólo esporádicam ente,
inunda toda la llanura, depositando de nuevo, al retirarse, una fina
película de aluviones.
Con el tiem po, al ir acum ulando sedim entos, el río corre en un
nivel más alto que las zonas contiguas, con lo que al producirse
una crecida, las aguas se dispersan a a m bos lados, pudiendo provocar
catastróficas inundaciones.
El trazado del río sobre la llanura de inundación adopta dos
form as posibles. Bien form a cauces anastom osados, esto es, con
bifurcaciones frecuentes, entre cuyos brazos se acum ulan depósitos
de gravas, llamadas barras longitudinales, o bien discurre form ando
caprichosos m eandros. El prim er caso es frecuente en las partes
más altas de los cursos m edios.
Las llanuras de inundación son, a m e n u do , erosionadas por el
propio río, que se encaja en ellas, dando lugar a la form ación de
las llamadas terrazas fluviales.
Si observam os el perfil transversal de un río p odem os advertir
la presencia de pequeños escalones, a m o d o de peldaños, a am bos
lados del cauce. Constituyen las terrazas.
En esencia, una terraza es un antiguo lecho abandonado, porque
el río ha excavado y circula más abajo, de m o d o que tiene un nuevo
lecho inferior. La m ayor parte de las terrazas están excavadas sobre
los depósitos aluviales y están form adas por cantos rodados, arcillas
y arenas: son terrazas aluviales. Otras veces falta la capa aluvial y
la terraza es rocosa, excavada directamente en el substrato rocoso.
No es una terraza propiam ente dicha, para algunos constituyen lo
que llaman rellanos de roca in situ. Ta m b ié n se conocen co m o
terrazas encajadas y terrazas escalonadas. Las prim eras son aquellas
que se form an en la masa de aluviones, mientras que las escalonadas
se esculpen en la roca. Éstas presentan un talud rocoso y sobre él
una capa de aluviones (figura X V II.16).
La génesis de las terrazas ha sido m uy debatida, existiendo
diversas teorías sobre su form ación. Una hipótesis propone un origen
tectónico. El aum ento de la actividad erosiva del río estaría m otivado
por un levantamiento, que haría aum entar el valor de la pendiente.
En otra teoría la causa sería el ascenso y descenso del nivel
m arino, que conlleva cam bios en el nivel de base del río.
La más generalizada acepta hoy que la m ayoría de las terrazas
actuales, las m ejor conocidas, están ligadas a las glaciaciones, pro649
m ejor las de los tram os rectos del río, pues en las zonas en que
éste forma m eandros el valle va ensanchándose y se destruyen las
terrazas. Su importancia geográfica es grande, ya que constituyen
zonas llanas, aptas para el cultivo, e idóneas para la ubicación de
ciudades, trazados ferroviarios, carreteras, aeropuertos, etc.
Por encim a del nivel de la terraza más alta suele aparecer una
superficie horizontal, cubierta por canturrales, que corresponde a una
época de depósitos de arroyada de finales del Plioceno, anterior a
la form ación de terrazas, en las que se encajó la red fluvial cuaternaria.
Es la raña.
Valle
muerto
Figura
XVII. 16.
Terrazas fluviales. A . — escalonadas. B.— encajadas. De Viers «Geo­
morfologia».
ducidas por las variaciones climáticas del Cuaternario (trataremos las
glaciaciones en el tema de G eom orfologia Climática y en la erosión
glaciar). En los períodos intergiaciares, los ríos acarreaban y d e p o ­
sitaban gran cantidad de aluviones. En los períodos glaciares, la
retención de agua en los continentes hacía que el nivel del mar
descendiera, variando el nivel de base del río, que activaba su
capacidad erosiva, encajándose en su lecho.
Lo que aparece ante nuestros ojos son unas fajas de terreno
relativamente plano a los lados de los ríos, limitadas por un escarpe.
En las m ejor conservadas aparecen cuatro niveles de terrazas, pero
con frecuencia están destruidas, al m enos en parte, conservándose
m ejor las que están form adas en la propia roca in situ.
Hay que tener en cuenta que las más antiguas son las más
elevadas y las más m odernas las más cercanas al río. Se conservan
650
Figura XV II. 17.
Capturas por retroceso de la cabecera (1) y por derrame (2) según
Derruau.
651
g)
Capturas y encajamiento
Hasta aquí hem os visto las principales form as de relieve p ro ­
ducidas por la actividad fluvial. C o m o conclusión, citarem os breve­
mente dos fenóm enos que presentan cierto interés: las capturas
fluviales y el encajamiento.
La captura consiste, en esencia, en que una corriente se apodera
de otra, que hace suya. Puede producirse por:
—
—
Retroceso de la cabecera. Si hay dos corrientes que circulan
con trazado perpendicuar entre sí, estando una a nivel más
alto que la otra, una activa erosión remontante de la situada
más abajo puede alcanzar a la del nivel superior, que cambia
su dirección pasando al valle prim ero y dejando seco el resto
de su valle original. Tra s la captura, en el trazado del río se
observa un brusco codo de captura, que se hace m u y patente
en un mapa (figura X V II.17).
Por derrame. En la m ism a situación, si el río que corre por
la parte más alta tiene un gran volu m e n de aluviones, que
producen una elevación de su lecho, puede cam biar su di­
rección com o un torrente, dirigiéndose hacia la zona más baja,
en el valle del río vecino.
En am bos casos, quedan abandonados los antiguos valles del río
capturado.
Otro fenóm eno curioso es el del encajam iento, que nos conduce
al concepto de redes heredadas y al desacuerdo entre el relieve y
la estructura.
A m enudo puede verse que un río atraviesa una masa de rocas
duras «cortándolas» por una estrecha garganta. Para explicar estas
anomalías hay dos hipótesis (figura X V II.18):
—
O ue el río circulara por una zona en la que hubiera una notable
diferencia entre la estructura del interior y la superficie. El río
dibujó su trazado en los blandos materiales superficiales y al
ser erosionado el terreno, y aparecer debajo otros de distinta
dureza y estructura, m antuvo su trazado original, aunque re­
sultara inadaptado. Se conoce co m o epigénesis o sobreim-
posición.
—
652
Que se haya producido un levantam iento del terreno m u y lento
y simultáneo a la acción del río, que iba excavando al tiem po
que el terreno se elevaba. Es lo que se denom ina antecedencia.
Figura XVII.18.
Antecedencia y sobreimposición. De P. Plans et alter.
U n ejem plo de sobreim posición m u y conocido es el fam oso torno
del Ta jo , en To le d o . U n gran m eandro del río rodea una zona de
rocas duras metamórficas, donde se asienta la ciudad.
h)
Relación de los ríos con la tectónica
Una observación de los grandes ríos actuales muestra evidentes
relaciones entre su trazado y la tectónica. Con cierta frecuencia, los
ríos se instalan en fosas tectónicas, localizadas unas al pie de los
o ró gen o s y otras relacionadas con bordes continentales constructivos
(tema X IV ). Es el caso de ríos co m o el Po, el Ganges y el A m azonas.
653
Otros, co m o el Mississipi, el Nilo o el Danubio, m uestran, en sus
largos recorridos por el continente, cierta independencia de la e vo ­
lución tectónica, aunque, al m enos en algunas partes, sí qüe se
observa relación (por ejem plo los ríos tienden a encajarse en las
zonas recorridas por fallas). Nuestros principales ríos peninsulares
ocupan sendas fosas tectónicas (Ebro, Duero, Ta jo y Guadalquivir).
Si se trata de fosas tectónicas subsidentes, los ríos tienden a
depositar sedim entos, que van rellenando la fosa a m edida que se
hunde. En este caso no pueden form arse terrazas. Las terrazas se
vinculan, por el contrario, a ríos que corren por zonas estables o
que se levantan.
En conclusión hoy resulta evidente para m uchos científicos la
vinculación entre algunos grandes ríos y lagos con la tectónica de
placas. De m o d o que su aparición, duración y desaparición, d e pen­
derían, en buena m edida, de la ruptura, deriva y colisión de los
continentes y del levantam iento de cadenas orogénicas.
1.5.
La teoría del ciclo de erosión de Davis
Los ríos, las aguas corrientes en general, son, sin duda, unos de
los más activos agentes erosivos. Precisamente por ello, a partir de
los aspectos erosivos de los valles fluviales, el geo m orfólogo nor­
team ericano W.M. Davis (1850-1934) ideó una teoría, que pretendía
explicar la génesis y evolución de la m ayor parte de las unidades
geom orfológicas del globo.
Dicha teoría consiste, a grandes rasgos, en que, dada una región
de relieve pronunciado, a partir de los ríos y de la erosión de las
vertientes, se va produciendo un desgaste, que termina por dejar
convertida la zona, a través de períodos de tiem po m u y largos, en
un relieve insignificante. Un cam bio brusco puede hacer que la región
vuelva a levantarse y a com enzar un nuevo ciclo erosivo, similar al
inicial.
Davis com para la evolución del relieve a la vida anim al, con una
sucesión de juventud, madurez y vejez, en un orden irreversible.
Entiende, por tanto, que en la Naturaleza se suceden breves m o ­
m entos de construcción del relieve y largos m om entos de destrucción
del m ism o, que lo convierten en un relieve aplanado (peniplanización).
La fase última daría lugar a la aparición de la penillanura. Lo llamó
ciclo de erosión normal, puesto que la erosión estaría regulada por
la acción fluvial en am biente húm edo, es decir, el tipo de erosión
predom inante en los países te m p la d o -h úm ed o s, que era para Davis
lo norm al.
654
Resulta un m odelo tan claro y sencillo que hizo escuela. Se
difundió por todo el m u n d o y constituyó, por m u cho tiem po, un
auténtico principio indiscutible. Incluso la teoría se am plió a regiones
donde la erosión principal no dependía de las aguas corrientes, y
hablaron de ciclo litoral, ciclo kárstico, etc. apuntando la idea de la
diferenciación climática, pero siem pre con el m ism o esquem a.
Las críticas a la teoría del ciclo de erosión han sido m uchas y
en la actualidad ya no puede sostenerse. Desde m ediados de este
siglo se revisaron los principios de Davis y se evolucionó hacia el
estudio de sistemas morfocUmáticos, dando al clima toda la enorm e
importancia que tiene en la elaboración de las formas del relieve y
no concediendo a la erosión fluvial el papel determ inante que se le
daba con Davis y sus seguidores. No obstante, aún existen partidarios
de esta teoría y es frecuente encontrar libros de texto en los que
se mantiene presente.
Por otro lado, es innegable el valor del geógrafo Davis, al que,
sin duda, se puede considerar el padre de la Geom orfologia, pues
fue el prim ero en organizar en un sistema coherente los conceptos
que pueden aplicarse al estudio del relieve. Del debate entre sus
partidarios y sus oponentes han surgido los puntos de apoyo de
una renovación m u y fecunda de la Geom orfologia.
1.6.
Erosión areolar
La erosión producida por las aguas corrientes es, sin duda, la
que nos resulta más familiar. Se le da el nom bre de erosión lineal,
porque el triple trabajo erosivo se da en el lecho del río (esculpido,
transporte, sedim entación). Antes de pasar a los restantes agentes
erosivos vam os a fijar un m om ento la atención en otras form as de
erosión en la que no es el río el agente m odelador. Se trata de la
erosión areolar, que da lugar al desarrollo de dos form as principales:
—
El glacis. Consiste en una especie de rampa, suavem ente
inclinada, que descansa, por lo general, sobre un relieve m ontañoso.
Puede tener grandes dim ensiones o ser de alrededor de dos o tres
kilómetros de largo, co m o en el caso de los de A ra gó n , pero siem pre
tiene una pendiente suave, que no sobrepasa los 8° de desnivel.
En su perfil longitudinal tiene una form a ligeramente cóncava, que
suele resultar im perceptible y en el transversal son rectilíneos.
El contacto entre el glacis y la zona elevada es variado. Puede
ser una clara línea de rotura, que en el mapa aparece co m o una
recta o penetrar en los valles form ando una especie de «g o lfo s» en
655
los relieves grandes. Si el relieve es m ediano la vertiente se funde
con el glacis. Por el lado contrario, la parte baja, a m e n u do , se une
a un valle, a una llanura de inundación o term inan en una especie
de «p layas», con lagunas interiores tem porales, que al secarse dejan
depósitos salinos.
En la m ayoría de los glacis no se conserva la form a original,
sino que están posteriorm ente disecados por la erosión lineal. Suelen
estar cubiertos por un m anto aluvial, de espesor desigual, que puede
tener unos decím etros o algunos metros. Si cubre todo el substrato
rocoso se llaman glacis cubiertos y si su espesor es de más de 10
metros se habla de glacis de acumulación. Estos materiales son
heterogéneos, limos finos y grandes bloques poco rodados y poco
pulidos, porque han sido m ovilizados de form a brusca en grandes
crecidas, m ezclados con barros.
Su form ación es un problem a com plejo y no hay aún nada
definitivo para explicarlos. La mayoría de los que hoy cono cem o s
son herencia del pasado. Parece claro, no obstante, que el agente
m odelador ha sido el agua, pero siendo inoperante la erosión lineal.
Para m uchos, la causa ha sido la acción de la arroyada en manto,
resultado de precipitaciones cortas y abundantes (sheet flood). Para
otros, la génesis del glacis se debe a la arroyada difusa (rill w ash),
la acción de múltiples canales poco profundos, que form an riachuelos
anastom osados y divagantes, que no excavan, pero realizan una
labor de zapa lateral.
Probablem ente el glacis se form a por un conjunto de procesos,
en los que no puede descartarse la disolución previa.
Figura XVII.19.
656
Glacis de erosión. Según Viers «Geomorfologia».
Los glacis más destacables se dan en países áridos o sem iáridos,
pero no faltan en la región mediterránea glacis actuales, e incluso
los hay en regiones tropicales con estación seca. Los más antiguos
situados en regiones tem pladas, se suponen form ados bajo climas
secos, con precipitaciones escasas, pero violentas (figura X V II.19,
XV11.20 y XVII.21).
Figura X V II.20.
Glacis (1) Pediment (2) Monte-isla o inselberg (a) y knick (b).
Figura XVII.21.
Glacis.
(Fotografía P. González Yanci
657
— Los pedim ents. Se pueden definir co m o glacis m odelados
sobre roca uniform em ente dura (figura X V II.20). Su form a es similar
a la del glacis, pero con diferencias com o que el contacto con la
pendiente es brusco, recibe el nom bre de knick y constituye una
muesca de erosión en el macizo m ontañoso.
Los pedim ents no suelen tener cobertura aluvial destacable. En
su génesis hay que adm itir una etapa de intensa alteración, con
disgregación mecánica y quím ica de las rocas, sobre la que actuaría
la arroyada en manto y en surcos.
Se dan en regiones desérticas y subtropicales con estación seca,
sin que sea necesario para explicarlos que haya violentas crecidas,
ya que las alteritas (rocas alteradas por disgregación mecánica y
quím ica) pueden ser evacuadas con facilidad.
En los glacis y pedim ents aparecen frecuentem ente inselberg
(m ontes-isla), que son m acizos aislados, de vertientes rocosas y
pronunciadas, que pueden alcanzar algunos centenares de metros
de altura. Son relieves residuales tallados en roca más resistente
por su com posición mineralógica, o m enos diaclasada que el resto,
pero nunca m u y diferente de lo que la rodea.
Para concluir este tema va m o s a dedicar unas líneas a otra forma
de gran im portancia:
— La penillanura. H em os com entado al hablar del ciclo de erosión
de Davis que éste terminaría en un allanamiento del relieve que
constituiría la penillanura ideal. Es decir, sería la fase final del lar­
guísim o proceso del ciclo de erosión.
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En la realidad existen penillanuras que no se ajustan a este m odelo
ic|eal. Son suaves superficies levemente onduladas que suelen cortar
rócas y estructuras variadas, por lo que se las llama superficies de
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elisión.
