TEMA ILA TIERRA, PLANETA EN MOVIMIENTO Y SU REPRESENTACIÓN

TEMA 1 LA TIERRA PLANETA. MOVIMIENTOS Y REPRESENTACIÓN. Diagrama conceptual. Introducción. 1. La Tierra en el espacio. Forma y dimensiones. Forma y dimensiones de la Tierra. Consecuencias de la esfericidad de la Tierra 2. Movimientos de la Tierra y sus consecuencias geográficas. Los movimientos de la Tierra. Movimiento de rotación. Orientación y situación sobre la superficie terrestre. Medición del tiempo. Otras consecuencias del movimiento de rotación. Movimiento de traslación. Solsticios y equinoccios. Consecuencias del movimiento de traslación. Sucesión de estaciones y zonas terrestres. 3. La representación de la superficie terrestre. La Cartografía. Las proyecciones. La escala. Bases matemática y geográfica. Tipos de mapas. Otras formas de representación.

LA TIERRA EN EL ESPACIO. FORMA Y DIMENSIONES.

Forma y dimensiones de la Tierra. Consecuencias de la esfericidad de la Tierra Los rayos solares inciden de forma perpendicular sobre el Ecuador y hasta los 23º 27 ‘de

Latitud. A medida que aumenta la Latitud los rayos son más oblicuos (por la inclinación del eje terrestre).Al girar sobre sí misma produce: fácil orientación, medición del tiempo, los móviles sufre la fuerza de Coriolis y la sucesión de días (+calentamiento) y noches (+ enfriamiento).

Movimientos de la Tierra y sus consecuencias geográficas. Movimiento de rotación.

a) Orientación y situación sobre la superficie terrestre.La Tierra gira sobre su eje polar. El giro completo es de 360º y tarda en hacerlo 3h. 56min.

4,09seg. Y en dirección oeste a este. Gracias a la rotación podemos:- Puntos cardinales

Orientarnos, ya que el Sol sale por el Este y se pone por el Oeste, por tanto ya sabemos los puntos cardinales. Los de refencia fija son los Polos y sirven de base para trazar la red geográfica.

- Red geográfica.Entramado de meridianos y paralelos para localizar cualquier punto de la superficie

terrestre. (fif. 1.4. / pág. 27)- Meridianos.

Arcos de círculo máximo cuyos extremos coinciden con los polos. Cada uno mide 180º. Meridiano de Greenwich 0º. Meridiano de medianoche 180º.

- Paralelos.Círculos completos que se obtienen por la intersección de planos perpendiculares al

eje de rotación. El ecuador es el círculo máximo y divide la Tierra en dos hemisferios iguales.- Longitud.

Se puede definir de dos formas:1. Ángulo que forma el plano del meridiano de un lugar con el meridiano 0º.2. Arco de paralelo medio en grados entre un punto y el meridiano 0º (fig. 1.5. / pág 28)- Latitud.

Se puede definir de dos formas:1. Ángulo comprendido entre el plano del ecuador y el que pasa por un punto de la superficie y centro de la Tierra (Norte y Sur y entre 0º y 90º)2. Arco de meridiano medido en grados entre un punto y el Ecuador (todos los puntos de 1 paralelo tienen igual latitud) (Fig. 1.5. / pag. 28)- Diferente extensión superficial de 1º de latitud y longitud.- Velocidad de giro en cada zona terrestre.

Con la latitud la velocidad de giro varía dada a la forma esférica (más en el ecuador y menos en los polos).

b) Consecuencias del movimiento de rotación.La rotación hace que se genere diferentes fuerzas:- Fuerza centrífuga.

Tiende a separar los objetos de la superficie y es contrarrestada por la Gravedad. La fuerza de gravedad consiste en que los cuerpos son atraídos entre sí de forma directamente proporcional a su masa, e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que los separa.

- Efecto de CoriolisTodo móvil sobre la superficie terrestre sufre una desviación (hacia la derecha en el

hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur). Este produce efectos sobre la dirección de los vientos y corrientes marinas.

- Alternancia día / noche.Coinciden con los periodos de calentamiento y enfriamiento.

- Permite medir el tiempo· La hora. Una hora son 15º. Si nos desplazamos 15º hacia el Este, tendremos que

adelantar el reloj 1 hora.· Los husos horarios.Adaptación de la hora a las necesidades actuales. Hay 24 husos divididos de forma

irregular sobre los continentes para que los países no tengan demasiadas horas diferentes. La hora oficial se basa en un meridiano de referencia y se aplica de forma arbitraria en un amplio territorio. La hora oficial de España corresponde a la del huso horario de Europa Central. Si conocemos la hora de Greenwich, y la longitud del lugar podemos saber la hora solar.

Movimiento de traslación. a) Características del movimiento de traslación.

- Sentido del giro.Giro alrededor del sol en 365 días, 5 horas y 48 minutos con 45,6 segundos (año). Año

astronómico: tiempo transcurrido entre dos pasos de la Tierra por delante de una estrella fija. Año solar: tiempo transcurrido entre dos equinoccios.

- Trayectoria.Gira de Oeste a Este y describe una elipse

- Distancia media al Sol.Distancia media: 150 mill / km

· Perihelio.Menor distancia con el Sol (147 millones de km)

· Aphelio.Mayor distancia con el Sol (152 millones de km)

- Velocidad.Velocidad media de giro: 107.000 km / h

- Inclinación del eje terrestre.La Tierra gira inclinada sobre el plano de traslación o plano de la elíptica. El eje terrestre

presenta una inclinación constante sobre el plano de 23º27’. Si la Tierra no girar inclinada las cosas serían muy diferentes, y la duración de días y noches sería igual en todos los lugares a parte de no haber estaciones.

b) Consecuencias del movimiento de traslación.- Sucesión de estaciones. (fig 1.8. / pág. 34)

· Solsticios.- Los Trópicos de Cáncer y Capricornio son la latitud máxima en la que los rayos de sol son

perpendiculares al mediodía, en algún momento del año. Al llegar a esta latitud máxima, el sol parece pararse y que vuelva para atrás, por eso se llama solsticio.

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

· Equinoccios- A partir de los equinoccios en los Polos comienzan el día o la noche de 6 meses.- Equinoccio de primavera (en el Hemisferio Norte): alrededor del 22 de marzo.- Equinoccio de otoño (en el Hemisferio Norte): entorno al 22 de septiembre.

- Zonas climáticas. · Intertropical.

- Situada entre los trópicos (1 ZONA).- Los rayos solares alcanzan la máxima verticalidad.- La duración del día y la noche es sensiblemente igual durante todo el año.- El calentamiento diurno supera al enfriamiento nocturno. Zona cálida.

· Templadas.- Situada entre los Trópicos y Círculos Polares (2 ZONAS).- Rayos solares más oblicuos y menos calos contra mayor latitud.- Oscilación en la duración de los días y las noches a lo largo del año.- Grandes variaciones de temperaturas pero moderadas (fig.1.9. / pág 37)

· Polares.- Limitadas por los Círculos Polares (2 ZONAS).- Máxima desigualdad entre el día y la noche. Siendo en los Polos de 6 meses.

BLOQUE TEMÁTICO 2ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS

TEMA 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS I. LA TEMPERATURA. Diagrama conceptual. Intoducción. 1. Composición de la atmósfera. 2. La estructura atmosférica. 2. 1. La troposfera. 2. 2. La estratosfera. 2. 3. La alta atmósfera. 3. Las propiedades del aire. 4. La energía solar y la temperatura terrestre. 5. El desigual reparto de la insolación terrestre. 5. 1. Factores explicativos del desigual reparto de la insolación y comportamiento calorífico terrestre. 5. 1. 1. Influencia de la distancia entre la Tierra y el Sol. 5. 1. 2. Influencia de la altura del Sol. 5. 1. 3. Influencia de la duración de la luz solar. 5. 1. 4. El efecto de la atmósfera. 5. 1. 5. El efecto de la desigual distribución de las tierras y los mares. 5. 1. 6. Efecto de la elevación y la topografía. 5. 2. La distribución de la radiación solar en la superficie terrestre. 6. La diferenciación térmica de la troposfera. 6. 1. Las temperaturas de la superficie. 6. 1. 1. La oscilación térmica diaria. 6. 1. 2. Las variaciones estacionales. 6. 1. 3. La distribución de temperaturas sobre la superficie del globo terrestre. Principales factores explicativos de la desigual distribución de temperaturas de la superficie terrestre. Distribución térmica superficial a escala planetaria. 6. 2. La estructura térmica en altura

1. Composición de la atmósfera. 2. Composición química y distribución en volumen.

Aire: Compuesto fundamentalmente de la atmósfera. No es un compuesto químico, sino una mezcla de gases.

Aerosoles: Pequeñas partículas líquidas y sólidas, dispersas.La composición química y el porcentaje en volumen de los principales gases que integran la atmósfera terrestre viene reflejados en el cuadro III.1 / pág. 98.

1.2. Propiedades de los principales gases. Importancia desde el punto de vista climático.Algunos gases que integran la atmósfera no tienen interés desde el punto de vista climático:- Nitrógeno. Principal componente gaseoso de la atmósfera y de gran importancia en la nutrición de los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climáticas.- Oxígeno. Imprescindible para los seres vivos, pero que apenas influye en las variaciones climáticas, como los denominados gases nobles.

Con otros gases no ocurre lo mismo:- Vapor de agua. Tiene una presencia muy variable. El agua penetra en la atmósfera por la evaporación de los mares, lagos, ríos y transpiración de las plantas, se condensa en minúsculas gotitas para formar las nubes y posteriormente se precipitan sobre la superficie terrestre. Cuando se emplea 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 .El vapor de agua, también, tiene la propiedad de absorber los rayos infrarrojos de mayor longitud de onda del Sol, y se ve reforzado por el dióxido de carbono.- Dióxido de carbono. (anhídrido carbónico) Procede de las emanaciones volcánicas, de las combustiones y de la respiración de los seres vivos. Desde principio del s. XX, ha habido un aumento notable de dióxido de carbono procedente de la combustión de madera, carbón, petróleo y gas natural. El aumento progresivo del dióxido de carbono es compensado por la acción clorofílica de las plantas. Su total desaparición provocaría un descenso medio de la Tierra de 21ºC.- Ozono. Se forma por la absorción de rayos ultravioletas procedentes del Sol, que descomponen el oxígeno molecular biatómico, provocando la constitución de moléculas triatómicas del mismo. La capa de Ozono impide el paso de la radiación ultravioleta de longitud de onda entre 0,20µ y 0,29µ que haría imposible la vida, la de longitud de onda comprendida entre 0,29µ y 0,40µ traspasa y es beneficiosa.- Otros gases. Estos son contaminantes o impurificantes, estos pueden ser:

Anhídrido sulfuroso (SO2): se incorpora al aire por combustión de carbón, petróleo y fundición de metales que contengan azufre. Existe el peligro que derive en la formación de ácido sulfúrico (SO4H2), perjudicial al contacto con los pulmones.

Anhídrido nitroso (N2O): toxicidad por encima de determinadas concentraciones.Monóxido de carbono (CO): combinado con la hemoglobina de la sangre impide el

transporte del oxígeno.

1.3. Las partículas sólidas.Se contienen en la atmósfera y tienen una procedencia y naturaleza variable.Partículas de polvo, sales que cristalizan al evaporarse las gotas de agua de los océanos, humos

procedentes de la combustión...

2. La estructura atmosférica. Ni la distribución de los diferentes elementos, ni la densidad del aire permanecen constantes con la altura. Estructura vertical de la atmósfera: permite dividir la atmósfera en capas homogéneas (fig. III.1 / pág. 101). Las diferencias térmicas son resultado de la diferente composición gaseosa de cada capa.La atmósfera no se halla distribuida uniformente, sino que presenta una estructura en capas de diferente composición y dinámica: troposfera, estratosfera y alta atmósfera.

2.1. La troposfera. Deriva del griego tropein (girar, revolver) movimientos turbulentos en su seno.Es la capa inferior de la atmósfera.

Composición. En ella se encuentran las ¾ partes de masa gaseosa que envuelve la Tierra y casi la totalidad del vapor de agua. En ella hay dominio de las nubes, precipitaciones y demás fenómenos metereológicos.

Dinámica atmosférica. Subcapas de la troposfera:o Capa geográfica o capa sucia: hasta una altitud media de unos 3000 metros.

Impurezas y mayor turbulencia del aire.o Peplopausa: límite de la capa geográfica o capa sucia.o Capa libre: la atmósfera está más libre y homogénea.

Comportamiento térmico. La temperatura desciende con la altura, a unos 0,65 ºC por cada 100 metros aproximadamente. Esta tendencia, que manifiesta un gradiente térmico negativo, se interrumpe bruscamente al alcanzar la tropopausa (superficie de separación respecto a la siguiente capa atmosférica). La distancia en la que se encuentra la tropopausa es variable y depende de la latitud y de la estación del año. La inversión térmica se produce ne los Polos a una altura inferior (6 km aproximadamente) y una temperatura superior (-45 ºC) que en el Ecuador (17 km y –85 ºC). Esto puede ser causa de la verticalidad de los rayos solares. 2.2. La estratosfera. Significa aire en estratos tranquilos. Segunda capa de la atmósfera y va de la tropopausa

hasta la estratopausa (a unos 50 km aproximadamente y es donde acaba el ozono). Composición. Hay ausencia casi completa de vapor de agua y progresiva rarificación de la

presencia de gases. Dinámica atmosférica. Antiguamente se creía que era una capa tranquila, pero se han

descubierto perturbaciones violentas (a veces superan los 250km/h) con dirección Este en verano y Oeste en invierno. Este cambio de dirección parece parece estar relacionado con la variación térmica provocada por el diferente calentamiento de la ozonosfera.

Comportamiento térmico. La temperatura es constante hasta una altura de 18 a 20 km, aumentando después 3 ºC cada 1 km. Hay presencia de ozono que absorbe las radiaciones ultravioletas del Sol, con lo que esta capa puede alcanzar los 100 ºC.

2.3. La alta atmósfera. Mesosfera o alta estratosfera: a partir de los 50 km la temperatura se invierte y esta

desciende hasta la mesopausa (a unos 80 km de altura). Termosfera: por encima de los 80 km hay casi una total rarificación atmosférica. A los 150

km la presión del aire es casi un vacío neumático, pero hay suficiente densidad gaseosa para provocar calentamiento por rozamiento (estrellas fugaces...). Absorción de radiaciones solares de menor longitud de onda con lo que aumenta la temperatura a 200 – 300 ºC.

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

3. Las propiedades del aire. Aire: mezcla de gases.Gases: cuerpos sin forma ni volumen propios y con tendencia a dispersarse

uniformemente por el espacio y de gran movilidad.Sólidos: ofrecen fuerte resistencia a modificar su volumen aunque no su forma.Líquidos: cambian su volumen mediante variaciones de presión y temperatura. Forman superficies de separación frente a los gases.

- La movilidad.Debido a la baja atracción entre sus moléculas, le permite moverse libremente por el espacio. Esta propiedad es fundamental para comprender la dinámica atmosférica.

- La presión- Concepto.

Sinónimo de fuerza. El aire pesa y ejerce una fuerza por unidad de superficie en cualquier punto de la atmósfera, a mayor altura menor presión. Un gas a alta presión es capaz de realizar una fuerza unitaria superior (P=F/S (F= fuerza; P=presión; S=superficie)).

- Unidades de medida de la presiónSistema cegesimal (C.G.S.) --- BariaSistema internacional (S.I.) --- Pascal.Pero se utiliza el bar y el kilogramo por centímetro cuadrado.Otras unidades utilizadas son la atmósfera y el milímetro de mercurio:Atmósfera: presión atmosférica a nivel del mar, a 0ºC.

Milímetro de mercurio: tiene relación con el experimento de Torricelli

(fig. III.3 / pág. 107).

- Causas de las diferencias de presión.Las diferentes presiones atmosféricas son no sólo a causa de la altura sino también de origen térmico y dinámico.

- La temperatura.- Concepto de calor y temperatura. Calor: forma de energía. Temperatura: consecuencia del calor.- Concepto de calor específico. La desigualdad térmica puede medirse mediante el calor específico (cantidad de calor necesaria para elevar un gramo del mismo, un grado de temperatura). El calor específico del aire y del agua son diferentes. La acumulación de calor de un cuerpo depende de la masa del mismo que se caliente. Comportamiento térmico diferencial: existe entre la tierra y el mar. El suelo seco posee un calor específico similar al del aire (5 veces inferior al agua). A esta diferencia de calor acumulado hay tener en cuenta que el agua permite que el calor penetre a mayor profundidad, calentando más masa. Al producto de la masa por el calor específico se le conoce con el nombre de capacidad calorífica. Hay un ejemplo de la diferencia de absorción en la pág. 109 junto con la Fig.III.4 / pág. 109.- Unidades de medida. Escalas de medida.

La unidad de temperatura depende de la escala de medida.Escala centígrada: fue inventada por el astrónomo sueco Celsius en 1742 y se fijaron los valores de 0 y 100 correspondientes al agua al helarse y al romper a hervir. Y dividiéndolo posteriormente en 100 partes (grado centígrado).Fahrenheit: establecía otros puntos de referencia de medición, u dio a 0 la temperatura de la nieve y de la sal y de la sal de amoniaco en fusión y 100 a la temperatura normal del cuerpo humano.Kelvin o absoluta: es otra escala termométrica. Es la prolongación de la escala centígrada con el cero absoluto en el –273ºC (temperatura en que la materia quedará sin movimiento interno, sería la temperatura más baja que se puede alcanzar).