5
Suelen estar cubiertas por materiales que unas veces son alteritas,
o sea materiales procedentes de las rocas alteradas mecánica y
quím icam ente in situ, y otras son mantos aluviales de materiales
diversos, que han tenido que ser transportados y depositados por
corrientes difusas y divagantes. H o y se cree que estas grandes
superficies de aplanam iento se han fo rm a do por sucesivas crisis
erosivas, que acom pañan a los cam bios climáticos. En su mayoría
se han desarrollado durante el Terciario. Hay autores que opinan
que el proceso real consiste en que las vertientes van retrocediendo
paralelas a sí m ism as, dejando una superficie residual casi plana,
que genera lo que se denom ina una pediUanura.
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659
658
T E M A X V III
LOS GRANDES A G EN TES DE LA EROSIÓN II
ESQ UEM A /R ESU M EN
Introducción
1.
Los glaciares.
1.1.
Form ación del glaciar.
1.2.
T ip o s de glaciares.
a)
b)
1.3.
Flujo glaciar.
—
—
—
—
1.4.
Islandsis o glaciares regionales.
Glaciares locales.
Evidencias del m ovim iento.
Condiciones para que se inicie el m ovim iento.
M edición del desplazam iento.
Glaciares activos, pasivos y residuales.
Labor erosiva del glaciar.
—
—
—
Erosión, transporte y sedim entación.
A brasió n, pulido.
Factores de la labor erosiva.
- Espesor del hielo y velocidad.
- Resistencia de la roca subyacente.
- Abundancia de materiales transportados.
- Alteración preglaciar.
- Valor de la pendiente.
—
—
M orrenas.
Ablación y fusión.
661
1.5.
Formas de relieve resultantes de la acción glaciar (ultraglaciaristas, antiglaciaristas y transaccionistas).
a)
Acción de los glaciares de montaña.
- Circos.
- Valles en artesa.
- Valles colgados.
- M icrom odelado de fondo.
—
—
—
Dunas.
Loess.
3.
Erosión antròpica.
4.
Los sistemas morfogenéticos.
Semejanza con los de montaña.
Fiordos y strandflat.
Barros glaciares.
Morrenas.
Drumiim s.
Depósitos fluvioglaciares.
Kame.
O s y esker.
Lagos.
Las glaciaciones.
—
—
—
—
Günz.
Mindel.
Riss.
W ü rm .
El viento.
2.1.
El movim iento del aire.
2.2.
A cción erosiva del viento.
a)
b)
2.3.
662
Formas de acumulación eòlica.
De acumulación.
—
—
—
—
—
—
—
2.
2.5.
Depresiones de deflacción.
Reg.
Acción de los casquetes glaciares.
-
b)
Formas de erosión producidas por la acción del viento.
—
—
De erosión.
—
1.6.
2.4.
Deflacción.
Abrasión o corrasión.
Factores condicionantes de la erosión eòlica.
663
INTRODUCCION
Los materiales movilizados en las vertientes van siendo trans­
portados, hacia zonas de sedimentación marinas o continentales, por
varios agentes, que evitan que el relieve quede sepultado por los
propios productos de su erosión. Éstos son, además de las corrientes
de agua, que hem os analizado en el tema anterior, los glaciares, el
viento y los seres vivos, que va m os a estudiar en este tema.
1.
LOS GLACIARES
Los glaciares, que resultan de acumulaciones de hielos, a m e n u do
de gran espesor, son agentes erosivos de notable eficacia y origi­
nalidad.
Existe una disciplina científica, la Glaciología, que se ocupa de
su estudio, aportando a la Geomorfologia datos valiosísimos sobre
sus características y actividad. Datos imprescindibles para analizar su
comportamiento c o m o agentes geomorfológicos, que es c o m o real­
mente nos interesan aqui.
Su marco de acción es m u cho más reducido que el de las aguas
corrientes. Afecta tan sólo a un 10 por ciento de la superficie
continental. H o y en dia están limitados a las altas latitudes y a las
zonas más elevadas de las cordilleras, con un limite altitudinal más
alto cuanto más cercanas están al Ecuador. En el pasado, su extensión
fue m u y superior a la actual, más de la cuarta parte de las tierras
emergidas, de m o d o que los efectos de su actividad erosiva se
extienden a zonas m ucho más amplias que las hoy cubiertas de
hielo, lo que nos permite contemplarlas en su evolución.
665
1.1.
Form a ción del glaciar
Los glaciares son masas de hielo, que por influencia de la gra­
vedad, se deslizan desde su lugar de formación hasta zonas más
bajas, dado que el hielo, acum ulado en grandes espesores, se c o m ­
porta c o m o un material plástico.
La formación comienza por una acumulación de nieve. La nieve
es un conglom erado de cristales microscópicos de agua sólida, de
carácter m u y poroso, pues contiene m u cho aire entre los cristales.
Su densidad es m u y baja, en torno a 0,1 gr/cm®. Al acumularse, el
propio peso la va apelmazando, al tiempo que se produce un fe­
nóm e n o de fusión parcial y sublimación, de m o d o que unos cristales
crecen a expensas de otros. Se forma así el nevé o neviza, que
tiene una densidad de 0,6 gr/cm^ y, en fases sucesivas, al expulsarse
to do el agua de los intersticios, el hielo, de densidad desde 0,8 gr/
cm® hasta un m á xim o de 0,92 gr/cm^, que corresponde al azulado
hielo glaciar.
Este hecho necesita de algunas condiciones para que se produzca.
Es necesario que la cantidad de precipitación sea suficiente, y que
la cantidad total caída en invierno, supere a la fundida y evaporada
en el verano. Las zonas más adecuadas son las de pendiente suave
y las depresiones protegidas del viento y del sol.
Las condiciones necesarias se dan actualmente tan sólo en las
regiones árticas y polares y en las montañas por encima del llamado
nivel de las nieves perpetuas, nivel que varía con la latitud.
1.2.
Tipos de glaciares
Hay toda una tipología
p o d e m o s distinguir;
a)
de
glaciares.
Atendiendo
a su forma
Inlandsis o glaciares regionales
Son grandes extensiones de hielo en forma de casquete, con
perfil ligeramente convexo. Actualmente hay dos grandes inlandsis;
sobre la Antártida (13 millones de Km^ y 4270 m. de altitud) y sobre
Groenlandia (1,8 millones de Km^ y 3420 m. de altitud).
Estas enorm es capas de hielo no siguen las formas del relieve,
ni una dirección determinada de la pendiente. Se m ueven desde la
zona en que el hielo es más espeso y recubren ei relieve de manera
uniforme, dejando a veces ver las cumbres más elevadas (lo que
los esquimales llaman nunataks). Llegan hasta el mar, en el que
penetran varios kilómetros creando plataformas flotantes, que acaban
666
en grandiosos acantilados de hielo, desde los que se desprenden
enormes iceberg (bloques de hielo glaciar flotando en el mar).
El inlandsis antàrtico tiene su centro en el Polo Sur, mientras que
el de Groenlandia está notablemente desplazado del Polo Norte, lo
que parece demostrar que para que se formen es preciso que exista
una gran área de tierra elevada (recordemos que el Polo Norte está
ocupado por un mar).
Los casquetes glaciares mantienen temperaturas m u y bajas, entre
los - 2 5 y - 4 0 ° C , de m o d o que hay m u y pocos fenóm enos de
fusión y recongelación. La nieve se transforma lentamente en hielo,
por lo que están cubiertos de una espesa neviza, pese a que hay
m u y poca realimentación de nieve y a que soplan vientos violentos.
La escasa alimentación actual no puede explicar tan vastas ex­
tensiones de hielo, lo que mueve a m uchos a creer que son herencias
del pasado. Existen pruebas convincentes de que durante el Pleis­
tocene buena parte de Europa, Norte de Asia y Am érica, estuvieron
cubiertas por inlandsis similares a los citados.
b)
Glaciares locales.
Un segundo grupo son los llamados, glaciares locales, con varias
formas.
Los llamados glaciares locales de casquete son de pequeño ta­
maño, pero similares a los anteriores, con cierta independencia del
relieve sobre el que se encuentran. Tie ne forma de montaña y pueden
emitir lenguas divergentes.
Por el contrario, m u y relacionados con el relieve subyacente están
los glaciares que se forman en las zonas de alta montaña de las
latitudes medias. En determinadas áreas, equivalentes a la cuenca
de recepción de un torrente, se acumula la nieve, que llega a
transformarse en hielo. Es ei circo glaciar, una zona deprimida,
rodeada de paredes rocosas.
Si las condiciones son adecuadas y el volu m e n de hielo es grande,
desde el circo sale una lengua de hielo móvil, que se desplaza,
inscrita en un valle, al que rellena. A g u as abajo se produce la
convergencia de varias lenguas, que constituyen un gran aparato
glaciar. En las zonas montañosas cuyas alturas sobrepasan poco el
límite de las nieves perpetuas, hay tan sólo glaciares de circo, pero
en las grandes cordilleras y en las altas latitudes se dan impresio­
nantes glaciares de valle (figura XVIII.la y b). En la actualidad hay
lenguas que miden en conjunto hasta 120 Km. en Alaska, mientras
que en los Alpes el m ayor glaciar, el de Aletsch, alcanza tan sólo
33 Km.
667
Cuando lenguas bien alimentadas llegan hasta una zona baja,
saliendo del valle estrecho, se expansionan en lo que se llaman
lóbulos de piedemonte. El mejor ejemplo de este tipo, hoy escaso,
es el glaciar de Malaspina, en Alaska. En estos glaciares adquieren
gran importancia los fenóm enos de fusión.
Los glaciares locales tienen temperaturas cercanas a cero grados,
por lo que se dan en ellos fenóm enos activos de fusión y recon­
gelación. Las lenguas suelen estar recubiertas de una fina neviza y
surcadas por multitud de grietas (seracs) y oquedades. Dada la
importancia de la fusión, se produce en los glaciares una circulación
de agua superficial, e incluso interna, que colabora en la erosión,
arrastrando materiales, pero que tiene una importancia pequeña, dado
lo limitado del período en que se produce.
1.3.
Figura XVIII. 1.
668
Glaciares de valle, a. Glaciar del Monte Rosa. (Italia), b. Glaciar de
Aletsch. (Suiza). Fotos P. G o n zá le z Yanci.
Flujo glaciar
Los glaciares tienen movim iento, que es esencial para que ejerzan
su labor erosiva. El movim iento se evidencia por señales externas
co m o formación de grietas por la tensión del movim iento superficial
por los avances y retrocesos del frente, constatados en épocas his
tóricas, por el desplazamiento de objetos situados en su superficie, etc
El movim iento comienza cuando el hielo tiene un espesor sufi
ciente, unos 15 metros, y la pendiente es de, al menos, 10°. La
velocidad no es, en absoluto, uniforme. El espesor y la pendiente
son factores decisivos para controlar el flujo del hielo. H oy se mide
la velocidad a través de testigos radiactivos y por fotogrametría. La
velocidad de desplazamiento es m u y variable, los glaciares de valle
no alcanzan, por término medio, más de unas decenas de metros
al año, aunque a veces se registran valores excepcionales. La ve ­
locidad del flujo es 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 [ablación = fusión y evaporación de la nieve y
el hielo). Ta m b ié n opinan m uchos geólogos que disminuye en pro­
fundidad. No obstante, no existe acuerdo sobre m uchos de estos
aspectos, incluyendo el mecanismo que produce el movim iento del
hielo.
Considerando el aspecto dinámico de los glaciares, existe también
diversidad; hay un tipo activo, bien alimentado, potente y que resulta
rápido evacuador, frente a un tipo pasivo, delgado y lento, de poco
caudal. Un tipo intermedio lo constituyen los glaciares residuales,
que permanecen prácticamente estancados y sólo se mueven dé669
bilmente por acción de la gravedad, c o m o es el caso de los diminutos
glaciares pirenaicos.
Por lo general, en los glaciares simples, hay un estado de equilibrio
entre la velocidad de acumulación, en la parte superior, y la de
ablación en la inferior. Hay una tendencia a que se mantengan
constantes tanto la longitud c o m o el área transversal del glaciar.
1.4.
La pendiente. Indudablemente, el poder erosivo es m u c ho
m ayor cuando se concentra en un valle de notable pendiente,
que en una amplia y suave superficie, don d e actúa en forma
de manto.
Labor erosiva del glaciar.
No es fácil estudiar la labor erosiva del glaciar, puesto que el
propio hielo lo dificulta. Gracias a las formas erosivas que han
resultado de la acción de glaciares ya desaparecidos, p odem os, no
obstante, reconstruirla.
Los glaciares resultan agentes erosivos de una eficacia que de­
pende de su dinamismo. Su trabajo es realizado, c o m o en el caso
de las aguas corrientes, a través del triple mecanism o de erosión,
transporte y acumulación.
Por sí mism o, el hielo tiene poco poder para erosionar rocas
compactas, pero su movim iento comienza enseguida a engullir y
arrastrar fragmentos sueltos de rocas. El paso del hielo sobre una
roca emergente y diaclasada, hace que los fragmentos sean separados
y luego arrastrados. Esta carga, que se va acum ulando en el hielo,
lo convierte en una gigantesca lima, cuyos dientes son los fragmentos
de roca englobados. El efecto producido recibe el nom bre de abra­
sión. Los mayores fragmentos estrían el fondo y las paredes, siendo
ellos mismos, a su vez, aplanados y estriados. M enos frecuentes
que las estrías son las acanaladuras, de mayores dimensiones. Sobre
las rocas cristalinas y calizas compactas, la acción abrasiva da lugar
a un efecto de pulido, que deja la superficie de la roca lisa y brillante.
Naturalmente en las fisuras, diaclasas y fracturas de las rocas se
pueden producir fenóm enos de recristalización del hielo, que c on ­
tribuyen activamente a desgajar bloques, que luego son arrastrados.
Dicha labor abrasiva alcanza su m ayor intensidad en los desniveles
del lecho.
Los factores que entran en juego en la labor erosiva son diversos.
Influyen:
Figura XVIII.2. Sección transversal de un glaciar en ei que se aprecia la morrena
de fondo (a), lateral (b) y central (c). Sobre la superficie se ven profundas grietas
longitudinales.
M orrena frontal
c
—
—
—
—
670
El espesor del hielo y la velocidad de desplazamiento.
La resistencia de la roca subyacente.
El volum en y abundancia de los fragmentos transportados.
La alteración preglaciar, y la trituración tectónica a que estuvo
sometido el material, previa a la presencia del glaciar.
Figura XVIII.3.
Sección longitudinal de un glaciar donde se aprecia ia morrena de
fondo (a) y frontal (c).
671
1
f
El transporte de nnateriales se realiza incluyendo partículas pe­
queñas y grandes bloques con idéntica facilidad. Los materiales que
el glaciar arrastra se denominan morrenas (del latín morena = dique
de piedras), término que se utiliza, tanto para designar a los materiales
cuando son transportados por el hielo, co m o a los depósitos. Las
hay de varios tipos según su posición en el glaciar. De superficie,
alimentadas por desprendimientos y avalanchas de las vertientes
próximas. Son mayores en la proxim idad a los bordes y se denominan
laterales. Cuando hay una confluencia de dos o más glaciares de
valle, pasan a ocupar una posición central (figura XVIII.1.b). En la
parte terminal se forma una morrena frontal o terminal. El glaciar
transporta además una morrena interna y una morrena de fondo,
en contacto con el lecho.
Del volum en y del tipo de fragmentos de las morrenas depende
la intensidad de la abrasión del glaciar (figuras XVIII.2 y XVIII.3).
La acumulación de materiales se realiza de varias formas. Por
ablación se van depositando materiales en los márgenes. Si la abla­
ción supera al movim iento del glaciar, se produce un retroceso,
dejando abandonados los materiales que acarreaba. De forma indi­
recta colaboran en el transporte y depósito de materiales las c o ­
rrientes de agua, que se producen por fusión en el glaciar.
Figura
XVI I I . 4b.
Materiales morrénicos. Cervinia. Italia.
Foto
M.
P
G onzález Yanci.