- La densidad.- Concepto. El aire más denso se estabiliza y el menos denso tiende a elevarse. Densidad: es la masa de un cuerpo por la unidad de volumen. El resultado es el mismo al peso específico o peso unitario.- Unidades de medida de la densidad. La unidad de medida es el gr/cm2 y el gr/litro.- Variación de la densidad según la temperatura y el porcentaje de humedad.

Factores que modifican la densidad del aire:

- 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.

- Temperatura: determina la densidad. Una masa de aire caliente ocupa mayor volumen que si estuviera fría, siendo menor su densidad. También tiende a elevarse como el húmedo.

- La humedad.- Concepto de humedad absoluta y relativa.

Humedad: hace referencia a la cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera.Humedad Absoluta.- Es el peso en gr. en relación a una unidad de volumen de aire en m³ Humedad Relativa.- Es al situación con respecto a la saturación. Calcular la proporción en %, de la humedad absoluta del aire respecto a la correspondiente al estado de saturación a esa temperatura.

- Unidades de medida de la humedad.Se realiza en gr/m3

- Saturación y condensación.Saturación: Es el punto en el que al descender la temperatura hasta 14 ºC la humedad relativa es del 100 por 100.Condensación: Un enfriamiento por debajo de ese valor hasta los 10 ºC, por ejemplo

(9,4 gr./m³ en el punto de saturación), obligaría al aire a ceder el exceso de humedad (12-9,4 = 2,6 gr./m³) 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.

4. La energía solar y la temperatura terrestre. = T.IVEl Sol calienta el aire, elevando su temperatura, pero a Ia vez es eI causante de Ia dinámica de Ia hidrosfera y Ia atmósfera y, en última instancia, de las tormentas, las nubes, Ia lluvia, Ia nieve, etc.

El sistema térmico terrestre.Sistema térmico: constituido por diversos elementos que interactúan entre si,

intercambiando energía calorífica. El sistema térmico terrestre es abierto y equilibrado. Es un sistema abierto, porque existe una relación con el exterior. La energía solar alcanza Ia superficie terrestre calentándola, y a su vez, Ia Tierra emite energía calorífica hacia el Espacio. Y es un sistema térmico equilibrado, porque el proceso de entrada y salida de energía calorífica se produce de manera que no exista ni ganancia ni pérdida de calor.

-Fases del sistema térmico terrestre: 1ª FASE: Integrado por Ia atmósfera y las superficies continental y marítima, la atmósfera

actúa a modo de filtro, absorbiendo y reflejando un porcentaje importante de Ia energía solar. Únicamente Ia parte conocida como insolación alcanza Ia superficie del suelo. Como consecuencia de las radiaciones recibidas, la atmósfera y superficie terrestre, funcionan a su vez como emisores, interactuando entre si y con el exterior, de manera que resulte equilibrado el intercambio.

2ª FASE: Los contrastes térmicos de carácter zonal y su variación en el tiempo son el resultado del desigual reparto de Ia radiación solar, motivado por factores de orden cósmico y geográfico. Existe desequilibrio térmico interior exige Ia existencia de unos mecanismos compensatorios de trasferencia de calor desde las regiones cálidas de baja latitud hasta las frías regiones polares (con los movimientos de Ia atmósfera y de las aguas de los océanos).

Balance térmico global entre el Sol y Ia Tierra.El Sol, principal fuente de energía. El Sol emite de forma constante una elevada cantidad de radiación (5,2.1024 kilocalorías por minuto). Únicamente una pequeña parte Ilega a Ia superficie de Ia Tierra. 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 recibe el nombre de langley, en honor de S.P. Langley, físico y astrónomo del siglo xix, pionero en el estudio de las radiaciones. Constante solar: cantidad de energía que penetra en Ia atmósfera que es de 2 langley / minuto. La Tierra es una esfera en rotación, Ia energía recibida se reparte sobre una superficie mayor, en Ia proporción de 4 a 1. La atmósfera y su labor de filtrado (absorción, reflexión, dispersión).El valor medio, relativo a toda Ia superficie terrestre, se reduce por el efecto de pantalla de Ia atmósfera. La radiación emitida por el Sol es absorbida en parte por esta. Filtrado en fases sucesivas:

1. La ionosfera absorbe casi completamente los rayos X y una buena parte de Ia radiación ultravioleta.

2. El ozono de Ia estratosfera completa Ia absorción de los rayos ultravioletas más perjudiciales.

3. EI vapor de agua y el anhídrido carbónico realizan Ia labor de filtrado en las radiaciones infrarrojas.

La insolación: energía que alcanza Ia superficie terrestre (albedo y absorción por el suelo) Balance energético entre los principales elementos del sistema térmico terrestre: superficie terrestre, atmós-fera y espacio exterior.Insolación: Es la energía solar que alcanza la superficie terrestre. La superficie terrestre no se beneficia totalmente de la radiación solar que alcanza la superficie después de la labor de filtrado atmosférico, una parte, según el albedo del suelo receptor (porcentaje de energía reflejada), se refleja hacia el exterior. Así, mientras el albedo del agua para radiaciones verticales es bajo (2%), es extremadamente alto en el caso de la nieve o el hielo (45-48%), oscilando el resto de la superficie terrestre en posiciones intermedias.Balance energético: La última fase del balance energético es la radiación del suelo y posterior calentamiento atmosférico. La Tierra presenta un doble comportamiento: receptor de la energía solar y emisor hacia el exterior. la energía irradiada por la sup. terrestre es variable con su temp. y se realiza por radiaciones de onda larga y o bien es absorbida por la propia atmósfera, por el anhídrido carbónico y vapor de agua de la troposfera o bien se proyecta directamente al exterior. Este hecho es muy importante desde el punto de vista climático, pues supone que la atmósfera se comporta como una pantalla térmica que devuelve calor a la superficie terrestre, impidiendo que , durante la noche, la temp. descienda excesivamente por ausencia de radiación solar, lo que se ha denominado efecto invernadero.La sup. terrestre utiliza dos nuevos mecanismos de transformación del calor: El primero sirve para facilitar, sobre todo en los océanos y mares, la evaporación del agua y su paso a la atmósfera. Este calor latente de vaporización es devuelto posteriormente en la condensación. El segundo uso es comunicar calor a las capas bajas de la atmósfera, que sufre un movimiento ascensional convectivo. Ambas cantidades de energía calorífica pueden ser tasadas en 20 y 10 calorías respectivamente (por cada 100 solares que alcanzan LT).

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

5.1.1. Influencia de la distancia entre la Tierra y el Sol.El mov. de LT 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 explica que la energía recibida en el perihelio de Enero (mayor proximidad) sea superior en un 7% a la correspondiente al aphelio de Julio (momento de mayor lejanía). Cabe deducir que los inviernos en el HN deberían ser más cálidos que los del HS, lo contrario ocurriría para los veranos. En la práctica la circulación de calor en la atmósfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia global.

5.1.2. Influencia de la altura del Sol. Este factor afecta 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. Desde el momento de la puesta del Sol, la altura del mismo está condicionada por dos factores: la estación del año y la latitud del lugar. Estos factores y la incidencia de los rayos solares en Ecuador y Trópicos debería la radiación ser máxima en el Ecuador y mínima en los Polos. Sin embargo a parte de la influencia de la atmósfera terrestre, un efecto complementario se suma al anterior y es la causa de que la temp. máx. no se registre en el Ecuador y sí en lo Trópicos. El paso del Sol por éstos 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.

5.1.3. Influencia de la duración de la luz solar. Además de la perpendicularidad de los rayos solares, la latitud condiciona la duración del día

solar y, en consecuencia la cantidad de insolación. Cuanto período de tiempo de iluminación solar, mayor será la cantidad de radiación diaria recibida. Desigualdades entre días y noches en los solsticios de verano e invierno y Hemisferios. Como consecuencia de la influencia de la estacionalidad y latitud la radiación solar diaria que llega a LT es variable en cada punto de la sup. terrestre.

5.1.4. El efecto de la atmósfera.

El desigual recorrido de los rayos solares a través de la atmósfera sería una consecuencia de la latitud. El principal factor atmosférico causante de la diferente llegada de radiación solar al suelo es la presencia de la nubosidad.

5.1.5. El efecto de la desigual distribución de las tierras y los mares. El diferente comportamiento térmico de las superficies marina y continental añade nuevas e

importantes consecuencias al balance energético diferencial de la sup. terrestre. De forma general en los océanos, debido a la superior evaporación del agua, el efecto de filtrado atmosférico es superior, así para una misma latitud el porcentaje de insolación sería superior en los continentes que en los océanos. Otra diferencia es la distinta manera en que tierras y mares son capaces de aprovechar la energía que les llega, mientras el agua tiene mayor capacidad de almacenamiento de la energía solar, la tierra rápidamente la devuelve a la atmósfera. El albedo del suelo es más elevado que el del mar, lo que supone que sea mayor la cantidad de energía reflejada que la absorbida. Para profundizar en el desequilibrio térmico hay que recordar que la capacidad de almacenar calor no depende exclusivamente del su calor específico, así el del agua es cinco veces mayor que el de la tierra seca, para elevar un grado su temperatura haría falta cinco veces más calor que la tierra. La sup. continental se calienta y se enfría más rápidamente que la oceánica.

5.1.6. Efecto de la elevación y la topografía. La altitud y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican sensiblemente la cantidad de radiación solar que alcanza la sup. terrestre.

5.2. La distribución de la radiación solar en la superficie terrestre. Principales factores de Ia diferenciación espacial. Los valores anuales totales, expresados en kilolangleys por año vienen recogidos en el mapa de isolíneas (pag.139) obtenido por la unión de los puntos de igual radiación solar. El efecto de la altura solar se refleja en la disposición latitudinal de las isolíneas cuyo valor decrece hacia latitudes más altas. El modelo se rompe con el contraste tierra-mar y la importancia de la atmósfera en su labor de filtrado. Los valores máximos se localizan a lo largo de los trópicos. El efecto de la nubosidad, mayor en los océanos que en los continentes, se aprecia en el hecho de que las isolíneas de radiación se inflexionan hacia los Polos, cuando pasan por encima de los continentes y hacia el Ecuador cuando lo hacen por encima de los océanos.

6. La diferenciación térmica de la troposfera. Hace referencia a la temperatura de aire que está en contacto con la sup. terrestre, realizada

en idénticas condiciones en todo el globo: evitando la radiación directa del Sol sobre el termómetro y a una altura constante del suelo (de 1,5 a 2 m.)

- Causas de los desfases existentes entre los fenómenos radiactivos y Ia temperatura del aire.El calor absorbido por el suelo no se cede de forma inmediata a la atmósfera, existe un

desfase temporal como consecuencia de que el suelo o la sup. del agua deben calentarse y almacenar calor antes de elevar su temp. y poder emitir hacia el exterior, sería un fenómeno como de inercia térmica. Por otro lado parte de la energía disponible por el suelo es empleada para la evaporación, disminuyendo el calor que puede ser cedido para calentar el aire, de aquí que la temp. 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 sup. terrestre, habría que añadir otros extrínsecos que condicionaba las características climáticas de un lugar determinado de LT.El resultado final del calentamiento del aire es la obtención de una determinada temp., la distribución de temperaturas no es uniforme ni espacialmente ni a lo largo del tiempo. Podríamos diferenciar una temp. de superficie y una estructura térmica del aire.

6.1. Las temperaturas de la superficie. 6.1.1. La oscilación térmica diaria.

Ciclo diario.- ascenso y descenso rítmico de la temp. del aire. A lo largo de la oscilación térmica diaria existen dos momentos claves que definen las temp. máxima y mínima del día. (25ºC y 12ºC en la fig. de la pag 1429. Otros valores de interés a tener en cuenta son la amplitud térmica diaria o distancia entre ambos valores extremos (25ºC-12ºC=13ºC) y la temp. media diaria que es el valor medio de las dos temp. extremas (25+12/2=18,5ºC). Los factores geográficos estacionales son decisivos en el perfil de la oscilación térmica diaria.

6.1.2. Las variaciones estacionales.

La representación gráfica de las temp. medias mensuales a lo largo del año da lugar a una curva de temp. oscilatoria con valores máx. y mín. estacionales. Temp. media mensual es el valor promedio de las temp. medias de cada uno de los días del mes. Los regímenes térmicos estacionales están estrechamente relacionados con las variaciones de la radiación solar recibida a lo largo del año.La latitud es el factor predominante de la fluctuación térmica anual. En las latitudes medias y altas,la curva de las temp. medias mensuales presenta una variación más marcada y es donde la amplitud térmica anual (diferencia entre las temp. del mes más cálido y del mes más frío) es superior.

6.1.3. La distribución de temperaturas sobre la superficie del globo terrestre.

El estudio de la distribución térmica en la sup. terrestre se facilita mediante el mapa de isotermas. Las isotermas son líneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Estos valores representan sobre la sup. del globo observaciones hechas para toda una zona en un mismo instante o valores medios para un período de muchos años, correspondientes a un cierto día o a cierto mes según al fin al que se destine el mapa. Principales factores que influyen en la desigual distribución de temp. de la sup. terrestre una vez que éstas han sido reducidas al nivel del mar. A los factores intrínsecos que determinan la diferencia de insolación como la altura solar, comportamiento tierra-mar, la nubosidad, etc. hay que añadir los factores extrínsecos que que modifican las condiciones térmicas de cada punto de nuestro planeta, que son la influencia del movimiento de masas de aire y las corrientes oceánicas. El mov. más importante sobre nuestro planeta es la corriente de aire dirección W-E en la franja de latitudes medias (30º a 60º latitud). Masas de aire creadas en el mar penetran en los continentes con diferentes propiedades según las zonas, Las corrientes oceánicas superficiales originadas por la dirección de los vientos dominantes y la rotación terrestre trasfieren enormes de agua cálida hacia los Polos y frías hacia el Ecuador intentando eliminar el desequilibrio térmico terrestre. Ver estudio de los mapas de isotermas (pag 146-148).

6. 2. La estructura térmica en altura. La estructura térmica de la troposfera en altura muestra un descenso casi constante de la temp. a medida que nos elevamos sobre la sup. terrestre. esta disminución o gradiente térmico negativo se denomina gradiente vertical normal de la temperatura y suele moverse entre los valores de 0,5º y 0,7º cada 100 m. de elevación. Los valores extremos pueden ser superiores dependiendo de los lugares y de las estaciones, los más fuertes se presentan cuando el suelo está más recalentado (primavera y otoño) y los más débiles cuando el suelo está frío (invierno). Por la noche se produce lo que se denomina la inversión térmica.

ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS II. LA PRESIÓN Y LA HUMEDAD ATMOSFÉRICAS

TEMA 3. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS II. LA PRESIÓN Y LA HUMEDAD ATMOSFÉRICAS. Diagrama conceptual.Intoducción. 1. Las variaciones de presión en el seno de la atmósfera terrestre. 1. 1. El campo de presión en superficie. 1. 2. El campo de presión en altura. 1. 3. Causas de las diferencias de presión atmosférica. 2. Los vientos y la circulación atmosférica. 2. 1. Análisis dinámico del movimiento del aire. 2. 1. 1. El movimiento del aire debido a las diferencias de presión. 2. 1. 2. La fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos. 2. 1. 3. Los movimientos de convergencia y divergencia. 2. 2. La circulación general atmosférica. 2. 2. 1. El mapa de la distribución de presiones y el sistema de vientos dominantes en la superficie terrestre. 2. 2. 2. La circulación atmosférica en altura. 2. 3. Los vientos locales. 3. La humedad atmosférica. 3. 1. El ciclo hidrológico del agua en la naturaleza. 3. 2. La evaporación. 3. 3. Condensación y precipitación. 3. 3. 1. Los mecanismos de saturación. 3. 3. 2. Los tipos de ascendencias. 3. 3. 3. Condensación y formación de nubes. Los mecanismos de precipitación. 3. 4. La distribución de las precipitaciones en la superficie terrestre. 3. 4. 1. El desigual reparto sobre la superficie. 3. 4. 2 .Las variaciones estacionales. 4. Las zonas climáticas

1. Las variaciones de presión en el seno de la atmósfera terrestre. Dos hechos modifican la estabilidad atmosférica: el desequilibrio térmico provocado por el desigual calentamiento terrestre y el movimiento de rotación.

1.1. El campo de presión en superficie. Concepto de presión. Concepto de presión reducida a nivel del mar : Es imprescindible eliminar la influencia de la altitud (introduciendo una corrección teniendo en cuenta la variación con la altura) y las oscilaciones diarias de presión por fluctuaciones de temperatura diarias. Así, las presiones se

obtienen a una hora determinada del día, incrementando 11 mmb cada 100 m.El mapa de isobaras: los individuos isobáricos. Las isobaras son líneas que unen puntos de igual presión (a nivel del mar). Los principales individuos isobáricos son: Anticiclones (A, H, +): isobaras cerradas de altas presiones Borrascas, ciclones o depresiones (B, D, -): isobaras cerradas de bajas presiones. Vaguada: mitad de una borrasca, con la isobara interior de inferior valor que la exterior. Dorsal (cuña anticiclónica): mitad de un anticiclón, con la línea interior de mayor valor que la

exterior. Pantano isobárico: cuando el espacio de presión es confuso y poco diferenciado.Los centros de acción atmosférica. Las regiones de altas y bajas presiones (también llamadas centro de acción) varían su posición en el tiempo e influyen en el clima, siendo más estables las primeras (asociadas a tiempo seco y caluroso) que las segundas (tiempo variable, nuboso y con precipitaciones). Para diferenciar ambas zonas se toma como referencia la línea de 760 mm (1.015 mb).