O O O O o O O O
I W
o OOOoOOoñ
OOOOOooOo
(1)
(2)
F i g u r a XVI I I . 4a.
Esquema de textura de materiales depositados en medio acuático
(1) donde se aprecia una clara selección de tamaños, y en un glaciar, tiiUta (2) en
que los materiales aparecen angulosos y en total desorden.
672
Figura X V III.4c.
Bloque errático. Valle de Arán. Foto M . P. G onzález Yanci.
673
Las acumulaciones son importantes. Suelen tener espesores in­
feriores a los 100 metros y se caracterizan porque los materiales
están poco desgastados, muestran estrías producidas por el roce
entre sí y con el fondo y aparecen desordenados, con una notable
variedad de calibres, de m o d o que el depósito tiene el aspecto de
una mezcla anárquica de bloques y cantos, envueltos en una matriz
limo-arcillosa. Dichos depósitos reciben el nom bre de till o tillitas
(figura XVIII.4a y b).
Ad e m á s de estos depósitos el glaciar abandona, al producirse su
fusión, grandes bloques, que aparecen descansando sobre un subs­
trato rocoso diferente. Reciben el nom bre de bloques erráticos (figura
XVIII.4C).
1.5.
Formas de relieve resultantes de la acción de los glaciares
Respecto al trabajo de los glaciares existen diversas posturas por
parte de los glaciaristas. Tre s son las más destacadas:
—
—
—
Los ultraglaciaristas opinan que el hielo es el más poderoso
de los agentes erosivos y que, por tanto, puede excavar
profundamente la topografía preexistente, sin importar el m a­
terial que la constituía.
Los antiglaciaristas creen que el glaciar es casi exclusivamente
un agente de transporte, y que los glaciares más bien protegen
el relieve que recubren.
Los transaccionistas admiten que el glaciar es capaz de excavar,
pero opinan que no puede crear topografía nueva. Tienen m u y
en cuenta c o m o era la superficie preglaciar y opinan que el
glaciar tan sólo produce retoques sobre la topografía desarro­
llada por las aguas corrientes.
Éstas son las teorías más clásicas, aunque hay otras muchas. De
hecho quedan puntos por aclarar en el trabajo del hielo glaciar, ya
que el estudio directo es m u y limitado y se precisan muchas pruebas
de laboratorio, para conocer el comportamiento del hielo a gran
presión. Entretanto, el estudio de las formas de m odelado dejadas
por antiguos glaciares, ha sido la forma más generalizada de estu­
diarlos.
Al estudiar las formas debidas a los glaciares hem os de hacer
una distinción entre los dos grandes tipos, de montaña e inlandsis
y entre las formas de erosión y de acumulación.
674
i\.
2 ér
C u e n c a rocosa
^
^
^ j/ y /
V alle s u s p e n d id o
Esquema de montañas a/pinas cubiertas por glaciares y resultado
tras la desaparición de los hielos. (De Patton, C u rs o d e G eografía Física^/.
Figura X V III.5a.
a)
De erosión
Acción de los glaciares de montaña
La mayoría de los sistemas montañosos elevados han sido m o ­
dificados por la acción erosiva de los glaciares, denom inados ge­
neralmente alpinos, acción canalizada por el m odelado fluvial pre­
existente. El hielo llenó los valles y fue produciendo una notable
transformación en su aspecto y características.
675
EI circo es la primera forma de erosión. Consiste en una depresión,
de forma generalmente semicircular, rodeada de paredes abruptas,
que presentan gran variedad dependiendo de la intensidad de la
glaciación y de la naturaleza y disposición de la roca (figura XVIII.5a
n.° 1).
Por lo general, aparecen agrupados y es frecuente que dos circos
próxim os lleguen a estar separados tan sólo por un farallón de gran
verticalidad y afilado que se llama arista (figura XVIII.5a n.° 2 y
XVIII.5.b). La desaparición de las aristas entre varios circos que
confluían en un punto, da lugar a una forma de gran belleza de­
nominada horn (figura XVIII.6).
Para algunos autores el circo se forma por transformación de una
cuenca de recepción, aunque es un punto no esclarecido totalmente.
El valle glaciar es la forma reina. El valle fluvial original, ocupado
por la lengua glaciar, va siendo desgastado, ensanchándose y pro­
fundizándose y transformando su perfil en V por un nuevo perfil en
U o artesa (figura XVIII.7)
Figura X V III.5b.
Aristas. Cernivia (Italia). Foto P. G o n zá le z Y anci.
Figura X V III.7. Valle glaciar en artesa. Pirineos.
(Fotografía P. G o n zá le z Y anci.)
Figura XVIII.6.
676
Matterhorn o monte Cervino de Horn. Foto P. G o n zá le z Y anci.
El valle glaciar es siempre ancho en relación a su profundidad,
pero para definirlo no es suficiente el perfil en U, se caracteriza,
además por varias cosas:
677
—
—
—
—
Tiene un perfil longitudinal m uy irregular, una sucesión de
cubetas y hoyas o cuencas separadas por zonas de resalte o
umbrales. Las cuencas son depresiones a m e nudo sobreexcavadas por el hielo, que pueden albergar lagos. Los umbrales
son salientes rocosos limados por la erosión.
El perfil transversal también es irregular. Suele aproximarse a
la forma de una U y, a m enudo, presenta hombreras o rellanos,
que están a considerable altura del fonfo y en ocasiones son
zona de asentamiento de pueblos.
Con frecuencia, los valles afluentes al valle principal quedan
suspendidos o colgados a notable altura, c om o resultado de
la diferente capacidad erosiva de unas lenguas a otras. Los
ríos que ocupan actualmente estos valles se precipitan en
cascadas (figura XVIII.5a n.° 3).
El fondo del valle presenta un micromodelado característico.
Estrías y acanaladuras arañan las rocas (las superficies estriadas
se llaman lamiares) y se pueden observar rocas pulidas y rocas
aborregadas, que son el resultado del paso del hielo sobre
una roca resistente.
Acción de los casquetes glaciares
Tienen coincidencias y diferencias con los de valle. La erosión
no es tan localizada y afecta a extensiones considerables, ya que
el hielo en los inlandsis fluye radialmente desde las zonas de máxima
acumulación.
El movim iento es lento y produce un arrasamiento que ha dejado
a su paso vastas llanuras y plaformas de suave topografía, con
ondulaciones. En ellas están omnipresentes los arañazos (estrías y
acanaladuras) y las rocas aborregadas, similares a las ya citadas,
con suave curvatura por el lado del que vino el hielo y de perfil
más abrupto en el opuesto (figura XVIII.8).
a o
Figura X V III.8.
678
Roca aborregada. Las flechas indicar) el sentido del paso del hielo.
Si al paso del inlandsis había valles fluviales en la misma dirección
del movim iento, estos han sido remodelados de forma parecida a
los del valle, pero no si se presentaban transversales a su paso.
La monotonía es la nota dominante, tan sólo queda rota por la
frecuente presencia de cubetas ocupadas por lagos.
En los márgenes de los casquetes hay dos formas erosivas m u y
características: los fiordos y el strandflat. Los fiordos, son artesas
glaciares ocupadas por el mar. Al ser valles m u y sobreexcavados,
llegaban al mar a un nivel inferior. El mar penetra por ellos en
brazos de paredes m u y verticales. Los hay tan majestuosos c o m o
el S ogne Fiord de 200 Km. de largo, pudiendo llegar su profundidad
a 1200 m.
El strandflat es una plataforma litoral entre la montaña y el mar,
con una parte sumergida, que hace que se presente c o m o un
archipiélago (volveremos a tratar estas formas en el tema de G e o ­
morfología Litoral).
b)
Formas de acumulación
Resultan igualmente interesantes. En este caso, las formas re­
sultantes son parecidas en los dos tipos, salvo que la extensión de
los depósitos de inlandsis fue m u cho m ayor que la de los glaciares
alpinos.
Los depósitos de los casquetes glaciares tienen una gran difusión
actual, lo que indica la magnitud de los inlandsis pleistocenos.
— Un depósito característico son los barros glaciares, constituidos
por materiales heterogéneos, irregulares, de tamaños variados y e m ­
pastados en arena, arcilla o roca pulverizada, en los que aparecen
grandes cantos o bloques erráticos.
— Las morrenas aparecen en todos los tipos de glaciar. Son los
depósitos de materiales transportados por el glaciar, cuando el hielo
desaparece o retrocede. La morrena, situada en el frente del glaciar,
que marca el alcance m áxim o que tuvo aquel, recibe el nombre de
morrena terminal. Detrás de ella pueden aparecer otras sucesivas,
llamadas morrenas de retroceso, que indican que la retirada del
glaciar se produjo en etapas y que, entre cada etapa, hubo un
período de actividad, en el cual se produjo una nueva acumulación
frontal de materiales transportados (figuras XVlll.Qa, b y c).
Normalm ente, la morrena terminal tiende a formar grandes arcos,
que indican la forma de avance del glaciar. Las morrenas de retroceso
se disponen casi paralelas a la terminal, aunque suelen ser más
delgadas y discontinuas que aquella. En los glaciares de montaña
se atraviesan en el valle con forma de media luna y se suelen
continuar a lo largo de las laderas en forma de morrenas laterales.
679
Figura XVIII.9a.
Anfiteatro morrénico de Peñaiara. Sierra de Guadarrama. (Fotografía
P. G o n zá le z Y anci.)
Figura X V III.9c.
Figura XV III.9b.
Anfiteatro morrénico de Peñaiara. Sierra de Guadarrama. (Fotografía
P. G o n zá le z Y a n ci.)
M ateriales morrénicos. Cervinia (Italia). Foto P. G o n zá le z Y anci.
— Los drumiims. En las llanuras glaciares suelen aparecer estas
formaciones detrás de las morrenas. Son c o m o pequeñas colinas
lisas, con aspecto de lomo de ballena. Por lo general se dan agru­
padas en una curiosa topografía. En Irlanda del Norte hay un ejemplo
importante de ca m p o de drumiims, con decenas de miles de m o n ­
tículos.
Sus dimensiones son variables, aunque, por término medio, no
suelen sobrepasar la longitud de un kilómetro, con una anchura en
torno a 300 m. y entre 15 y 30 m. de altura. No se conoce bien
su génesis, pero parecen formadas bajo el hielo del glaciar, estando
constituidas por materiales diversos, mal estratificados, aportados por
el glaciar.
— Otra serie de depósitos son los del tipo fluvioglaciar. El agua
de fusión del hielo es un importante agente erosivo, capaz de
transportar abundantes materiales. Por delante de la morrena terminal
se extiende, a m enudo, una amplia llanura de suave pendiente,
resultado de la acción fluvioglaciar, que presenta una tosca estrati­
ficación de materiales, de calibre más fino cuanto más alejado del
glaciar.
680
681
En las llanuras fluvioglaciares suele haber cavidades u hoyos,
ocupados o no por lagos, resultado del estancamiento de bloques
aislados de hielo. Ta m b ié n aparecen en ellas otras formas de acu­
mulación m u y características, los llamados:
— Kame y terrazas de kame. Son almacenamientos de derrubios
estratificados de arena y grava, realizados por una corriente de agua.
Las terrazas de kame se forman cuando una corriente de agua corre
entre una zona montañosa y una masa de hielo, y los kame cons­
tituyen los depósitos de un torrente, que procedente del hielo « d e ­
sem bocaba» en un borde de aquel, sobre un lago marginal, acu­
mulando materiales. Al desaparecer el hielo quedan co m o formas
aisladas.
— Os y esker. Son formaciones que algunos autores consideran
una misma cosa. Son formas de colmatación, que semejan a un
terraplén de ferrocarril, aunque no plano en su cumbre, sino más
irregular. Tienen una anchura entre 30 y 500 metros, una altura entre
10 y 50 y su longitud puede ser de decenas de kilómetros. Sus
materiales, arenas y gravas, están estratificados y m u y poco alterados.
Hay varias teorías sobre su formación, pero la más generalizada
es que son depósitos de un río que corría por un túnel subglaciar.
(figura XVIII.10a).
Corriente
de ag u a
C o rrie n te
Lago
F ig u ra X VIII. 10b.
—
M u y relacionados con los glaciares están los lagos. Los de
origen glaciar son más abundantes que todos los restantes tipos de
lagos juntos; en estos lagos se depositan materiales procedentes de
los glaciares, que constituyen ¡as varvas, depósitos alternantes en
forma de bandas claras y oscuras de arena y arcilla. Cada par de
varvas constituye el depósito de un año, por lo que se han utilizado
para datar las épocas de retroceso de los glaciares (figura XVIII. 10b).
1.6.
Kames
de terraza
-------i>
Depresi ones r
c ,
Esker
Kame
...........
^
Kame
deltaico
5 fr -
F ig u ra X VIII. 10a. Formación de l<ame, terrazas y deltas de kame y esker. En el dibujo
se aprecia ia etapa en que ei hielo ocupaba el valle y la situación tras ia desaparición
(según Flint) (tomado de A.N. Strahler. G e o g ra fía F ís ic a /
682
Lago glaciar. Estany de mar. Pirineos. F o to P. G o n zá le z Y a n ci.
Las glaciaciones
La superficie total invadida por los hielos en el Pleistoceno fue
de más de 20 millones de Km^. Las series sucesivas de depósitos
han permitido saber que el fenóm eno de avance glaciar se produjo
cuatro veces, en lo que se conoce c o m o las cuatro grandes glacia­
ciones (llamadas en Europa de Günz, Mindel, Riss y Würm). Lo que
todavía no po d em o s explicar es la causa que provocó las glacia­
ciones. Se han planteado varias hipótesis en las que se considera,
c o m o causa del enfriamiento: los cambios en los movim ientos de
la Tierra, los cambios de posición de los polos respecto a los
683
continentes e, incluso, los cambios en la topografía, por formación
de montañas, en la composición de la atmósfera, o en la radiación
solar.
La presencia actual de glaciares en la Tierra indica que la edad
glaciar no ha concluido todavía y que quizá estemos en un período
intergiaciar, que podría evolucionar hacia una fusión de los casquetes
hoy existentes, o por el contrario, hacia una nueva glaciación.
Las formas de relieve glaciar son hoy los aspectos más jóvenes
de la superficie terrestre, exceptuando los resultados de la actividad
volcánica y algunas fallas. La gran extensión de sus efectos no se
limita a las altas latitudes, sino que aparecen en latitudes m u y bajas.
Ésta fue una de las razones que movieron a Wegener a pensar que
los continentes debieron tener en el pasado posiciones distintas de
las actuales, constituyendo una prueba más de la deriva de los
continentes (tema XIV).
Por último, hemos de considerar otro efecto producido por los
hielos en la superficie terrestre. Los continentes, bajo el peso de
los casquetes de hielo, sufrieron un hundim iento, pero al producirse
la fusión hubo, por un lado, la elevación del nivel del mar (movimiento
eustàtico) y por otro, un movimiento isostático de ascenso de los
continentes libres del peso del hielo. Escandinavia ha sufrido un
acusado levantamiento y aún hoy sigue elevándose (en el golfo de
Botnia, a razón de 1m. por siglo).
En el complicado proceso de movim ientos eustáticos e isostáticos,
se han esculpido formas que dejan su huella en el paisaje, sobre
todo en los modelados de costas, donde aparecen playas levantadas,
deltas levantados y cortados en terrazas, etc. Volverem os a ocuparnos
de estos aspectos en los temas de Geomorfologia Litoral y G e o ­
morfologia Climática.
2.
EL V IE N T O
El tercer gran agente erosivo es el viento. Es de todos el menos
eficaz, incapaz de crear formas erosivas de gran importancia. Su
labor resulta más limitada, puesto que necesita unas determinadas
condiciones (presencia de materiales sueltos, no protegidos por la
vegetación) que se dan, preferentemente, en las regiones de clima
desértico y semidesèrtico. Actúa sobre toda la superficie terrestre,
pero su eficacia varía m u cho de unos lugares a otros, y, de hecho,
684
no siempre puede ser considerado c o m o agente erosivo, ni en todas
partes es capaz de dejar su huella en el paisaje.
2.1.
El m ovim iento del aire.
Al igual que el agua, el aire se mueve de forma laminar y
turbulenta. Laminar en forma de hilos paralelos a la superficie, cuando
se m ueve m u y lentamente, y en forma turbulenta en el m o m ento
en que tiene una velocidad mínima (Im./seg.). La turbulencia en el
movim iento del aire se da, por aumentar la velocidad, por variaciones
de temperatura y por la presencia de obstáculos.
El fenóm eno de la circulación del aire cerca de la superficie es
m u y complejo y está afectado por multitud de factores, de tal forma
que para conocer el viento c o m o agente geomorfológico no son
suficientes los datos aportados por los meteórologos y se precisa
de múltiples análisis de laboratorio, en túneles aerodinámicos.
La turbulencia del viento es más compleja que la del agua; no
obstante, el movim iento del aire sobre la superficie de la Tierra es
comparable al del agua en su lecho.
2.2.
Acción erosiva del viento.
H em os de considerar dos mecanismos en que se manifiesta su
acción geomofológica:
a)
Deflacción.
El viento realiza una labor de barrido por donde pasa, convir­
tiéndose en un medio de transporte de materiales sueltos de pequeño
tamaño.
Para que la deflacción sea eficaz es preciso que la superficie esté
seca y que exista material suelto sobre ella, material que, normal­
mente, está siendo suministrado, de forma constante, por la meteo­
rización. La ausencia de vegetación es, sin duda, decisiva para que
la eficacia sea considerable.
El proceso es selectivo. El transporte se realiza de forma similar
al del agua corriente. Las partículas más pequeñas, de hasta 0,2
m m . son transportadas en suspensión. Las de m ayor diámetro lo
son por saltación y rodamiento.
Por saltación se mueve el m ayor volum en de partículas, sobre
todo arenas. Los granos van siendo movilizados a pequeños saltos,
685
que nunca suelen sobrepasar el metro y medio de altura y los dos
metros de longitud. Las dimensiones de los granos movilizados por
saltación varía según la velocidad del viento, pero no suelen sobre­
pasar los 0,5 mm . de diámetro. Los granos más gruesos son rodados,
y en este movim iento entra en juego el efecto de choque de unos
granos contra otros. En cualquier caso, la movilización de partículas
sólo se realiza a partir de una velocidad crítica.
Para valorar la importancia del transporte eòlico se calcula el
cauda! sóüdo del viento, que corresponde al v olum en de arena que
atraviesa una sección vertical de un metro de anchura y altura
ilimitada, durante un año.
b)
Abrasión o corrasión.
El viento armado con los materiales que transporta, ejerce una
labor erosiva directa, de forma parecida a c o m o actúa el glaciar
cargado de fragmentos rocosos. Es una acción mecánica, que actúa
sobre las rocas contra las que choca el viento.
La corrasión se da especialmente en las partes bajas, cerca del
suelo, ya que las partículas de más diámetro y más eficaces no
pueden alcanzar gran altura. Es una acción selectiva, que va cin­
celando los materiales según su dureza. En rocas compactas de
grano fino realiza tan sólo trabajos de detalle y puede dar lugar a
un limado y pulido notables. Una forma bastante espectacular son
los cantos facetados, que semejan pirámides (figura XVIII.11.). Si hay
diferencias de dureza, tiende a crear resaltes y provoca aiveoios.
T a m b ié n produce estrias y a m e nudo, al actuar sobre todo en la
base, modela curiosas rocas-seta, de aspecto fungiforme (figura
XVII1.12).
F ig u ra X V III.12.
Ejemplo de roca-seta modelada p or el viento.
C o m o resultado del desgaste a que se ven sometidos por la
deflacción y corrasión, los propios materiales transportados van sien­
do redondeados y consum idos.
A u n q u e interesantes, los efectos geomorfológicos de la acción
eòlica son de poca importancia.
2.3.
Factores condicionantes de la erosión eòlica.
La acción erosiva del viento puede darse en cualquier lugar del
globo, pero c o m o decíamos, su eficacia está condicionada por varios
factores;
—
La topografía. U n terreno abrupto reduce la velocidad y, por
—
La presencia de materiales sueltos abundantes, fruto de la
—
La presencia de una cobertera vegeta! espesa y bien enraizada
—
La humedad da a las partículas una cohesión que dificulta la
tanto, la capacidad erosiva del viento.
meteorización.
dificulta la acción del viento.
deflacción.
Figura X V III.1 1 .
686
Ejemplo de canto facetado por la erosión eòlica.
Por lo tanto, las condiciones idóneas para una eficaz erosión
eòlica son las de las regiones llanas, desprovistas de vegetación,
con poca humedad y con una cobertera de materiales meteorizados
sueltos y de pequeño tamaño. Ta m b ié n la temperatura alta en el
suelo es favorable, al producir mayor turbulencia en el aire.
687
2.4.
Form as de erosión producidas p o r la acción dei viento.
Aparte de las pequeñas formas de m odelado ya comentadas hay
otras de m ayor envergadura.
C o m o efecto de la deflacción se forman unas depresiones llamadas
depresiones de deflación, de poca profundidad, pero cuyo diámetro
puede ser desde unas decenas de metros hasta varios kilómetros.
Se forman en regiones llanas de clima árido. T a m b ié n en clima
semiárido cualquier depresión puede evolucionar en este sentido, e
incluso aparecer temporalmente rellena por una laguna.
Algunas depresiones, por tener agua subterránea, son el germen
de fecundos oasis.
En zonas donde la deflacción ha actuado enérgicamente y el
material previo era de distinto tamaño, todos los que superaban
unas dimensiones y no fueron arrastrados, quedan form ando una
especie de pavimento, que constituye lo que se denomina reg, donde,
a veces, los cantos están incluso cementados, por precipitación de
sales, yesos y carbonato càlcico, disueltos en las aguas de saturación.
2.5.
Formas de acumulación eòlica.
Cuando el viento cesa, o pierde velocidad, que le impide trans­
portar partículas, éstas comienzan a depositarse. El polvo en sus­
pensión se va decantando al cesar el movim iento y, a veces, es
forzado a descender, por producirse una precipitación en forma de
lluvia de barro.
Las dunas son las formaciones más características. A grandes
rasgos, se trata de acumulaciones de arenas, debidas a la acción
eòlica. De la superficie terrestre ocupada por desiertos, aproxima­
damente una quinta parte está formada por arena. En tales exten­
siones sin apenas vegetación, la acción del viento circulando produce
unas formas de acumulación, que llamamos genéricamente dunas.
Ante la presencia de un obstáculo comienza una acumulación de
los materiales transportados por el viento en forma de montículo,
que es el germ en de una duna.
En una duna modélica aparece una pendiente suave del lado del
viento, con una inclinación de alrededor de 10°, por donde ascienden
los granos empujados por el viento, y una pendiente brusca a
sotavento de alrededor de 30°, por la que los granos caen por su
peso (figura XVIII.13).
Se puede hacer una amplia tipología. Hay dunas vivas, activas,
que van evolucionando y cambian de forma y posición y dunas
688
F ig u ra X V III.13.
Corte transversal de una duna. La flecha indica ia dirección dei viento.
viento
F ig u ra X V III.14.
Duna. Barcana.
fijadas por la vegetación. Varían de forma y tamaño y pueden aparecer
aisladas o agrupadas. Los tipos más destacables son:
Barcarias. Son las más pintorescas, con forma de media luna
y aisladas. Se forman cuando hay unos vientos constantes en
la misma dirección. Se m ueven a razón de 6 a 15 metros/
año, según el tamaño (figura XVIII.14).
Dunas transversales. Se alinean c o m o olas empinadas, for­
m ando ángulo recto con la dirección del viento dominante.
Dunas longitudinales. Se alinean paralelas al viento dominante,
form ando colinas de cientos de metros de altura y kilómetros
de longitud. Los corredores entre varias dunas suelen estar
desprovistos de arena. En Australia constituyen los desiertos
de barras de arena, de gran tamaño.
Los llamados erg son vastos cam pos de dunas, que pueden
estar constituidos por cualquier tipo de los citados (figura
XVIII.15).
689
eòlico no se suele poner en duda, aunque la procedencia sea variable,
en parte de las arenas del desierto, en parte de la harina de roca
que quedó al desaparecer los glaciares. Es un material no estrati­
ficado, con gran tendencia a agrietarse. Su topografía no guarda
relación alguna con el relieve al que recubre.
Los grandes depósitos de loess se dan en China, con espesores
de 30 m. m u y erosionado en algunos lugares, dando un terreno
abarrancado. T a m b ié n son importantes en América del Norte y en
La Pampa sudamericana, y en m u cho m enor medida en Europa.
H em os de destacar que, al haberse desarrollado sobre ellos fértiles
suelos negros, los loess tienen una gran importancia desde el punto
de vista económ ico.
3.
F ig u ra X V III. 15.
—
Erg. Desierto de Rajhastán. India. F o to M . J. A g u ile ra .
Dunas costeras. Fuera de los medios desérticos áridos se
forman también, con cierta frecuencia, dunas en zonas bajas
de costa arenosa y albuferas. El viento, que sopla con fuerza
y constancia de mar a tierra, es el agente. Son también móviles,
pero por el peligro que suponen para la agricultura, a m enudo
están fijadas, de forma artificial, por el hombre.
A u n q u e su interés es m u cho menor, hay otros tipos de acu­
mulaciones, c o m o las arenas movedizas y los goze, o acumulaciones
informes.
Por último, hay un depósito que cubre grandes extensiones en
latitudes medias, compuesto por un polvo m u y fino transportado por
el viento durante miles de años y que recubre el relieve preexistente.
Se trata del loess. De color amarillo ceniciento m u y característico,
su composición varía, aunque el más típico es el calcáreo. Su origen
690
ER O SIÓ N A N TR Ò P IC A
El papel del hom bre com o agente erosivo, que se inicia funda­
mentalmente con el comienzo de la agricultura, en el Neolítico, es
m u y reciente a escala geológica, pero su acción es hoy tan importante
y extendida, que no se puede dejar de considerar en el estudio de
la erosión.
La acción del hom bre introduce cambios que no sólo hacen que
todos los procesos erosivos se intensifiquen, sino que, además, se
favorecen los más agresivos de aquellos, dando c o m o resultado la
aceleración del proceso erosivo.
La agricultura, que es, sin duda, la más importante causa de
erosión antròpica, lleva a cabo una transformación de la composición
y estructura del suelo, con lo cual se favorece el inicio de los
procesos mecánicos de la meteorización. Desde aquí el proceso
avanza a una destrucción del suelo, seguida del abarrancamiento de
las rocas deleznables subyacentes.
Por tanto, las manifestaciones más acusadas de la erosión antrò­
pica consisten en:
—
—
—
Desencadenar movim ientos masivos en las vertientes.
T run c a r los suelos, removiendo sus horizontes.
A c u m u la r materiales no fértiles, que llegan a saturar los cauces
de evacuación.
La modificación del medio natural por el hom bre se viene rea­
lizando desde los inicios de la agricultura, pero la aceleración pro­
691
ducida en los últimos decenios, hace que la situación se haya hecho
preocupante en la actualidad.
El problema comienza cuando se modifica la vegetación e spon­
tánea. El sustituirla por pastos, o por plantas cultivadas, deja los
suelos en una situación de debilidad frente a la erosión. Ésta aumenta
si no se lleva a cabo una restitución de la materia orgánica y mineral,
que el suelo va perdiendo.
La agricultura siempre incide sobre el medio natural, pero su
efecto es m u y distinto según sean los sistemas agrarios. Así, en las
agriculturas de subsistencia, de autoconsumo, hay un cierto equilibrio
natural, pues el hom bre procura mantener la tierra útil para el futuro.
En general, en la antigüedad, el papel erosivo del hom bre era
pequeño, pues había desarrollado sistemas de cultivo que no ago­
taban el suelo, con técnicas tales c o m o respetar los grandes árboles,
que protegen el suelo con sus raíces, practicar largos barbechos,
que restituyan al suelo el humus, diversificar los cultivos, etc. La
agricultura mediterránea tradicional es un buen ejemplo de equilibrio,
mantenido por m u cho tiempo. El equilibrio puede romperse fácilmente
por un aumento de la presión demográfica, que lleva a la búsqueda
de una intensificación en la agricultura. La Revolución Agraria, vin ­
culada a la Revolución Industrial, al potenciar la agricultura espe­
culativa, fue la causa del comienzo de una forma de cultivar, que
produce daños irreversibles en los suelos. La búsqueda del m áximo
beneficio lleva a abandonar la idea de conservar los recursos na­
turales, que movía a las agriculturas de subsistencia. Un sinnúmero
de las prácticas agrícolas, habituales hoy en la economía de mercado,
resultan nefastas para la tierra, que se ve conducida a una erosión
acelerada.
La destrucción de la vegetación natural produce, además de una
aceleración de la erosión, importantes cambios en el balance hídrico
y en el régimen de escorrentía; hace que aumente la infiltración y
que la escorrentía sea más irregular, y se avanza hacia una deser­
tización.
Hay, además de la agricultura, otras múltiples acciones del hom bre
que producen erosión. La construcción de embalses modifica la
dinámica fluvial, se varía el nivel de base del río en uno de sus
tramos, de m o d o que, aguas arriba, se reactiva la erosión, aumenta
el material transportado, lo que acabará produciendo la colmatación
del embase; aguas abajo impide las inundaciones naturales, que
aportaban material y hace que a la desem bocadura llegue m enos
agua. La explotación de minas y canteras, la construcción de vías
de comunicación, túneles, asentamientos urbanos, puertos, etc., son
otros tantos ejemplos de modificación por el hom bre de las c o n ­
692
diciones naturales, que dan lugar a importantes acciones erosivas,
que, no obstante, resultan más localizadas que la actividad agrícola.
La erosión antròpica, pese a todo, tiene poca importancia en lo
referente a modificación del relieve, se limita a dejar en él huellas
de detalle, pero que, en cambio, son m u y importantes para el propio
futuro de la humanidad (contaminación, desertización, destrucción de
suelos, etc.).
4.
LOS SISTEM AS M ORFOGENÉTICOS
Hasta aquí hemos estudiado, de forma aislada, los procesos ele­
mentales de la erosión y los grandes agentes erosivos. Ahora bien,
los agentes no actúan siempre del m ism o m od o , sino que pueden
intervenir en procesos erosivos diversos, procesos que están ligados
a un clima determinado en ocasiones, o que pueden darse bajo
climas distintos.
En la realidad se combinan las actividades de los diversos agentes
y los procesos elementales y el resultado es, necesariamente, c o m ­
plejo. En una región determinada encontraríamos, al estudiarla en
profundidad, que allí actúan unos agentes y no otros y que se dan
unos procesos y no otros. Veríamos que hay unas determinadas
combinaciones de procesos, que no son casuales, sino que están
relacionados con el clima. A la combinación de procesos, respon­
sables del modelado del relieve de un espacio, se le llama sistema
de erosión o sistema morfogenético o morfogénico.
El desgaste de los continentes se hace bajo la acción combinada
de varios agentes, no por la acción aislada de uno sólo.
Hay que tener en cuenta, además, que un sistema morfogenético
no es sólo la suma de varios procesos elementales, sino que cons­
tituye una estructura dinámica, en la que se producen relaciones
entre los procesos, siendo unos dominantes y otros subordinados,
en función de toda una serie de factores, que los influyen, que son,
la litología, la vegetación, el clima y, por supuesto el último gran
agente erosivo, el hom bre y los demás seres vivos.
El resultado de la acción de un sistema morfogenético, de la
erosión en suma, es la constitución de formas de modelado. Los
relieves son explicados por la estructura que es a su vez tectónica
y litólogica. Sobre los relieves actúa la erosión, que no es indiferente
a la estructura y da lugar a un modelado, que es explicado por la
erosión. Estos dos conceptos deben quedar m u y claros.