1.2. El campo de presión en altura.

Los mapas de las superficies isobáricas (isohipsas) Las isohipsas son isolíneas de altitud correspondientes a las superficies isobáricas (superficies con igual presión atmosférica). Se toman diferentes niveles de referencia, en particular 700, 500 y 300 mmb. No siempre existe correspondencia entre los campos de presión en superficie y en altura. La inversión del centro de acción se produce cuando un centro de baja presión en superficie se transforma en altas presiones en altura y viceversa. Las altas presiones de origen térmico provocadas por aire frío del invierno o las bajas presiones debidas al calentamiento del verano desaparecen en altura. Los centros de acción de origen dinámico son más estables.

1.3. Las causas de las diferencias de presión atmosférica.

Causas dinámicas y térmicas. Térmicas: se origina una circulación térmica en áreas restringidas, como mar-costa, montaña-

valle, etc. El aire caliente se eleva por su menor densidad, provocando una falta de presión en superficie y caminando en altura hacia las zonas frías, mientras una corriente de aire frío denso fluye desde la zona fría hacia la zona caliente.

Dinámicas: en el caso de la circulación del aire en el globo terrestre, el motor causante de los principales centros de acción hay que buscarlo en altura y su origen vendrá tanto del desequilibrio térmico como de la rotación de la Tierra.

2. Los vientos y la circulación atmosférica. Viento es todo movimiento del aire ocasionado por diferencias de presión. Con carácter vectorial,

integrado por dirección e intensidad. La rosa de los vientos es una representación gráfica y mediante sus 8 direcciones indican dirección e intensidad de los vientos en períodos de tiempo, con longitudes proporcionales al % en que sopló en cada dirección.

2.1. Análisis dinámico del movimiento del aire.2. 1. 1. El movimiento del aire debido a las diferencias de presión.

La ecuación fundamental de Newton. Interpretación. La ecuación fundamental de Newton. Interpretación : La aceleración de un cuerpo es proporcional a la fuerza e inversamente proporcional a la masa. La fuerza de rozamiento es contraria al movimiento, provocada por el medio donde se desplaza. En las trayectorias curvas intervienen las fuerzas centrífuga y centrípeta (Fc = m x v / r).

a) Fuerza de gravedad del viento. La fuerza causante del movimiento inicial del aire es la debida a las diferencias de presión existentes en la atmósfera. El equilibrio aerostático se produce al igualarse la presión en altura con la fuerza gravitatoria, impidiendo el escape de vientos hacia niveles más altos.

Dirección e intensidad de la fuerza gradiente. El movimiento horizontal del aire irá desde los centros de altas presiones a los de bajas presiones con dirección perpendicular a las isobaras. La intensidad depende de dos factores: Gradiente de presión: diferencia de presión por unidad de longitud (si las isobaras están muy

juntas la velocidad será más alta que si están separadas). Densidad del aire: a menor densidad, mayor fuerza y mayor aceleración

2. 1. 2. La fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos. El movimiento de rotación de la Tierra desvía la trayectoria aparente del viento, que deja de ser perpendicular a la línea de máximo gradiente, debido a la fuerza de Coriolis.Desviación aparente del viento. Ley de Buys-Ballot. En el Hemisferio N, el movimiento resultante del viento iría de las altas a las bajas presiones, pero según una trayectoria inclinada respecto a las isobaras. La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el Hemisferio N, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejaría a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio S).Dirección e intensidad de la fuerza de Coriolis. La fuerza de Coriolis tiene una dirección perpendicular al movimiento del aire. Su intensidad equivale a Fcor = 2 x W x V x sen (W velocidad rotación, V la del viento, latitud). Se pueden extraer las siguientes conclusiones:

La fuerza del gradiente del viento será perpendicular a las líneas de máximo gradiente. La fuerza de Coriolis sería perpendicular al movimiento del aire. La fuerza de rozamiento sería contraria al movimento del aire. La resultante de las tres fuerzas sería nula.La velocidad del viento formaría un ángulo

respecto a isobaras (depende rozamiento y en océanos > continentes).Viento geostrófico. Espiral de Ekman. El efecto de rozamiento. El aire se ve frenado por la superficie terrestre. La dirección de la fuerza de rozamiento se opone a la del viento. La velocidad en altura: viento geostrófico. En alturas por encima de 1.000 m el viento sopla aproximadamente perpendicular al gradiente de presión, siendo prácticamente nulo el rozamiento. El viento geostrófico se da cuando el viento sigue la línea de las isobaras.El equilibrio dinámico en superficie y altura. La desigual dirección del viento en superficie y altura se interpreta como una progresiva adaptación de la dirección del viento a medida que disminuye el rozamiento, variando también la intensidad.La variación del viento desde la superficie a la altura: la espiral de Ekman. Si fuéramos ascendiendo desde la superficie hasta una altura de 500 a 1.000 m, la dirección e intensidad del viento se modificarían progresivamente hasta alcanzar el valor del viento geostrófico, según la espiral de Ekman.

2. 1. 3. Los movimientos de convergencia y divergencia. El aporte o pérdida del aire en superficie debe ser compensado con movimientos atmosféricos descendentes o ascendentes:

Convergencia en superficie: existencia de una acumulación de de aire en un área limitada. Está asociada a los centros de bajas presiones.

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

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

2.2. La circulación general atmosférica. La circulación atmosférica no está dominada por estos movimientos en superficie, sino por los movimientos que se producen en altura.

2. 2. 1. El mapa de la distribución de presiones y el sistema de vientos dominantes en la superficie terrestre. Los principales rasgos son:

Tendencia a la zonalidad Las franjas varían su posición estacionalmente Las franjas se alteran por la presencia de continentes en el Hemisferio S los contrastes de

presión son menores al haber menos tierra.Distribución

Bajas presiones ecuatoriales. Altas presiones subtropicales. Bajas presiones subpolares. Altas presiones polares.El sistema de vientos en superficie. La distribución de presiones es la causa del movimiento del aire. La relativa de acción permite hablar de un sistema de vientos dominante. Áreas de calma ecuatoriales, doldrums. Cinturón ecuatorial de vientos variables y calmas.

Entre 5 latitud N y S. Área de bajas presiones, con muy poca fuerza del aire y bajo gradiente de presión. Las áreas de calma se llaman doldrums.

Cinturón de alisios en área intertropical. Desde las calmas ecuatoriales hasta los 30° de latitud. Consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones ecuatoriales. En el Hemisferio N la dirección es NE-SO, y en el S es SE-NO. Vientos regulares en intensidad (20 km/h) y dirección (del E). Se les llamaba trade-winds (vientos del comercio) en la antigüedad. Estám mejor definidos en Atlántico y Pacífico, que no

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

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

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

2. 2. 2. La circulación atmosférica en altura. Desaparecen los factores geográficos, así como la acción de ciclones y anticiclones de origen térmico a nivel de 700 mmb. Las altas presiones subtropicales (de origen dinámico) aparecen con los mapas de altura. A partir de los 1000 m desaparece la influencia de los factores geográficos.Circulación dominante del Oeste. Un cinturón de altas presiones subtropicales enmarcan las corrientes de dirección O hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos (geostróficos) manifiestan la existencia de un flujo zonal de dirección O. El cambio estacional decelera las corrientes del O, más lentas en verano, desplazándolas a altas latitudes.La corriente del Chorro o del JetStream: ciclo estacional. El Jet-Stream o Corriente del Chorro es un flujo de viento de mayor velocidad (entre 200 y 400 km/h en invierno) que se halla concentrado en una estrecha franja situada hacia los 30° de latitud oscilante con las estaciones y a una altura entre 9.000 y 15.000 m. Se descubrió en el Hemisferio N durante la IIª Guerra Mundial, y se ha comprobado su existencia en el Hemisferio S, así como diversas ramificaciones. Su origen es incierto (factores dinámicos, como la rotación, y térmicos, como el desigual calentamiento terrestre). Es de gran trascendencia en la atmósfera y se la ha definido como el verdadero sistema nervioso de la atmósfera interior. Aparte de los cambios estacionales existen otros cambios que afectan al Jet-Stream, tanto en latitud como en velocidad y altura, incrementando la rapidez y bajando la latitud en invierno y debilitándose y ascendiendo de latitud en verano. Por medio de la Jet-Stream el aire caliente del Trópico se traslada hacia el N y el aire Polar hacia el S, con lo que se consigue la nivelación del desequilibrio térmico entre Polos y Ecuador.Las fases del del ciclo son:

Corriente rápida (150 km/h), zonal y alta en latitud Aparecen ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, que generancurvaturas positivas

(sentido de las agujas del reloj) anticilónicas y negativas (sentido contrario) ciclónicas. La circulación se ralentiza (70 km/h) y se hace una trayectoria más sinuosa que puede dar

lugar a gotas frías

Explicación de la circulación general de la atmósfera. El primitivo modelo del Halley. Las diferencias térmicas entre Ecuador y Polos eran el eje del

sistema térmico. El aire cálido del Ecuador se elevaría, transportando el calor ecuatorial al frío polar. Los alisios serían los vientos superficiales descendientes en latitud y al confluir en la CIT darían lugar a los contralisios. Esta corriente cerraría la llamada célula de Halley, una en cada hemisferio. Este modelo no explica el cinturón de altas presiones subtropicales y los vientos del O de latitudes medias.