693
DIAGRAMA CONCEPTUAL
AGENTES
PROCESOS
ABRASION
FORMAS DE
EROSION
FORMAS DE
ACUMULACION
CIRCOS
BARROS
GLACIARES
ARISTAS
MORRENAS
HORN
DRUMLIM
VALLE GLACIAR
KAME
ROCAS
ABORREGADAS
TERRAZAS
DE KAME
LAMIARES
OS. ESKER
GLACIARES
CJ
PULIDO
z
FIORDOS
STRANDFLAT
DEFLACCION
DEPRESIONES
DE DEFLACCION
DUNAS
VIENTO
ABRASION
LOESS
MOVIMIENTO
DE VERTIENTES
ACUMULAR
MATERIALES
AGRICULTURA
TRUNCAR
SUELOS
HOMBRE
ACCIONES
DIVERSAS
TRANSFORMAR
RELIEVE
695
694
TEMA XIX
g e o m o r f o l o g ì a de LOS LITORALES
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción
1.
El medio litoral
—
—
—
—
—
—
—
Medio de confluencia de litosfera, atmósfera e hidrosfera.
Carácter horizontal de la erosión.
Cierta azonalidad.
Gran extensión.
Interés económ ico y estratégico.
Gran movilidad geomorfológica.
Zonas.
-
2.
Supralitoral.
Mesolitoral o estero.
Infralitoral.
Circalitoral.
Acción erosiva del mar,
2.1.
Agentes erosivos y formas de erosión,
a)
A cción de olas y mareas.
—
—
2.2.
A cción mecánica.
A cción química y biológica.
Factores que condicionan la erosión en el medio litoral.
a)
Sucesión de períodos de sumersión y emersión.
b)
Influencias del medio físico.
—
Circulación atmosférica.
697
—
—
—
—
3.
b)
Formas de erosión.
—
—
3.2.
Acantilado.
Plataforma de abrasión.
Costas
Costas
Costas
Costas
de
de
de
de
rías.
fiordos.
zona de casquete glaciar.
calas.
Costas en las que la acción erosiva del mar condiciona el
modelado.
Formas de acumulación.
a)
De ablación; acantiladas.
a)
b)
De acumulación.
Playas
—
—
—
Adosadas a la costa.
T ó m b o lo s .
Barras costeras
-
—
b)
—
—
—
—
Dunas litorales.
Otras formas.
Marismas y zonas pantanosas.
Deltas.
Estuarios.
Arrecifes coralinos - Arrecifes barrera.
- Arrecifes costeros.
- Atolones.
4.1.
Criterios de clasificación.
4.2.
Variaciones del nivel del mar.
—
—
—
Movimientos eustáticos.
Regresión.
Transgresión.
Costas en las que son determinantes los factores conti­
nentales.
a)
—
—
—
—
Flechas.
Cordones litorales.
Tipos de costas.
4.3.
4.4.
T ip o pacífico (costas dálmatas).
T ip o atlántico.
Influenciadas por el modelado subaéreo.
—
—
—
—
Formas litorales.
3.1.
4.
—
—
Características del agua.
Sistemas morfogenéticos según el clima.
Condiciones climáticas.
Naturaleza del roquedo y estructura.
Influenciadas por la estructura.
4.5.
De dunas.
De marismas.
De lidos.
Coralinas.
Clasificación de las costas por su posición en los procesos
de dinámica global.
—
—
—
Costas de colisión.
Costas de cuencas marginales.
Costas asísmicas.
INTRODUCCIÓN
La zona costera constituye un medio con características propias
donde confluyen troposfera, atmósfera e hidrosfera, dando lugar a
importantes interacciones.
No incluimos el tema de la erosión costera junto con los grandes
agentes que hem os estudiado ya, por su originalidad. A pesar de
que en este caso también es el agua el agente erosivo, ahora
predomina el carácter horizontal de su acción, frente al lineal que
hemos visto antes. Por otro lado, tam poco lo po d em o s incluir con/
la Geomorfologia Climática, ya que el medio litoral, c o m o verem os,
se caracteriza por una cierta azonalidad.
1.
EL MEDIO LITORAL
El litoral resulta un medio bastante extenso, dado que los c o n ­
tinentes poseen un perfil recortado. A dem ás, no se ciñe a la línea
de costa que p o d em o s ver en un mapa, sino que abarca una franja
por encima y por debajo del nivel medio de las aguas, sometido a
la influencia del mar. Normalm ente la palabra litoral hace referencia
a esta franja, mientras que la palabra costa se utiliza más para
designar a la zona que, desde el nivel de la bajamar, se extiende
tierra adentro, con una anchura indeterminada.
Es un medio m u y bien estudiado por tener un alto valor para el
hom bre: económ ico (puertos, pesca, actividades turísticas, yacim ien­
tos petrolíferos) y estratégico (desembarcos militares, defensa, etc.)
No po d em o s olvidar que, aunque con excepciones notables, las
costas suelen ser las zonas más pobladas. T o d o esto acrecienta el
701
2.
ACCIÓN EROSIVA DEL MAR
En el litoral se com binan procesos morfogenéticos mixtos, marinos
y continentales. C o m o decíamos, presenta cierta azonalidad, sin que
esto quiera decir que no se produzcan también importantes relaciones
con el medio bioclimàtico.
C o m o en todo sistema de erosión, se producen, íntimamente
asociadas, acciones químicas, mecánicas y biológicas.
2.1.
a)
Agentes erosivos y formas de erosión
Acción de olas y mareas
Acción mecánica
interés de este medio, que merece por ello capítulo independiente
y que ocupa una superficie en el globo de, aproximadamente, 150.000
K m ^ considerando sólo la zona intermareal, a los que habría que
añadir la franja mal determinada inferior y superior, afectada también
por los procesos litorales.
Desde el punto de vista geomorfológico, este medio se caracteriza
por ser casi siempre de gran movilidad. En un espacio de tiempo
m u y breve pueden presentarse cambios importantes, que son incluso
apreciables, no ya a escala histórica, sino en la breve vida de un
hombre.
Las más evidentes son las acciones mecánicas, producidas por
los movim ientos de las aguas marinas (tema VI).
C o m o sabemos, las olas son movim ientos ondulatorios, que se
forman en lugares donde soplan vientos fuertes, propagándose a
grandes distancias, pasando de olas forzadas a olas Ubres.
C uando las olas llegan a una costa, sufren una serie de cambios.
Mientras la ola se m ueve en agua profunda no hay verdadero
desplazamiento del agua, lo que se desplaza es la forma de la ola.
Cada partícula de agua se mueve describiendo un círculo al paso
de una ola, sin apenas avanzar, salvo a que sean olas m u y grandes
(figura XIX.2).
Esquemáticamente se pueden considerar varias zonas:
— Supralitoral. Por encima del nivel más alto de la marea hasta
el límite de la vegetación terrestre.
— Mesolitoral o estero. Es la zona com prendida entre los niveles
máximos de pleamar y bajamar. Por tanto, está unas veces
sumergida y otras emergida, desarrollándose en ella poblacio­
nes animales y vegetales adaptadas a este ritmo.
— Infralitoral. Zona sumergida, caracterizada por poseer una rica
vegetación. El límite inferior está donde acaban las fanerógamas
marinas y se relaciona con la profundidad hasta la que puede
penetrar luz suficiente para ellas.
— Circalitoral. Se extiende hasta el límite de la plataforma c o n ­
tinental. La pequeña luminosidad aún permite la presencia de
ciertas algas (figura XIX. 1).
702
Figura X IX .2 .
Giro experimentado por una partícula de agua a! paso de una ola.
703
Las corrientes y mareas son también agentes erosivos. Cerca de
la costa se generan unas corrientes litorales, ligadas a las mareas
y a los vientos. Las corrientes de marea actúan en costas recortadas
y las de viento en las costas donde hay vientos constantes. Su
principal acción consiste en arrastrar partículas en suspensión. Más
importante es el efecto de la marea, que somete a la costa a un
constante movim iento de ascenso y descenso del agua, que puede
ser m u y acusado en costas recortadas y en particular, en bahías.
A esta acción mecánica que ejercen las olas, corrientes y mareas
se suman otras acciones.
Cuando la profundidad de agua disminuye haciéndose inferior a
la mitad de la longitud de onda (distancia entre dos crestas de la
ola) (figura XIX.3), el movim iento giratorio de las partículas pasa a
ser elipsoidal y la ola « r o m p e » . De ser una ola de oscilación pasa
a ser una ola de traslación (figura XIX.4).
Al romper, se produce un violento movim iento de avance del
agua, seguido de un retroceso. Este movim iento supone una brusca
liberación de energía, que hace que la ola actúe contra la costa
c o m o agente geomorfológico.
En este movim iento se desencadenan varios procesos: erosión
vertical, donde el agua cae con fuerza al romper, arroyada, en el
retorno, transporte de materiales en suspensión y por arrastre y, por
último, deposición de éstos.
Si las olas rompen contra un acantilado, el efecto se amplía. El
choque del agua ejerce una fuerza de varias toneladas; se introduce
violentamente en los huecos llenos de aire, provocando pequeñas
explosiones y en el retroceso ejerce una succión. A dem ás, las pe­
queñas rocas y partículas sueltas realizan un ametrallamiento y abra­
Acción química y biológica.
El agua del mar (tema VI) contiene sales en disolución, que la
dotan de una particular actividad química. Ejerce una labor de di­
solución, especialmente apreciabíe en las rocas calcáreas, en las que
genera fenóm enos kársticos (tema XIII). En rocas no calcáreas, com o
granitos o areniscas, aparecen a m e nudo oquedades producidas por
el agua del mar, por un fenóm eno de hidrólisis (tema XVI), que
afecta, especialmente, a los componentes silicatados de las rocas.
La presencia de seres vivos tiene también un papel erosivo, en
este medio. Su acción es especialmente destacable en las zonas
cálidas, donde dan lugar a importantes formaciones, que verem os
más adelante. A dem ás, sobre las rocas viven animalillos y plantas
que ejercen una erosión mecánica y química.
Por tanto, el mar c o m o agente erosivo actúa por medio de cuatro
procesos fundamentales:
sión.
—
—
—
—
2.2.
a)
Figura X IX .4 .
704
Modificaciones en ei giro de las partículas de agua en una ola al llegar
a ia costa.
La propia acción liidráulica del agua, que golpeando contra la
costa es capaz de arrancar materiales de las rocas resque­
brajadas y transportarlos desmenuzados.
Corrasión, pues las olas armadas con fragmentos de roca los
lanzan contra la costa, siendo luego esparcidos estos materiales.
Abrasión, los materiales arrancados se golpean, rozan, etc.
Corrosión, es decir, por acción química, que está m u y con ­
dicionada por el tipo de roca y por las características del agua.
Factores que condicionan la erosión en el medio litoral
Sucesión de períodos de sumersión y emersión
Hasta aquí hemos tratado de los agentes erosivos que actúan en
el litoral. En su actuación, mecánica o química, hay que resaltar un
705
hecho importante: en el medio litoral se suceden de forma per­
manente períodos de sumersión y períodos de emersión, que afectan
de forma especial a la zona que hemos llamado estero o mesolitoral.
Este hecho intensifica determinadas acciones; por ejemplo, hace que
en rocas capaces de absorber agua (heladizas) haya continuos cam­
bios de volumen. Produce sobre las rocas cambios de temperatura
acusados (recordemos las diferencias de calentamiento y enfriamiento
de las rocas y el agua). La evaporación, al retirarse el agua, hace
que las sales que lleva disueltas y que quedan en los intersticios,
cristalicen, ejerciendo una acción de cuña, c o m o el hielo. Ta m b ié n
somete a las rocas a cambios de presión entre el período sumergido
y emergido, y por último, en su retirada, el agua ejerce un papel
de arroyada y transporte de los materiales erosionados.
Desde un punto de vista químico, el hecho de la sumersión y
emersión tiene co m o principal consecuencia la renovación del agua
en contacto con ia roca, retirándose el agua saturada, de m o d o que
se asegura la constante eficacia del proceso químico.
unos materiales m u y afectados por la gelifracción, con fisuras, frag­
mentados, etc.
Por tanto, las condiciones climáticas de la zona no son ajenas a
la erosión costera, influyendo el grado de humedad, que condiciona
las precipitaciones, la temperatura, los ritmos estacionales de ambas
y, en suma, todas las manifestacions climáticas. Sin olvidar que,
vinculada al clima, ia vegetación ejerce una notable influencia.
Dependiendo de las condiciones climáticas, también varían los
aportes de materiales, que, procedentes de la erosión continental,
llegan a la costa. Así, por ejemplo, los grandes y caudalosos ríos
tropicales aportan al mar grandes cantidades de sedimentos.
Por último, otro factor determinante en las características y e vo ­
lución del litoral es la naturaleza deí roquedo y la estructura que
presenta.
3.
b)
Influencias dei medio físico
Naturalmente, el medio bioclimàtico en que se encuentra cada
litoral condiciona sus características y evolución.
Las características atmosféricas y climáticas juegan un papel im­
portante, ia circulación atmosférica influye directamente en la génesis
de olas y corrientes. Así, resulta claro que las latitudes medias tengan
los mares más agitados y, por tanto, sus costas sean las que reúnen
mejores condiciones para una acción abrasiva importante. En cambio,
en los litorales de las zonas cálidas de baja latitud, vam os a encontrar
condiciones óptimas para el desarrollo de formaciones de origen
animal (corales) y un predominio de la erosión química y biológica.
Por otro lado, el agua del mar no es uniforme (tema VI) posee
diferente temperatura y salinidad según la latitud, clima, etc. Éste
es otro factor condicionante. En los mares fríos de las altas latitudes,
se introduce el efecto de la gelifracción, mientras que en los mares
cálidos, se favorece la actividad química y biológica.
Según sean las características climáticas de cada zona, habrán
actuado diferentes sistemas morfogenéticos, que presentarán unos
materiales en distinto estado para reaccionar frente a la erosión
costera. Por ejemplo, en las regiones tropicales húmedas hay una
intensa actividad química, que produce una gran alteración en las
rocas y, por tanto, facilita grandes cantidades de materiales para los
movim ientos en masa. En cambio, en las regiones m u y frías habrá
706
FORMAS LITORALES
Dado que son muchos los factores que intervienen en el modelado
costero hay una gran variedad de formas, que pueden clasificarse,
en función de su génesis, en dos grandes grupos: formas de erosión
y formas de acumulación.
3.1.
Formas de erosión.
Son las resultantes de la acción destructora del mar sobre el
relieve costero, propias de costas rocosas y abruptas. Los acantilados
y las plataformas de abrasión son las formas principales.
—
El acantilado se puede definir c om o un escarpe litoral, m o ­
delado por la erosión marina. Se dan especialmente en costas de
zonas montañosas, volcánicas, en macizos antiguos y en afloramientos
de rocas duras, en cuencas sedimentarias.
Hay una notable variedad, que depende del tipo de roca, de su
estructura geológica y de la forma de modelado. Siempre tienen una
pendiente considerable y una altura que varía entre unos pocos
metros y varios centenares de ellos. En su base muestran una clara
línea de ruptura, que da paso a una plataforma rocosa. Los más
verticales son los formados en rocas sedimentarias, o esquistosas
707
coherentes y también en rocas eruptivas. En las rocas sedimentarias
deleznables, son m ucho más suaves (figura X IX . 17).
Hay que distinguir acantilados vivos y muertos. Los primeros son
los que están batidos por el agua y continúan retrocediendo. Los
muertos son los que quedan algo separados del agua, c o m o c on ­
secuencia de la acumulación, delante de ellos, de sus propios m a ­
teriales, no evacuados por el mar.
Ta m b ié n hay falsos acantilados, que corresponden a formas pro­
ducidas por otros sistemas (ejemplo, un bloque fallado elevado) y
sólo están modelados por el mar en su base.
En los acantilados suelen aparecer accidentes c o m o arcos, cuevas,
islotes, etc.
—
Las plataformas de abrasión se desarrollan al pie de los
acantilados en la zona de actuación de las olas, o sea, en el área
comprendida entre la pleamar y la bajamar. Tienen forma de rampa,
de anchura variable, con una pendiente que depende del calibre de
los materiales. Pueden tener un cierto escalonamiento y en general
no son lisas, sino cinceladas por acanaladuras, resaltes, etc.
Con frecuencia terminan en una terraza de acumulación y, a veces,
sobre ellas se desarrolla una playa (figura X IX .5).
Las dos formas van, por tanto, unidas. En su génesis actúa el
mar directamente, c om binando su acción puramente mecánica, con
la química, ayudada por las características de la roca (fisuras, esquistosidad, etc.). El horadamiento de las olas en la base del acan­
tilado provoca a m e n u do grandes derrumbamientos.
El proceso, que es complejo, se desarrolla a veces a gran v e ­
locidad, si las condiciones (dinámica marina, clima y características
de la roca) lo favorecen.
3.2.
Formas de acumulación
Se originan por sedimentación marina, en unos casos, y por la
acción de los organismos vivos, animales o vegetales, que fijan los
minerales que utilizan para su crecimiento, en otros.
Suelen aparecer en costas bajas, pero no son exclusivas de ellas.
La sedimentación marina es el resultado del balance entre los m a ­
teriales que llegan a la costa y la capacidad de las corrientes marinas
de transportarlos mar adentro.
—
La playa es la forma más generalizada. Se forma por acu­
mulación de materiales detríticos.
Las playas más importantes se dan en los mares con mareas,
pero también las hay en algunos en los que las mareas son m u y
débiles y hasta en los lagos, aunque son más simples.
Una parte de la playa está siempre cubierta por el agua afectada
por el oleaje, mientras que otra parte está cubierta tan sólo durante
la marea alta. Por el lado de tierra suele culminar en una elevación,
llamada cresta de playa, donde se acumulan materiales más gruesos,
aportados por las olas de temporal. Detrás puede haber un acantilado
o una zona de dunas (figuras XIX.6a y XIX.6b).
Cresta de playa
P le a m a r
Lagun a
B aja m ar::
Playa baja
Figura X IX .5.
708
Acantilado y plataforma de abrasión.
Figura X IX .6 a .
Esquema de playa.
709
cometa. Si el obstáculo está próxim o a la costa, llega a alcanzarla,
constituyendo un tó m b o lo , es decir, una acumulación de arena que
une un islote a tierra firme. Los tóm bolos, a m enudo, son dobles
y encierran una laguna (figuras XIX.7a y XIX.7b).
Figura X IX .6 b .
Playa con acumulación de dunas. Galicia. Foto P. G o nzález Y anci.
Figura X IX .7 a.
Tómbolo doble de unión entre un islote y el litoral. Entre sus dos
brazos se encierra una laguna.
La superficie está, a m enudo, accidentada por pequeños surcos
(ripplemarks) de extraordinaria movilidad, producidos por las olas y
corrientes.
El perfil transversal de la playa es de forma ligeramente cóncava
y de pendiente bastante suave, dependiendo del calibre de sus
materiales (a m ayor tamaño m ayor pendiente). T o d a s las playas están
formadas por arenas, gravas y cantos sueltos, que proceden, en su
m ayor parte, de aportes continentales de los ríos, que luego el mar
se encarga de triturar y acumular. El oleaje y las corrientes litorales
son los encargados de transportar el material y depositarlo.
Hay toda una tipología de playas. Las hay adosadas a la costa,
algunas en forma de arco perfecto, a m e n u do entre promontorios
rocosos en ensenadas abiertas, que resultan m u y duraderas. En
cambio, las de tipo rectilíneo, al pie de un acantilado, se desplazan
impulsadas por las corrientes. Se forman playas al abrigo de cualquier
obstáculo, c o m o un islote o un escollo, situándose en la cara opuesta
a la dirección de la corriente. Forman lo que se llama una coia de
710
En las costas bajas de zonas llanas se forman acumulaciones
separadas de la línea de la costa. La deriva o corriente litoral, arrastra
materiales procedentes de las playas adosadas, cuando alcanzan un
punto de no retorno, comienzan a acumularse y constituyen fondos
altos, donde rompen las olas. En principio están sumergidas, pero
con el tiempo, por los nuevos aportes, llegan a aparecer en superficie.
Son las barras costeras. Cuando están unidas a tierra en un extremo,
constituyen las flechas, que pueden estar oblicuas a la costa, o en
la entrada de una bahía, que llegan a veces a cerrar, convirtiéndola
en laguna (casi siempre queda comunicada con el mar abierto a
través de pasos o graos). El nombre de cordones litorales suele
711
Figura X IX .8.
Figura
XIX.7b.
Tómbolo. F o t o P
González
Cordón litoral en la costa de Huelva. (Fotografía P. G o n zá le z Y a n ci.)
Yanci.
reservarse a las formas emergidas, situadas delante de la costa, en
forma de cadenas de hasta cientos de kilómetros (figura X IX .8 y
XIX.9).
Las playas se dan en todos los mares y en todas las latitudes.
Con frecuencia, unidas a las playas de arena, aparecen las dunas
litorales. Son más frecuentes en las costas llanas, donde se forman
detrás de las playas. Naturalmente, son construidas por el viento y
favorecidas por la escasa vegetación, pueden constituir vastos campos
de carácter móvil, pero, a menudo, están fijadas por la vegetación
(figura XIX.6b) (tema XVIII).
—
Zonas pantanosas y marismas. En la costa se produce también
otra sedimentación de materiales m u y finos, limos, que es controlada
por las mareas y da lugar a zonas pantanosas y marismas.
Al sedimentarse los materiales más finos se forman limos variados
de carácter viscoso, de composición principalmente arcillosa, con
712
Figura X IX .9.
Flecha litoral y estuario. (Fotografía del Instituto G eo gráfico Nacional
hierro y materia orgánica. Estos materiales proceden, en parte, de
la erosión marina sobre la costa y, en parte, de los aportes de los
ríos. En los medios limosos hay una importante población de animales
y plantas, que juegan un gran papel en la fijación de los sedimentos
y en su evolución.
El resultado de tal sedimentación es la formación de una llanura
baja, en los fondos de bahías y en zonas costeras más o menos
resguardadas. Presenta una gradación, siendo la parte exterior pan­
tanosa y susceptible de ser cubierta durante la marea. Tienen dos
partes, que se denominan tradicionalmente con el nom bre holandés:
el sHkke, que es la parte sin vegetación, m u y blanda, empapada,
que se cubre con la marea alta y el schorre, con una vegetación
fija y que sólo se cubre en las mareas de tipo excepcional. En las
costas tropicales aparece en esta zona una curiosa formación vegetal:
el manglar, formado por árboles que soportan estar en el agua
gracias a sus imponentes raíces (tema XI).
El paso siguiente es la formación de la marisma, que es una
llanura de acumulación litoral, que se puede explotar agrícolamente.
Su característica es que es más elevada en la zona próxima al mar
que en la interior, lo que dificulta la evacuación de las aguas con ­
tinentales, que se estancan en el interior form ando turberas.
Es m u y conocida la acción humana sobre las marismas. Se cu ­
larmente se han realizado obras encaminadas a desecar y poner en
cultivo estas zonas, que acaban por ser m u y fértiles. El caso más
notable es el de los famosos polders holandeses, fruto de una
verdadera conquista de tierra al mar (figura X IX .10).
Figura X IX .1 0.
Marisma. Andalucía. Foto P G o nzález Y anci.
Una zona del litoral especialmente interesante es la desembocadura
de los ríos, donde se encuentran las aguas dulces continentales, que
llegan con mayor o m enor turbulencia y aporte de materiales, y las
aguas saladas del mar afectadas por las mareas, oleaje y corrientes.
De los materiales del río una parte se sedimenta y otra constituye
un aporte importante para luego formar flechas, barras, etc.
La parte final del valle es invadida en algunas costas por el mar,
dando formas co m o las rías y los fiordos.
—
Los deltas constituyen importantes formaciones, originadas por
acumulación de materiales, en la misma desembocadura de un río,
donde la labor esencial corresponde al propio río, m odelando el
mar, tan sólo, el borde exterior.
Se forman en la desembocadura de ríos caudalosos y aparecen
en todo tipo de costas. Se caracterizan por tener una considerable
potencia. Los elementos más gruesos son abandonados por el río
714
Figura X IX . 11a.
Delta del Nilo (según Jauzein).
715
en cuanto llega al mar y pierde su velocidad, constituyendo las capas
del fondo y las frontales. Sobre ellas se van depositando las capas
superiores de forma subaérea.
La evolución resulta bastante compleja. En la zona emergida se
forma una llanura, por la que circula en varios canales el río, en
ella hay lagunas y zonas pantanosas, en la parte más interior y
albuferas y cordones litorales, en la periférica.
Se suelen clasificar los deltas por la forma que presentan: digi­
tados, lobulados, en forma de media luna, redondeados, etc.
Los mayores deltas del m u n d o se dan, naturalmente, en ríos m u y
caudalosos. Existen en latitudes frías, donde las crecidas del deshielo
permiten grandes aportes de gruesos materiales, fruto de la frag­
mentación mecánica. En la zona intertropical hay grandes deltas
(Niger, Yang-tse-Kiang) de materiales finos, fruto del tipo de meteo­
rización química predominante.
El hom bre va interviniendo, cada vez más, en la evolución de
los deltas en los países más avanzados, llegando, en algunos casos,
a su control casi completo (figuras XIX.11a y XIX.11b).
—
El estuario es, en cambio, una forma de desem bocadura en
la que el río forma un gran canal, rodeado de acumulaciones se­
dimentarias. Se forman exclusivamente en mares con mareas y pue­
den tener gran extensión (com o en el caso del A m azonas que alcanza
los 1000 Kms. de largo y 100 de ancho en la desembocadura).
D e p ó s ito s
Figura X IX . 11b.
716
B razos actuales
B razos a b a n d o n a d o s
Evolución del delta dei Ródano desde el año 3000 a. de C.
Figura X IX .1 2 .
Estuario del río Garona (según V erg er).
717
La morfología es variada. A veces, el canal está limitado por
zonas rocosas y elevadas y otras (incluso a lo largo de un mismo
estuario) por zonas bajas de materiales acumulados, que van relle­
nando los entrantes. Unos son amplios y abiertos, permitiendo que
el agua marina penetre profundamente y otros están dotados de
barras y cordones litorales, que cierran la entrada y favorecen que
se vayan colmatando de sedimentos.
En los estuarios la sedimentación de materiales se realiza siempre
en las márgenes del canal y no es homogénea. En ella toma parte
activa la marea: en la pleamar se dirigen hacia las orillas las aguas
cargadas de fango, que se depositan allí, al producirse la bajamar,
dando lugar a llanuras y marismas (figura X IX .12).
— Los arrecifes coralinos. La última forma de acumulación la
constituyen los arrecifes coralinos, cuyo origen es bien distinto de
todo lo anterior, ya que proceden de restos de seres vivos.
Un arrecife coralino está formado por una acumulación de es­
queletos de animales que viven en colonias. El armazón está formado
por poliperos y en sus partes vivas coexisten, con relaciones de
interdependencia, numerosas asociaciones de animales y vegetales,
que contribuyen a la evolución y formación del arrecife. Esta compleja
biocenosis (comunidad de animales y vegetales que, en un lugar
dado, comparten unas mismas condiciones generales de vida) tiene
unas exigencias m u y claras: necesita aguas que no estén a menos
de 18 ""C y que apenas varíen a lo largo del año, siendo óptimas
las comprendidas entre los 20 y 30 °C. Por tanto, sólo son posibles
en los mares tropicales, salvo que estén recorridos por corrientes
frías. A dem ás, requieren aguas claras, es decir, que les llegue luz
(no pueden estar a mucha profundidad), bien oxigenadas y con un
'
'í - y
■•
y*- V '
nivel de salinidad que no baje dei 27 por mii.
S o ta v e n to
D o rs o
B a rlo v e n to
M a n g la r
Plata form a arrecifal
Frente
BM
;;-5
;^-10
tl5
'-2 0
•-25 m
Figura X IX . 13.
718
Corte esquemático de un arrecife coralino.
Figura X IX . 14. Ejemplos de arrecifes: arrecife costero y atolón. (Fotografía A . de E.
A u b e rt de la Rüe y B. del Instituto G eo gráfico Nacional Francés.)
719
Los arrecifes coralinos presentan un frente hacia el mar abierto,
con un escarpe fuerte, de algunos centenares de metros, que va
avanzando por la presencia de organismos vivos y por la acumulación
de bloques de coral que, tras ser arrancados por la erosión, son
de nuevo cementados contra el frente, una plataforma arrecifal, que
queda cubierta en buena parte por la marea alta, en la que destacan
acumulaciones de esqueletos, que constituyen islas con dunas y
vegetación de palmeras y manglares, y un dorso, de pendiente más
suave, formado por arena coralina (figura X IX . 13).
Hay tres tipos fundamentales de arrecifes coralinos:
— Arrecifes barrera. Forman una auténtica barrera a una distancia
de la costa de hasta algunas decenas de kilómetros. A veces
se extienden a lo largo de más de 1500 Km. y, con frecuencia,
rodean a una isla. El arrecife propiamente dicho tiene por lo
general poca anchura, abriéndose además en él algunos pasos
de comunicación. El espacio com p re nd id o entre la costa y el
arrecife de barrera recibe el nom bre de lagoon, caracterizándose
por tener un fondo plano y poco profundo.
— Arrecifes costeros o marginales. Están, en cambio, adosados
a la costa, aunque un leve canal marca el punto de unión.
Por el lado exterior se desarrollan playas.
— Atolones. S on arrecifes coralinos de forma más o menos
circular, en cuyo interior hay un lagoon que mantiene algún
canal abierto con el exterior. Son de pequeño tamaño, que
no suele superar los 50 Kms. de diámetro. Su fondo es plano,
con irregularidades y las vertientes son m u y abruptas y llegan
a profundidades m u y grandes, lo que ha hecho aceptar a
m u cho s que se han form ado a partir de arrecifes costeros que
hubo en unas islas que se hundieron (subsidencia), mientras
los corales se iban manteniendo emergidos por su rápido
crecimiento. Esta explicación procede de Darwin, que se plan­
teó la contradicción que supone que, en el caso de los atolones,
el substrato rocoso, sobre el que naturalmente tienen que
apoyarse, esté a una profundidad incompatible con las ne­
cesidades de los corales, que expusimos al comienzo de este
apartado (figura XIX.14).
720
4.
TIPOS DE C O STA S
4.1.
Criterios de clasificación
La clasificación de las costas se puede hacer con arreglo a diversos
criterios: puede ser meramente descriptiva, atendiendo al contorno,
acantilado o no acantilado, de trazado regular o irregular.
Una clasificación m u y antigua, y con no pocos problemas, es la
que elaboró Davis, distinguiendo costas de hundimiento o de in­
mersión y de emersión y un tipo llamado neutro, sin cambios relativos
entre el nivel del mar y del continente. Algún autor añade a éstas
un grupo mixto de costas compuestas y otras producidas por falla.
A u n q u e ha sido m u y generalizada, no resulta excesivamente afor­
tunada, entre otras razones porque parece claro que la mayoría de
las costas actuales tienen contornos sumergidos.
4.2.
Variaciones del nivel del mar.
El nivel del mar ha sufrido constantes variaciones en el tiempo,
de m o d o que la línea del litoral no es fija, a escala del tiempo
geológico. La situación actual puede, incluso, calificarse de reciente.
Hay varios tipos de movim ientos que afectan al nivel de las aguas
(temas VI y XIV). Destacan los movim ientos epirogénicos, que co n ­
sisten en una elevación de conjunto de todo un bloque de continente
y los movimientos eustáticos, que se refieren a la variación del nivel
del mar y no se deben confundir con los anteriores.
El nivel de los mares ha variado, c o m o decíamos, motivado por
múltiples causas. Por ejemplo:
—
A causa de las glaciaciones. Se entiende fácilmente que durante
—
la etapa glacial hay una retención de agua en el continente,
que hace que el nivel del mar descienda (esto constituye una
regresión o retirada de las aguas). Por el contrario, la fusión
de los hielos provocará un aumento del nivel de las aguas
(esto es una transgresión).