La contribución de Rossby. Recientes aportaciones. El Jet-Stream es el verdadero motor dinámico de la atmósfera. Se admite

una corriente tubular que coincide con el movimiento del aire en dirección O-E en las altas capas de la troposfera. Las ondulaciones del Jet-Stream permite la zonalidad de los flujos de viento y el trasvase del calor en sentido meridiano.

2.3. Los vientos locales. Las brisas tierra-mar. Fenómeno alterno dia (mar-tierra) / noche (tierra-montaña) provocado

por la diferencia de calentamiento. Vientos de montaña y de valle. En función del calentamiento de las laderas de las montañas.

Fenómeno alterno dia (valle-montaña) / noche (montaña-valle) Vientos catabáticos o de drenaje. Desplazamiento de aire frío por acción de la gravedad,

desde regiones troprgráficamente más altas a otras de menor altitud. Vientos foëhn. Efecto producido por las barreras montañosas. El aire es forzado a elevarse,

desecándose

[Masas de aire, frentes y perturbaciones.

3.1. Las masa de aire. Una masa de aire es un gran volumen de aire, cuyas propiedades físicas, especialemente la temperatura, humedad y gradiente térmico, son uniformes en una extensión de centenares de

kilómetros.Principales tipos de masas de aire. La clasificación atiende a la región de origen y a sus propiedades de temperatura y humedad:

Masas tropicales: marítimas y continentales. Ascienden de latitud en verano y descienden en invierno.

Masas polares: marítimas y continentales. Masas árticas: marítimas y continentales. Poca humedad y muy baja temp. Olas de frío en

latitudes muy bajas.

3.1. Los frentes. - Concepto. Definición. Características. Un frente es la superficie de separación entre masas de

aire de características diferenciadas. Será más potente cuanto mayor sea el contraste.- Principales frentes: polar, mediterráneo, ártico, etc...Los principales frentes son: polar (separa

aire polar del tropical), mediterráneo (aire contin. polar del tropical), ártico (polar del ártico), etc.

3.2. Las perturbaciones Las perturbaciones, ocasionadas por contacto de masas de naturaleza distinta, tienden a

elevarse, enfriándose y provocando mal tiempo y precipitaciones.

a) Las perturbaciones de las latitudes medias y altas.o Las perturbaciones frontales. Génesis y evolución. El límite del frente es recto pero tiende a

curvarse permitiendo que el aire frío penetre en el cálido y viceversa. El frente cálido (representado por semicirculares negros) es la discontinuidad entre aire caliente y frío y el aire cálido se eleva por encima de la separación del frente: el aire frío ocupa posiciones más bajas. El frente frío (triángulos negros) es al contrario y el aire frío se introduce como una cuña en la masa de aire caliente, elevándola.

Familias de depresiones frontales. Las perturbaciones frontales no duran más de 3 ó 4 días y se presentan en familias, de evolución escalonada. Relación con la corriente del Jet-Stream.Por otro lado, parece evidente la relación entre el Jet-Stream y la perturbación frontal al coincidir las ondas anticiclónicas del JS con los anticiclones subtropicales y las ciclónicas con las perturbaciones frontales.Las depresiones de carácter no frontal.

- Gotas frías. Depresiones que tiene lugar en latitudes medias, como una corriente del JS debilitada, de baja velocidad y sinuosa.

- Tornados. Columna de aire de gran rotación que produce enormes remolinos ascendientes, con vientos de velocidad hasta 800 km/h.

b) Las perturbaciones atmosféricas de los trópicos: los huracanes.

- Circunstancias favorables a su formación. Sólo se producen en océanos muy caliente, cerca del Ecuador (8-15 latitud), pero alejados del mismo para que la fuerza de Coriolis mantenga la estructura.

- Fases de su desarrollo. El centro de bp progresa. El huracán se desarrolla e intensifica. Aparece el ojo de huracán (núcleo de aire cálido (10-18 + cálida), donde el aire desciende y se seca y las nubes se disipan). El ojo está circundado por una muralla de nubes de desarrollo vertical. La zona de vientos máximos se encuentra aquí (hasta 200 km/h). El exterior del huracán lo forman nubes en espiral y los cirrus (sombrilla de nubes de hielo). El huracán es trasladado por las corrientes de aire, normalmente alejándose del Ecuador y alcanzan los 25 N o S en direccin E. Suelen desaparecer al sobrepasar un continente por la ausencia de humedad o se transforman en ciclones al contacto con aire frío.

- Efectos destructores. No deben confundirse con los ciclones. El huracán es un fenómeno de efectos destructores terribles, cuyo origen exacto no es conocido, pero sí se sabe que necesita una circunstancias imprescindibles: altas temperaturas del mar (27). El calentamiento del aire en contacto con el mar, asciende y gira en espiral con velocidad creciente. La energía la suministra por el calor latente de condensación. El huracán se comporta como una máquina térmica, transforma calor en trabajo.]

3. La humedad atmosférica. Las precipitaciones.3.1.El ciclo del agua en la naturaleza. La atmósfera y los estados físicos del agua.

Cambio de estado y calor latente.

Las moléculas del agua cambian de estado físico, pasando del estado sólido al líquido mediante la fusión, y del líquido al gaseoso por la evaporación. Estas dos transformaciones se producen mediante la absorción de calor. En sentido inverso, el paso de gas a líquido se llama condensación, y de líquido a sólido solidificación o congelación. En estos dos procesos 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, se llama sublimación,y también se verifica mediante aporte o cesión de calor. Los cambios de estado se explican mediante la teoría cinética de la materia. El cambio de estado de sólido a líquido se produce a una temperatura fija, llamada punto de fusión. El calor necesario es el calor latente de fusión.Las moléculas en estado líquido se mueven. El aporte de calor incrementa su velocidad, y a partir de un determinado momento, la energía cinética permite a algunas moléculas escapar a la atracción de las restantes y pasar al estado de vapor. Si el fenómeno tiene lugar en todo el líquido a la vez se denomina ebullición y se produce a una temperatura constante. Si sólo se verifica parcialmente, recibe el nombre de evaporación y se produce a cualquier temperatura. El calor necesario para este cambio de estado se conoce como calor latente de evaporación. El proceso inverso (paso de vapor-líquido-sólido) es igual, pero desprendiendo calor. El calor cedido por unidad de masa al pasar de gas a líquido se llama calor latente de condensación, y de líquido a sólido, calor latente de solidificación.

Principales fases del ciclo del agua: evaporación, condensación y precipitación.El agua en la naturaleza está en continuo estado de transformación, en un proceso cuyas fases más importantes son la evaporación, la condensación y la precipitación, que constituyen un ciclo cerrado denominado el ciclo hidrológico del agua. El agua de océanos, mares, etc., se evapora y pasa a la atmósfera, incrementando su humedad. El contenido de vapor de la atmósfera depende sobre todo de la temperatura. El descenso de la temperatura provoca la condensación del vapor y su posterior precipitación en forma de lluvia, granizo y nieve, tanto en océanos como en continentes. El balance es desigual en ambos, pues en los continentes la precipitación supera a la evaporación. Parte del agua moja el suelo y se evapora de nuevo, pero otra es filtrada y se devuelve a los océanos por los ríos, o bien es retenida (superficialmente, como nieve o hielo, o en capas freáticas). Su oscilación a corto plazo obedece a fluctuaciones estacionales. En los océanos, la evaporación supera a la precipitación, pero se mantiene constante por las aportaciones de los continentes. En el balance del ciclo hidrológico del agua, la mayor parte está en los océanos, pero la atmósfera participa de forma definitiva en el intercambio con tierra y océanos. La versatilidad del agua para el cambio de estado facilita la labor de la atmósfera para redistribuir el agua en la naturaleza mediante la evaporación-condensación-precipitación.

3.2. La evaporación.La velocidad de evaporación depende de un conjunto de factores. Unos facilitan la energía

cinética molecular, y por tanto la evaporación, y otros la dificultan. El cambio de estado de líquido a vapor necesita calor. El calor latente de evaporación necesario para evaporar un gramo de agua varía con la temperatura. El proceso inverso de condensación devuelve el calor comunicado durante la evaporación. La humedad del aire atenúa la oscilación térmica diaria al absorber calor durante las horas de presencia solar y devolverlo en las de ausencia.

Factores que favorecen y dificultan la evaporación.Temperatura: Es el principal factor que afecta a la evaporación, ya que ésta es máxima en condiciones de fuerte insolación, con lo que se eleva la cantidad de vapor en la atmósfera formando una capa que limita el paso de líquido a vapor, alcanzando un estado de equilibrio, permaneciendo constante la humedad del aire. La temperatura facilita la amplitud del movimiento molecular en el líquido y las posibilidades de escape hacia la atmósfera, y permite que el aire pueda contener un mayor porcentaje de humedad, alejándose del punto de saturación, con lo que un mayor volumen de agua puede integrarse en la atmósfera.