Por movimientos de compensación isostáticos (tema XIV). Los
continentes tienden a recuperar el equilibrio isostático siempre
que lo pierden, por diversas causas (una es la antes citada
de pérdida de masa de hielos, que hace que el bloque se
eleve, otra es la pérdida de materiales por erosión, formación
de montañas, etc.).
721
—
Por movimientos tectónicos suboceánicos, c o m o hundimiento
del fondo o ascenso del mism o, cambio de forma y volum en
de la cuenca, etc.
T o d o s ellos se traducen en ascensos o descensos del nivel de
las aguas que, lógicamente, afectan a la costa.
En la actualidad, se ha constatado que el nivel del mar en los
últimos 50 años asciende a razón de 1,2 mm./año. En cambio, en
el pasado, a pesar de las dificultades para estudiarlo, se ha podido
observar que ha habido descensos del nivel del mar m u y por debajo
de la situación actual (por ejemplo en algunas zonas del mar del
Norte, se han hallado valles submarinos, que son prolongación de
los costeros y que están sumergidos, encontrándose en la plataforma
continental).
Por otro lado, c o m o evidencia de que también hay movim iento
del continente, se pueden observar playas colgadas a notable altura,
que en ningún caso pueden deberse a anteriores elevaciones del
nivel del mar (la rasa costera cantábrica constituye una plataforma
de abrasión levantada, que atestigua un proceso de emersión) (figura
XIX.15).
Dado que estamos bajo los efectos de la última transgresión
(flandriense), p o d em os decir que en el presente casi todos, o al
menos la mayoría de los litorales, tienen un modelado de sumersión,
pese a que hoy la elevación del nivel del mar, que ya hemos
comentado, sea m u y pequeña, aunque constante.
Otros autores han optado por hacer una clasificación atendiendo
a la relación entre el continente y el mar, distinguiendo dos grandes
grupos:
—
—
4.3.
Costas en las que la acción marina es relativamente poco
importante, siendo, en cambio, determinantes los factores con ­
tinentales.
Costas en las que, por el contrario, la labor erosiva del mar
ha introducido grandes modificaciones. Ésta es la clasificación
que vam os a utilizar.
Costas determinadas por factores continentales
Entre las primeras se pueden destacar dos tipos:
a)
Costas influenciadas por ia estructura
Son aquellas en cuyo trazado influyen, bien las características
estructurales de la tectónica (plegamiento o fractura), bien las ca­
racterísticas de la estructura litològica de la roca y su resistencia
frente a la erosión.
Figura X IX . 15.
722
fíasa asturiana. Foto P. G onzález Yanci
—
Las llamadas de tipo pacífico son las que presentan estructuras
plegadas, paralelas a la costa, o estructuras falladas en la misma
dirección. T a m b ié n se las llama longitudinales.
Si son fracturadas, el trazado es rectilíneo. Cuando el bloque
hundido está invadido por el mar y el elevado queda c om o línea
de costa, éste forma un falso acantilado, que no tiene a su pie
plataforma litoral.
Si se trata de cadenas de plegamiento, situadas paralelas a la
costa, los sinclinales son invadidos por el mar y los anticlinales
quedan por encima, dando lugar a unas costas con islas alargadas
y paralelas. Se les suele dar el nom bre de costas dálmatas, por ser
características de la costa de Dalmacia en la antigua Yugoslavia
(también se dan en otros lugares, c o m o al Sur de Chile o en la
Columbia Británica) (figura X IX .16).
723
— Las costas de rías corresponden a zonas de relieve accidentado,
en el que los valles fluviales preflandrienses son invadidos por el
mar en su tramo final, dando un perfil m u y recortado. En Galicia
poseemos magníficos ejemplos de rías. Por lo general, se dan sobre
rocas duras y pueden presentar múltiples ramificaciones.
Figura X IX . 16.
Costa de tipo dàlmata.
T a m b ié n corresponden a este tipo las costas sobre estructuras
apalachenses, en las que la acción de la erosión diferencial hace
que las rocas duras, en resalte, aparezcan c o m o islas y las más
erosionadas sean ocupadas por el agua, form ando canales alineados
c o m o los de las costas dálmatas.
— Las llamadas costas de tipo atlántico se caracterizan porque
las estructuras geológicas continentales se interrumpen de forma
brusca en el contacto con el mar. Es decir que el litoral corta, en
forma más o menos ortogonal, los accidentes estructurales. Se llaman
también transversales.
Pueden darse en estructuras plegadas cuyos ejes de plegamiento
fueran perpendiculares u oblicuos a la costa, o sobre estructuras
falladas o apalachenses. El resultado es una costa recortada, con
cabos, golfos y bahías abundantes, que corresponden a las zonas
elevadas los primeros, y a las deprimidas los segundos.
— Las costas de fiordos. Presentan profundas entalladuras ra­
mificadas, por lo general sobre materiales resistentes, que no son
sino la penetración del mar en la profunda artesa de un glaciar.
Tanto en las rías c o m o en los fiordos, la influencia estructural se
pone de relieve en las fracturas que han guiado la red fluvial.
Las costas de fiordos no son la única característica de las áreas
que han estado ocupadas por glaciares. Estas zonas, al producirse
la fusión glaciar, se han visto sometidas a un levantamiento isostático,
que en algunos casos es notable (costa Oeste de Noruega, por
ejemplo). Por tanto, en este caso, no son costas de sumersión, sino
de emersión, no obstante, el profundo sobreexcavado de los glaciares
hace que su fondo esté a gran profundidad y quede invadido por
el mar.
— Por último, en las costas de caliza, modeladas por procesos
kársticos (tema X V), se dan perfiles de entalladuras profundas y
fuertes vertientes, guiadas por fracturas y diaclasas. Las principales
entalladuras se deben a la invasión de cañones y de grutas cuyo
techo se ha hundido. Se da el nom bre costas de calas a las más
recortadas y este nom bre se hace extensivo a costas no sólo de
caliza, sino de granito y otras rocas duras, que pueden presentar
un aspecto similar, en las que las grietas y fracturas condicionan el
trazado.
4.4.
Costas determinadas por la acción erosiva del mar
— Un caso especial son las costas de tipo volcánico, que, a
veces, presentan formas circulares, por hundim iento parcial del cráter
volcánico invadido por el agua, y tienen numerosas islas-cráter.
Aquellas costas en las que la acción erosiva del mar es la causante
esencial del modelado. Pueden ser de ablación y de acumulación.
b)
a)
Costas influidas por el modelado subaéreo.
Existen numerosas costas cuyos rasgos característicos proceden
de la sumersión de un relieve anterior form ado de manera subaérea.
724
Las costas de ablación
Son acantiladas y
poseen
una
plataforma de abrasión en su
frente.
725
—
—
Figura X I X .17. Acantilado y plataforma de abrasión.
(Fotografía de A . Perceval.)
Se dan en regiones montañosas, macizos antiguos, zonas de
potentes sedimentos de rocas compactas. Requieren mares agitados
por oleaje, capaz de llevar a cabo este modelado, y presencia de
rocas coherentes para poder mantener la verticalidad del escarpe,
pero que sean sensibles a la acción erosiva de las olas (figura
XIX.17).
Las costas acantiladas pueden presentar un aspecto m u y regular,
con tan solo algunas bahías y calas abiertas y m u y pocos salientes
(por ejemplo la costa Oeste de América del Norte). Otras, en cambio,
son irregulares, con grandes bahías.
b)
Las costas de acumulación
Son propias de regiones llanas y en proceso de emersión. En
ellas la sedimentación marina y fluviomarina es importante. Hay una
variada tipología:
—
—
726
Las costas de dunas son las que tienen un predominio de
acumulación de arenas. De trazado más o menos rectilíneo,
presentan un cordón de dunas, que hacia el interior van qu e ­
dando fijadas por la vegetación. Se dan cuando hay grandes
esteros arenosos y un predominio de fuertes vientos del mar.
Las costas de marismas son bajas y llanas, con abundante
vegetación, que a m e n u do es de manglares (zona intertropical).
4.5.
Se dan en mares de mareas pequeñas, donde los ríos arrastran
grandes cantidades de materiales y donde existen amplias y
poco profundas plataformas continentales.
Si hay grandes aportes fluviales y se dan las condiciones de
plataformas poco sumergidas y pocas mareas, puede haber
grandes deltas.
Las llamadas costas de lidos son las que tienen un largo
cordón litoral de arena más o menos paralelo a la costa, que
aisla grandes lagunas y que suele presentar pasos abiertos.
El cordón unas veces está separado de la costa por un ancho
canal y otras está apoyado en salientes rocosos.
Se dan en mares de pocas mareas con corrientes y derivas
que movilizan grandes volúm enes de sedimentos.
Por último, en los mares tropicales hay costas coralinas, re­
sultado de la acumulación de seres vivos.
Naturalmente, existen tipos de costas intermedios entre los
citados, en las que se mezclan los rasgos del relieve inicial,
m u y modificados por la acción erosiva y de acumulación m a ­
rina.
Clasificación de las costas por su posición en los procesos
de dinámica global.
Recientemente se han llevado a cabo intentos de clasificar las
costas por su posición en los procesos de dinámica global. Una de
estas clasificaciones propone tres tipos fundamentales, que observan
una correspondencia entre las características morfológicas de la costa,
la plataforma continental y los procesos de dinámica global (tectónica
de placas):
Costas de colisión. Costa de placa continental que choca contra
la placa oceánica (por ejernplo, la costa occidental del conti­
nente americano, Norte de África, Mediterráneo europeo, arcos
de islas del Pacífico). Suelen ser rectilíneas, montañosas, con
acantilados y plataformas continentales estrechas. Estas costas
de estructuras geológicas paralelas a la costa serían de tipo
pacifico.
Costas de cuencas marginales. Por ejemplo, el litoral asiático
del Pacífico, el golfo de Méjico y parte del Norte de Australia.
Costas asísmicas. C on varios subtipos:
727
de neoformación, que corresponden a zonas de separación
continental reciente.
americanas, de continentes que por el lado opuesto están
colisionando, que reciben grandes aportes por la erosión de
las montañas en formación en el lado opuesto y
africanas, de continentes en las que el lado opuesto no está
en colisión y, por tanto, tienen poco aporte de sedimentos
(figura XIX.18).
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TEMA XX
g e o m o r f o lo g ìa c lim á tic a
ESQUEMA/RESUMEN
Introducción.
1.
Influencia del clima sobre el relieve.
1.1.
Principales aspectos en que se manifiesta la influencia.
—
—
—
1.2.
Factores condicionantes de la acción climática.
—
—
2.
Sobre el comportamiento de la roca. Erosión diferencial.
En las formas estructurales.
En la especificidad de las formas de relieve.
Exposición de la roca a los agentes de meteorización y
erosión directa o indirecta.
Caracteres estructurales de la roca, relacionados con el
sistema morfogenético.
Los paleoclimas. Herencias morfoclimáticas.
2.1.
La huella del pasado.
—
—
—
2.2.
Formas vivas y formas relictas.
Geomorfologia Histórica.
Consideraciones acerca de los paleoclimas. Biostasia y
resistasia.
Influencia del sistema morfoclimático actual en la conser­
vación de las formas heredadas.
—
—
Medios que aceleran la destrucción de las formas relictas.
Medios que conservan las herencias.
731
—
—
2.3.
3.
H om ogeneidad de formas de relieve, si coinciden los
climas actual y pasado.
Heterogeneidad de formas, si ha habido cambio climá­
tico.
Los climas del Cuaternario.
La grandes áreas morfoclimáticas.
3.1.
Tentativas de división morfoclimática del globo. La división
morfoclimática de Tricart.
3.2.
Las zonas frías.
a)
b)
El dominio glaciar.
El dominio periglaciar.
—
—
—
3.3.
Las zonas forestales de latitudes medias.
a)
b)
c)
3.4.
D om inio marítimo.
Dom inio continental.
D om inio templado mediterráneo.
Las zonas áridas.
a)
b)
c)
Procesos.
Principales formas de modelado.
T ip o s de tlominios áridos.
—
—
—
3.5.
La sabana.
El bosque denso, o selva.
Las áreas de montaña.
a)
b)
c)
732
Semiárido.
Árido.
Hiperárido.
Las zonas tropicales húmedas.
a)
b)
3.6.
Los procesos.
Las formas resultantes.
T ip o s de dominios periglaciares.
Piso forestal.
Piso periglaciar.
Piso glaciar.
INTRODUCCIÓN
Hasta aquí hem os visto que sobre la superficie terrestre se di­
ferencian una serie de materiales, de distinta composición y carac­
terísticas, sobre los que actúan unos procesos de carácter interno,
que dan lugar a unas estructuras, y otros procesos de caracter
externo, que configuran formas de modelado.
Los paisajes resultantes dependen, por tanto, de multitud de
factores, todos ellos de enorm e importancia. En este capítulo vam os
a añadir otro factor decisivo: el clima.
Ya hemos ido apuntando la importancia del clima. Una misma
roca, el granito, por ejemplo, da lugar a formas de modelado di­
ferentes bajo un clima frío, o bajo uno cálido y húmedo. Por otro
lado, el comportamiento de los agentes erosivos varía también según
el clima, de m o d o que en cada clima predominará un agente, sin
que los restantes queden completamente excluidos.
El resultado es el fruto de la acción de unos agentes erosivos
sobre un terreno, con unas características derivadas de su litología
y su estructura, a lo largo de un tiempo y bajo un determinado
clima.
El clima influye poderosamente sobre el relieve y lo hace afectando
al comportamiento concreto de la roca y a las formas de modelado.
Por eso, y sobre todo a partir de la Segunda Guerra Mundial, ha
surgido una especialización dentro de la Geormofología, la Geomorfologia Climática, que estudia los sistemas de erosión bioclimáticos, esto es, los procesos erosivos que se dan en cada gran
zona climática, bajo unas determinadas condiciones de temperatura,
humedad, vegetación, etc.
733
1.
1.1.
INFLUENCIA DEL CLIMA SOBRE EL RELIEVE
Principales aspectos en que se manifiesta la influencia
En primer lugar, co m o decíamos, el comportamiento de la roca
frente a la erosión varía según el clima.
Volviendo al ejemplo del granito y considerando un tipo de las
mismas características (dado que es m u y grande la variedad de tipos
de granito), encontramos que puede comportarse c o m o roca dura
y resistente o c o m o una roca sumamente deleznable. Bajo clima
fresco y húm edo es resistente, bajo clima seco y árido es deleznable.
C uando alternan rocas duras y blandas (o en un m ism o tipo de
roca, si alternan zonas de distinta composición y dureza) actúa la
erosión diferencial, de m o d o que la roca blanda se erosiona rápi­
damente y la dura resiste, dando, a m enudo, resaltes considerables
(recordar el relieve en cuesta o el paisaje de páramos). Una alternancia
de arena y creta, por ejemplo, nos invita a pensar que, por erosión
diferencial, la creta, más coherente y dura que la arena, estará en
la posición superior, protegiendo a la arena. Así ocurre en los climas
templados, por lo general, pero, por el contrario, hay ejemplos de
la situación inversa, es decir, la creta ha sido eliminada por la erosión,
quedando la arena c o m o protección de las capas inferiores. Esto
ocurre en climas fríos, ya que la creta es m u y sensible a la acción
del hielo.
Resulta, por tanto, que el comportamiento de las rocas frente a
la erosión tiene un carácter relativo, que depende, esencialmente del
clima.
Si nos centramos en las formas estructurales, encontramos tam ­
bién la incidencia del clima en su evolución. Una misma forma
estructural, por ejemplo un relieve en cuestas, presenta características
diferentes según el clima bajo el que se forme. Así, en una zona
árida puede presentar un frente abrupto, que contrasta con la sua­
vidad del frente de algunas cuestas labradas en regiones templadohúmedas. Igualmente, puede haber notables diferencias en la pre­
sencia o no de cerros testigos, en los recortes provocados por la
erosión fluvial en el frente, etc. Por tanto, las formas estructurales
también se desarrollan condicionadas por el clima.
En tercer lugar, pod em os decir que hay formas de relieve es­
pecíficas de un determinado clima. El ejemplo quizá más evidente
es el valle glaciar, o cualquiera de las formas resultantes de la acción
del glaciar. Otro ejemplo similar serían los grandes campos de dunas,
que, aunque aparecen en reducidas proporciones en las costas, sólo
son verdaderamente notables en los desiertos áridos.
734
Si la acción de los ríos es bastante universal y actúa de forma
parecida bajo diversos climas, no p o d em os olvidar las diferencias.
Así, tenemos regiones en la Tierra en las que prácticamente no hay
valles (desiertos áridos). Si los grandes ríos, por erosión lineal, han
form ado terrazas de acumulación en sus valles, en las zonas te m ­
pladas, en los desiertos áridos se han formado, en cambio, im p o r­
tantes glacis al pie de las montañas, debidos a la erosión areolar,
por acumulación de materiales depositados por las aguas, tras las
grandes lluvias.
El clima es, pues, un factor determinante en el modelado de una
región y actuará condicionando la respuesta de cada estructura g e o ­
lógica.
1.2.
Factores condicionantes de la acción climática
A su vez, la acción climática varia según las circunstancias en
que se da.
Si el contacto de la roca con los agentes meteóricos es directo,
es decir, no hay cobertera vegetal y edàfica importante, la acción
climática es directa, y, por tanto, intensa. Resulta m u y sensible a
las variaciones térmicas, a la acción del agua, del viento, etc. Na­
turalmente, este contacto directo se da sobre todo en las regiones
de clima árido y de clima frío, que dificultan la presencia de la
vegetación.
En cambio, si hay una cubierta de suelo y vegetación importante,
varían las condiciones de la meteorización y, por tanto de la m o r­
fogénesis. La vegetación juega un papel esencial en cuanto a la
temperatura y humedad que afectan al roquedo. Ab sorb e parte del
calor que llega del Sol y evita la rápida pérdida calorífica durante
los períodos de enfriamiento. Intercepta parte del agua caída y evita
ciertos efectos directos de la acción del agua sobre la roca, al tiempo
que ayuda a mantener un cierto grado de humedad. Por otra parte,
realiza una labor erosiva (recordemos el efecto de las raíces en la
meteorización mecánica).
En definitiva, la existencia de una cubierta de suelo y vegetación
hacen que la influencia climática se ejerza tamizada por su presencia,
evitando determinados procesos (co m o la deflacción eòlica) y p o ­
tenciando otros (co m o la fragmentación mecánica).
Las características climáticas condicionan el predominio de un
sistema morfogenético. Así, los climas fríos y los áridos se carac­
terizan por el predominio de las acciones mecánicas y los climas
735
húmedos, templados y cálidos, por el de las acciones físico-químicas
y bioquímicas.
Las características petrográficas de la roca son, sin duda, otro
factor condicionante de la influencia climática, pero su importancia
varía según el sistema morfogenético que domine.
En el caso del predominio de las acciones mecánicas, son re­
lativamente importantes las características de la roca, en cuanto a
permeabilidad (porosidad, fisuración, etc.), en cambio, importa poco
su composición mineralógica. Por el contrario, la composición mi­
neralógica es fundamental cuando el predominio erosivo corresponde
a las acciones físico-químicas, ya que el grado de alterabilidad de
sus componentes va a guiar su comportamiento frente a la erosión
diferencial.
2.
2.1.
LOS PALEOCLIMAS. HERENCIA M ORFOCLIM ATICA
Las huellas del pasado
Estudiar los sistemas de erosión climáticos ayuda a com p re nd e r
la morfología peculiar de cada zona, pero hay que añadir a la
explicación otro hecho de gran importancia: en el pasado ha habido
sobre la Tierra una sucesión de distintos climas. Tales paleoclimas
han dejado su huella, a veces m u y importante, en la situación
presente.
En cada dom inio morfoclimático se puede observar que hay unas
formas que se están m odelando actualmente, a las que algunos
denominan formas vivas y junto a ellas, otras, formadas con ante­
rioridad, que van siendo atacadas también por la erosión y que
constituyen la herencia de una situación anterior, a m e n u do diferente.
Se les llama formas heredadas, o relictas.
Si observam os un ejemplo próxim o a nosotros, Europa Occidental,
p o d em o s afirmar que el clima actual cuenta tan sólo con una edad
de, aproximadamente, 10.000 años, lo que a escala geológica es
m u y poco tiempo. En este período se han producido cambios im ­
portantes en los sistemas morfogenéticos. Por ejemplo, la acción
erosiva del hom bre, ejercida sobre todo por medio de la agricultura,
ha sido fundamental. En cualquier caso, el sistema morfogenético
imperante lleva actuando poco tiempo, de m o d o que la auténtica
explicación de las formas de relieve, que aparecen ante nuestros
ojos, hay que buscarla en el pasado. Por ello, la Geomorfologia
736
Dinámica necesita acudir a la Geomorfologia Histórica, para poder
llegar a explicar los paisajes actuales.
En el larguísimo pasado geológico, se han sucedido climas di­
versos, incluso algunos que nos pueden resultar desconocidos. En
su influencia sobre el m odelado hay que tener en cuenta, también,
las condiciones biológicas que acompañaban a cada clima. Vam os
a aclarar esto con un ejemplo: cada clima va a com pañado de una
determinada vegetación, que juega un papel en la erosión; ahora
bien, no pod em os afirmar que el tipo de vegetación que hoy a c o m ­
paña a un determinado clima, sea igual a la del pasado. En el
Precámbrico pudo haber climas favorables a desarrollar una ve g e ­
tación exuberante, pero difícilmente podía esto ocurrir, cuando aún
no existían los vegetales superiores.
Por otro lado, la vegetación, ante los cambios climáticos, sufre
una destrucción o una adaptación, de m o d o que la vegetación puede
estar, o no, en equilibrio con el clima. Se dice que hay situación
de biostasia cuando hay una estabilidad entre clima y vegetación y
resistasia, cuando la estabilidad está alterada. En el primer caso la
erosión es más débil que en el segundo.
Con todo esto querem os decir que es difícil conocer c ó m o ha
actuado la erosión en el pasado, por lo que el estudio de las herencias
morfoclimáticas constituye un ca m p o de trabajo de enorm e im p o r­
tancia para la investigación geomorfológica.
Al analizar el relieve vam os, por tanto, a encontrar unas formas
vivas y otras heredadas. Y no siempre será fácil distinguir unas de
otras. A veces, el simple análisis de la forma revela que es una
herencia. Un ejemplo puede ser un circo glaciar, o una morrena,
que inmediatamente c o m p re n d e m o s se ha form ado bajo unas c o n ­
diciones climáticas glaciares, aunque estén en una montaña actual,
en la que incluso hay poca nieve (por ejemplo, los circos de Peñaiara
y Gredos en el Sistema Central).
Otras veces resulta m u cho más complicado reconstruir el proceso
y se ha de acudir al análisis minucioso de los materiales, para
distinguir si una forma es viva o relicta.
En general, se puede decir que siempre que una formación no
está en armonía con las condiciones bioclimáticas que reinan en la
zona, constituye una herencia del pasado.
2.2.
Influencia del sistema morfoclimático actual en la
conservación de las formas heredadas
En la conservación de las formas heredadas juega, sin duda, un
papel importante el sistema bioclimàtico actual.
737
De los dominios morfoclimáticos actuales hay unos m u y dinámicos
y que, por tanto, tienden a erosionar las formas heredadas, y otros,
por el contrario, poco activos y, por tanto, bastante estabilizados.
Destacan por su intensa actividad los medios periglaciares, los
de alta montaña y los tropicales húmedos. En estos casos, aunque
con procesos bien diferentes, hay una actividad erosiva importante,
que hace que se reduzcan las herencias morfoclimáticas. Por el
contrario, en los dominios desérticos, (donde la erosión es menos
activa, fundamentalmente por la escasez de agua, y, a m e n u do, los
relieves heredados poseen medios de protección m u y consolidados,
c o m o las costras), la estabilidad es m u y grande y se conservan
importantes huellas de la acción morfoclimática pasada.
En los medios templados también son importantes las herencias
morfoclimáticas del pasado, m u y especialmente las procedentes de
las últimas glaciaciones.
Hay, además, zonas en las que hay una situación intermedia; en
ias sabanas y estepas semiáridas, coexisten huellas geomorfológicas,
herencia de paleoclimas, con una actividad erosiva actual destacable.
Por último, hay que añadir, que siempre que coexisten formas
vivas y formas heredadas pueden darse dos situaciones:
—
—
Q ue todas las formas de modelado, actuales y pasadas, se
hayan form ado bajo condiciones bioclimáticas similares, y, por
tanto, resulten homogéneas, de forma que, al estudiarlas, se
puede predecir cuál va a ser la evolución del relieve, dado
que se conoce lo que ha ocurrido desde la etapa anterior,
O bien, que entre las formas actuales y las heredadas haya
una radical diferencia, por haberse form ado bajo situaciones
distintas. Del estudio de las formas heredadas, se pueden
entonces deducir cuáles fueron las características y la extensión
de los anteriores bioclimas reinantes.
por los glaciares en los lagos (tema XVIII), de los suelos fósiles, de
los depósitos de cenizas volcánicas, de los pólenes de las turberas,
de restos prehistóricos y de la desintegración del isótopo 14 del
carbono. Fruto de estos análisis ha sido la constatación de una
sucesión de períodos de glaciación, que han dejado importantes
huellas geomorfológicas (tema XVIII).
A partir de estudios realizados en los Alpes, se aceptan en Europa
cuatro grandes glaciaciones, nombradas según unos ríos bávaros y
desde la más antigua a la más moderna:
—
—
—
—
En el Norte de Alemania se consideraban sólo tres y en América
del Norte también hay datadas cuatro glaciaciones.
Estos períodos fríos, en los que buena parte del continente quedó
cubierto por los hielos, están separados por períodos intergiaciares,
de clima probablemente más cálido que el actual. En las áreas más
meridionales, se considera la existencia simultánea de períodos plu­
viales e interpluviales, caracterizados por la importancia de las pre­
cipitaciones.
La última glaciación terminó en un período de frío intenso, hace
aproximadamente 12.000 años, sucediéndose desde entonces varios
períodos, más o menos cálidos o fríos.
Los efectos geomorfológicos de las glaciaciones han sido m u y
importantes y su huella es hoy perfectamente visible en el paisaje
de las áreas afectadas.
3.
2.3.
LAS GRANDES ÁREAS M ORFOCLIM ÁTICAS
Los climas del Cuaternario
Los paleoclimas que se han sucedido a lo largo de las eras
geológicas (tema XIII) han sido varios. Su estudio corresponderá a
cursos superiores. Por su proxim idad e importancia va m o s tan sólo
a hacer un comentario de los climas del período Cuaternario.
Los climas del Cuaternario han sido estudiados con cierta facilidad
a partir de análisis diversos de limos marinos, de varvas dejadas
738
Günz.
Mindel.
Riss.
W ü rm .
En los temas XVII y XVIII hem os estudiado la acción de los
grandes agentes erosivos y, con una finalidad pedagógica, hemos
tratado las principales formas de m odelado que se asocian a cada
uno de ellos, sin detenernos en la incidencia del clima. Ahora, en
cambio, va m os a ver que en la Tierra hay, mejor o peor definidos,
unos dominios morfoclimáticos, en los que actúan simultáneamente
varios agentes erosivos, aunque predom ine uno de ellos, y donde
aparecen formas en las que se combinan aquellas acciones.
739
3.1.
Tentativas de división morfociimática del Globo. La división
morfoclimática de Tricart
Para hacer una división de la Tierra en áreas o dominios m o r­
foclimáticos hay bastantes dificultades. Tricart da tres razones esen­
ciales:
—
—
—
La insuficiencia del núm ero de trabajos sisternáticos sobre el
tema. Hay aún grandes zonas en Asia central, África y América
del Sur, en las que no se conoce bien la extensión de los
sistemas morfoclimáticos.
La división morfoclimática no se corresponde con la climática,
c o m o podría pensarse en un principio, ni con la distribución
de la vegetación, aunque con ambas tenga m u c h o en com ú n .
Necesariamente, ha de ser una división original, que sea re­
presentación de una categoría independiente de fenóm enos
naturales.
A d e m á s, con frecuencia, los límites morfoclimáticos son poco
precisos, a bundando las zonas de transición, de grandes di­
mensiones.
Por todo ello trazar un mapa de la división morfoclimática de la
Tierra, en el presente, tiene un carácter de tentativa y resulta pro­
visional. Hay, no obstante, varios intentos, entre los que destacamos
el del propio Tricart, basado en criterios climáticos y biogeográficos,
combinándolos con diferencias paleoclimáticas. Propone una serie
de zonas (figura X X .1 ):
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— Zona fría. Caracterizada por la importancia predominante del
hielo. Dividida en dos dominios:
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- glaciar, donde la circulación del agua es en forma sólida.
- periglaciar, donde hay escorrentía líquida estacional, pero
donde el hielo juega un papel clave en el m odelado de los
interfluvios.
—
Zona forestal de latitudes medias. Más o m enos transformadas
por el hom bre, con abundantes formas heredadas. A su vez
dividida en dominios:
- marítimo, de invierno suave.
- continental, de invierno frío.
- mediterráneo, de verano seco.
740
741
— Zona árida y subàrida, de latitudes medias y bajas. Caracte­
rizada por vegetación esteparia y escorrentía intermitente.
— Zona intertropical. Con temperatura alta, gran humedad y escorrentía fluvial. Con dos dominios:
- Sabana, con cubierta vegetal poco densa, importante arro­
yamiento difuso y alteración química considerable.
- Bosque, con espesa cubierta vegetal m u y húmeda, y una
poderosísima actividad bioquímica.
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Resulta un esquema sencillo, que traduce, a grandes rasgos una
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disposición zona! (las alteraciones de la disposición zonal o altitudinal
se dan sobre todo en las vastas áreas continentales del Hemisferio
Norte). Sobre este cuadro habría que añadir la importante modifi­
cación que puede introducir la altura, de m o d o que, además de las
zonas y dominios se suceden los pisos morfocUmáticos.
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3.2.
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Las zonas frías
Situadas esencialmente en las altas latitudes, son las áreas donde
el frío juega un papel morfogenético de prim er orden. Pueden di­
vidirse en dos dominios: glaciar y periglaciar.
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2
a)
En el capítulo de los principales agentes de la erosión estudiamos
ya los glaciares: su formación, tipos, labor erosiva y formas de
relieve resultantes de ella.
El dominio glaciar es aquel en el que la característica fundamental
es la presencia de hielo permanente. Por tanto, su límite coincide
con el de las nieves perpetuas. Alrededor de un 1 0 % de las tierras
emergidas están afectadas actualmente por los hielos. El hielo ejerce
una poderosa labor de ablación y transporte a la que se suma la
de las aguas de fusión, que tiene lugar en los márgenes de los
casquetes glaciares, y en los glaciares, por debajo de cierta altitud.
Su papel erosivo, aunque limitado, es de cierta consideración. En
este dominio actúan, además del hielo y el agua otros agentes
erosivos, c o m o el viento, que lo hace principalmente en las zonas
costeras.
En el sistema morfogenético glaciar hay un neto predom inio de
las acciones mecánicas. Las formas de erosión resultantes ya las
742
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Ei dominio glaciar
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Figura
X X .2 b .
Glaciar alpino de Suiza. Obsérvese la abundancia de morrenas su­
perficiales. Foto M . P. G o nzález Yanci.
Figura X X .3 b .
Valle glaciar. V. de Arári. Pirineos. Foto P. G o n zá le z Y anci.
hem os estudiado (tema XVIII). Son de acumulación, localizadas en
las áreas marginales, y de ablación. Dichas formas se pueden observar
en las regiones que anteriormente estuvieron cubiertas de hielos y
en