Aire: La presencia de una corriente de aire favorece la evaporación, al limpiar la capa de humedad de la proximidad del líquido y reemplazarla por aire seco, con lo que el agua puede evaporarse de manera más continuada.

Presión atmosférica: La presión atmosférica, al obstaculizar el paso del vapor a la atmósfera libre, disminuye las posibilidades de evaporación. Las moléculas de vapor de agua chocan con el resto de moléculas gaseosas y se ven obligadas a regresar a la masa líquida en mayor proporción. Por tanto, con la altitud y la consecuente disminución de la presión se favorece la evaporación.

Masa suficiente de agua: La evaporación depende de la presencia de una masa suficiente de agua que asegure la alimentación continua del vapor, como en las masas oceánicas, que son la caldera de vapor del motor térmico terrestre.

3.3. Condensación y precipitación La condensación es el proceso por el que el vapor de agua atmosférico se transforma en agua

líquida. El vapor de agua necesita de un soporte material donde condensarse. Normalmente son impurezas del aire. Otras veces el agua condensa sobre la superficie de objetos con temperatura inferior al punto del rocío. Algunas partículas pequeñas de agua condensadas permanecen en el aire formando nubes, mientras otras precipitan como lluvia, nieve o granizo.

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

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

Enfriamiento por ascendencia. Es el mecanismo más eficaz. Es responsable de fuertes condensaciones y abundantes precipitaciones al producirse en amplios volúmenes de aire. El origen de la ascendencia puede ser térmico (aire calentado en la base), dinámico (ascensión por convergencia) u orográfico (el aire se eleva por irregularidades del relieve). Los movimientos ascendentes y descendentes del aire son de gran importancia para comprender la condensación y precipitación atmosféricas. Si la ascendencia tiene lugar rápidamente, sin intercambio de calor con el exterior (adiabático), el aire disminuye su temperatura aproximadamente 1°C por cada 100 m de desnivel. A aprtir de alcanzar el punto de saturación, se produce la condensación y la liberación de enrgía del paso de vapor a líquido (calor latente de condensación). El enfriamiento por la disminución de la presión queda compensado, reduciéndose a la mitad (0’5°C por cada 100 m). A este descenso térmico se le llama enfriamiento adiabático húmedo, para diferenciarlo del que tiene lugar antes de la saturación (enfriamiento adiabático seco).

3.3.2. Los tipos de ascendencia.- Convectiva. La masa de aire se eleva por calentamiento del suelo, al perder densidad y

presión, y sube hasta encontrar una masa atmosférica de igual o mayor temperatura, momento en que se estabiliza. Son frecuentes en regiones tropicales y ecuatoriales, así como en latitudes medias en tormentas de verano. Su origen es fundamentalmente térmico.

- Orográfica. Si el aire en movimiento se encuentra con algún obstáculo montañoso, se eleva por la vertiente de barlovento y desciende por la de sotavento. La ascensión incrementa su efecto si la corriente contiene un alto porcentaje de humedad, como en el caso de las barrenas montañosas próximas al mar, cuando el aire es empujado del océano al continente. Si la disposición de las montañas es perpendicular, las precipitaciones son aún más abundantes. Una vez superada la cumbre, la subsidencia del aire provoca un calentamiento, originando el efecto foëhn. El aire de la vertiente de sotavento se deseca y disminuye su humedad relativa según desciende, debido al aumento de la presión.

- Frontal o ciclónica. El avance de los frente cálido y frío provoca la elevación del aire, que puede ocasionar la saturación y posterior condensación del vapor de agua. La pendiente del frente frío es superior a la del cálido. La brusca elevación del aire caliente por acción del frente frío provoca lluvias abundantes, que contrastan con las de menor intensidad del frente cálido, ocasionando así una sucesión de diferentes tiempos atmosféricos. La perturbación

comienza con lluvias suaves y moderadas (frente cálido), mejora con la llegada del aire cálido y termina con gran inestabilidad provocada por el frente frío. Los obstáculos orográficos incrementan los efectos desestabilizadores. El frente cálido puede aumentar su pendiente al verse deformado por una montaña, mientras que la llegada del frente frío expulsa el aire caliente entre éste y la montaña de forma violenta.

Estabilidad e inestabilidad.Resumiendo los conceptos: El aire al elevarse se enfría (1°C/100m en el enfriamiento

adiabático seco y 0’5°C/100m en el húmedo). El enfriamiento del aire provoca la saturación, condensación y precipitación del vapor de agua atmosférico.La ascensión del aire se ve facilitada por mecanismos orográficos, termo-convectivos y frontales. Es decir, el aire comienza un movimiento de ascensión, principal mecanismo de la condensación (enfriamiento adiabático), por causas térmicas (convección), mecánicas (obstáculo montañoso) y dinámicas. El gradiente estático del aire de la troposfera tiene que ver con las posibilidades de que el aire siga progresando en altura. Debemos distinguir entre la variación de la temperatura debida a la ascensión del aire (volumen de aire en movimiento) y la estructura térmica vertical de la atmósfera en reposo. De forma general, siempre que la temperatura del aire ascendente sea más elevada que la del aire que le rodea, su densidad será menor y tenderá a seguir elevándose (inestabilidad). Si el aire ascendente alcanza una temperatura inferior a la de las capas de aire estacionario (sin estar obligado a ascender por motivos orográficos, etc.), su densidad será superior y el movimiento se detendrá (estabilidad). La situación de estabilidad / inestabilidad depende tanto de las características del aire estático como del aire ascendente. Un gradiente estático reducido permitirá que el aire iguale pronto la temperatura de la atmósfera, estabilizándose, al contrario que con un gradiente estático elevado. A igualdad del gradiente estático, la inestabilidad será más manifiesta cuanto mayor sea la humedad relativa del aire ascendente. Si no existiera variación del gradiente atmosférico, el aire inestable podría alcanzar la tropopausa. La posible existencia de una inversión térmica sería la causa de la estabilización posterior. Si el desplazamiento vertical del aire está causado por la presencia de un obstáculo orográfico, el movimiento ascensional se mantendrá hasta alcanzar la cumbre. Una vez allí, continuará o no la elevación dependiendo de la estabilidad o inestabilidad atmosférica.

3.3.3. Condensación y formación de nubes. Los mecanismos de la precipitación.- El mecanismo de la condensación. El vapor de agua, al alcanzar la saturación, puede

condensar, dando lugar a la aparición de nieblas o nubes, mezcla o disolución de una masa de pequeñas gotitas de agua líquida o hielo en una masa de aire. La condensación constituye la primera fase del mecanismo de la precipitación, y en la segunda fase las gotitas incrementan su tamaño hasta que precipitan y caen por su propio peso. Para que la condensación tenga lugar son necesarias pequeñas partículas a modo de núcleos de condensación (tamaño inferior a 0’1), y de variada procedencia. La presencia de iones acelera el proceso de condensación, que puede comenzar incluso antes de que el aire esté saturado. Algunos elementos procedentes de la contaminación industrial poseen un gran poder de atracción sobre las moléculas de agua, lo que explica la formación de nieblas en zonas industriales y urbanas por la abundancia de polvo y sustancias de desecho. La ausencia de estos núcleos puede provocar que el aire sobrepase el grado de saturación sin producirse el cambio de estado. Este hecho podría tener lugar en una atmósfera limpia y poco contaminada, pero supondría un equilibrio inestable en el que la condensación se alcanzaría bruscamente. El proceso de formación e incremento de tamaño de las gotas de agua aún está por explicarse en detalle. La velocidad de crecimiento de las gotas es mayor en la primera fase de la condensación, y disminuye según alcanzan el tamaño definitivo. El volumen del agua es muy superior al del núcleo o impureza que le sirve de soporte.

a) Tipo de nubes.La forma y transparencia de las nubes nos informa sobre su formación. La forma nos indica los movimientos del aire: si es inestable, la ascensión del mismo va modelando la nube, dibujando sus contornos (nubes cumuliformes). Por el contrario, el aire estable produce nubes planas de forma tabular, sin espesor, denominadas estratos.

Nubes cumuliformes: Dentro de las nubes cumuliformes, los cúmulos son las más características. Son nubes algodonosas de color blanco, y pueden ser grises en su base o en partes a la sombra. Con buen tiempo suelen ser pequeñas. Cuando la inesabilidad atmosférica es mayor, aparecen los cúmulo-nimbos, nubes tormentosas de gran tamaño, con grandes precipitaciones y aparato eléctrico. Son reconocibles por su forma de yunque. Las corrientes descendentes del aire suelen ser violentas, lo que permite mantener, pese a su peso, el granizo en suspensión, posibilitando su formación y crecimiento. En latitudes templadas pueden alcanzar hasta 5 ó 6 km de altura, pero en

regiones tropicales la inestabilidad posibilita su ascenso hasta la troposfera. La parte superior de la nube presenta un blanco intenso debido a los cristales de hielo que la forman.

Nubes estratiformes: Las nubes estratiformes son más largas que gruesas y se subdividen según la altura a la que se encuentran:- Cirros (6000-12000m): nubes de hielo, delgadas y transparentes, que permiten el paso de la luz solar o lunar. Hay formas características, como los cirrostratos (velos ligeros que producen un halo característico) y los cirrocúmulos (masas globulares apretadas, que se conocen como cielo aborregado).- Altoestratos y altocúmulos (2000-6000m): los primeros se disponen en una capa que cubre la totalidad del cielo. Los altocúmulos aparecen en pequeños cúmulos de formas geométricas. Su presencia es signo de condiciones atmosféricas benignas.- Nimboestratos y estratocúmulos (debajo de 2000m): son las nubes bajas, sombrías y cargadas de agua, que precipitan con mayor intensidad.

Desarrollo de las nubes

En las perturbaciones frontales los distintos tipos de nubes desfilan con el paso de los frentes frío y cálido. Al aproximarse la perturbación aparecen los cirros filamentosos, los cirroestratos y los cirrocúmulos. A medida que la perturbación se aproxima al suelo, se ven nubes más bajas, altoestratos y nimboestratos, con los que comienza la lluvia. La débil inclinación del frente cálido ocasiona precipitaciones moderadas. El escaso intervalo de aire cálido suele ir acompañado de altocúmulos, con mejoría del tiempo. La llegada del frente frío provoca inestabilidad y nubes de desarrollo vertical (cúmulo-nimbos), y las precipitaciones son de mayor violencia.

b) La formación de lluvia, nieve y granizo.La precipitación aparece al producirse en la nube la condensación a gran escala. Una gota (0’5-3mm), al precipitar, estaría formada aproximadamente por un millón de gotitas de la nube (10-25).El mecanismo productor de la lluvia plantea aún grandes interrogantes. Parece que son dos los mecanismos que podrían originar la formación de las gotas de lluvia:

Coalescencia : responsable de la colisión y fusión de las gotas, que aumentan el tamaño al descender por gravedad.

Proceso de los cristales de hielo : la tendencia de los cristales a crecer ocasionaría que éstos alcanzasen un tamaño de varios cientos de micras. Los cristales podrían fusionarse entre sí, provocando su precipitación. Si la temperatura fuese baja, los cristales podrían llegar sólidos en forma de nieve.

Los tipos de precipitación dependen de las características de la ascendencia del aire y de la temperatura debajo de las nubes. La lluvia es la forma más común de precipitación. Las gotas pueden alcanzar hasta 7 mm de diámetro (por debajo de 0’5 mm recibe el nombre de llovizna, y por encima de 7 mm se tiende a romper en gotas más pequeñas). En alguna borrasca en invierno se produce a veces la inversión térmica en los 2 kms inferiores de la atmósfera, originando lluvias de características especiales. Una vez que funden los copos de nieve, si el agua debe atravesar una capa más fría, se congela y se produce aguanieve. La nieve se produce cuando la temperatura de congelación está tan próxima al suelo que los conglomerados de cristales de hielo alcanzan la superficie antes de fundirse. Generalmente el nivel de congelación se encuentra por debajo de los 300 m de altura. Al microscopio de aprecian sus formas de cristales hexagonales o prismas. El granizo es una precipitación característica de los cúmulo-nimbos. Las corrientes ascensionales llevan las gotas arriba, enfriándolas y solidificándolas, aumentando su tamaño. Al final, la bola de granizo cae por efecto de la gravedad. El granizo es un destructor de cultivos y llega a alcanzar tamaños increíbles. Tiene estructura interna con capas de hielo lechoso y casi transparente, como una cebolla.

Medida de la precipitación: La medida de la precipitación se hace por el espesor o profundidad alcanzado por el agua. La medición se hace con referencia a un período de tiempo de recogida de la precipitación. Una precipitación de 20mm significaría que el suelo estaría cubierto de agua hasta esa altura si no existieran pérdidas por escorrentía, evaporación o filtración. Otra unidad de medida es el litro/m2, que indica el número de litros de agua recogidos por cada m2 de superficie. Su valor es equivalente al mm (1 l/m2 = 1mm). La nieve se mide de la misma manera, indicando la altura alcanzada en un tiempo determinado. Puede convertirse también en agua y realizar la medición (la relación es 1:10, 10mm nieve = 1mm agua).

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

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

3. 4.1. El reparto desigual sobre la superficie.- El mapa de isoyetas. Para representar el promedio anual de lluvia existente sobre la

superficie terrestre se trazan sobre un mapa unas líneas llamadas isoyetas, que unen puntos que tienen el mismo promedio anual de precipitación. Al igual que con las temperaturas, para eliminar las variaciones anuales los valores de las precipitaciones se refieren a un período suficiente de años.

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

Áreas de mayor precipitación del globo terrestre:- Zonas próximas al Ecuador : Estrecha franja que se rompe en los continentes. Las causas son la cercanía a extensas masas de agua cálida, la inestabilidad de las bajas presiones ecuatoriales y l situación en zona de tormentas. Las zonas con precipitación anual más elevada son el Amazonas, la costa norte de Brasil y Guyana y la cuenca del Congo. En zonas como Camerún la pluviosidad se incrementa por efectos orográficos.- Latitudes medias: Lugar de enfrentamiento de masas de aire de distintas características, con precipitaciones de carácter frontal. El flujo de vientos del oeste incrementa las precipitaciones en la fachada occidental de los continentes, donde las montañas obstaculizan el aire marítimo cargado de humedad (costa oeste de América del Norte, sur de Chile). En Europa, la dirección de las cadenas montañosas reduce el efecto del Frente Polar y las masas progresan más profundamente en el continente. También la precipitación frontal tiene lugar en Nueva Zelanda.- Lluvias monzónicas del Asia Subtropical : La explicación está en la modificación de la circulación atmosférica a lo largo del año como consecuencia de la cadena montañosa del Himalaya.

Áreas de mayor sequedad del globo terrestre:

Altas presiones subtropicales: La subsidencia del aire en las altas presiones subtropicales recalienta la atmósfera del Sáhara continental y la península de Arabia. La estabilidad del aire en el cinturón subtropical de altas presiones se acentúa por efecto de las corrientes marinas frías (desiertos de California en el Hemisferio Norte y de Atacama en el Sur). La misma explicación tendría el desierto subtropical del norte de África, relacionado con la corriente fría de Canarias, o del sur, con la corriente de Benguela.

- Interior de los continentes de latitudes medias: En el interior de los continentes de latitudes medias hay otra importante zona con precipitaciones inferiores a 250mm. La sequedad del aire se acentúa por la estabilidad atmosférica de las masas de aire en invierno, así como por las formas del relieve (las Rocosas en Norteamérica, a sotavento, producen un extenso desierto interior, al igual que el Himalaya en Asia).

- Altas latitudes polares: En las altas latitudes polares, la baja humedad absoluta del aire, la subsidencia debida a la circulación anticiclónica y la estabilidad del aire actúan durante todo el año.

3.4.2. Las variaciones estacionales.- Concepto de régimen de precipitaciones. La mejor manera de representar la distribución

anual de precipitaciones es mediante un histograma de frecuencias, disponiendo para cada mes del año los vaores medios de las precipitaciones. La variación mensual define el régimen específico de las precipitaciones, y las semejanzas pueden atribuirse al hecho de estar dominados por condiciones climáticas y atmosféricas similares.

- Principales regímenes de precipitación.

- Régimen Ecuatorial: El régimen de lluvias está ligado al paso del Sol por el cénit. En el Ecuador hay dos períodos de sequía relativa (solsticios de verano e invierno) y dos de lluvia (equinoccios de primavera y otoño).

- Regímenes Tropical y monzónico: En la cercanía de los Trópicos, a una larga estación seca le sucede una única lluviosa, que coincide con el paso del Sol por el cénit en dos momentos muy próximos (monzones del sudeste asiático, con grandes precipitaciones en verano).

- Regímenes mediterráneo, continental y oceánico : Contrastes estacionales menos acentuados. En latitudes medias, las variaciones se manifiestan según la posición del lugar en la fachada occidental u oriental de las regiones costeras o en el interior de los continentes:

- Régimen mediterráneo : la sequedad estival asemeja su régimen pluviométrico al de las regiones subtropicales.

- Régimen oceánico : la inestabilidad del Frente Polar ahce que la fachada occidental de Eurasia tenga precipitaciones todo el año, predominantes en invierno.

- · Régimen continental: las precipitaciones máximas tienen lugar en el verano debido a la mayor inestabilidad atmosférica en esta época del año.

BLOQUE TEMÁTICO IIILA DIVERSIDAD CLIMÁTICA

LOS OCÉANOS

1. Las aguas marinas. 1.1. Composición de las aguas marinas. 1.2. Propiedades de las aguas marinas. 1.3. Las masas de agua.

2. El movimiento de las aguas marinas. 2.1. Movimientos de equilibrio. 2.2 Movimientos de origen cósmico. 2.3 Movimientos eustáticos y tectónicos. 2.4 Movimientos debidos o los vientos.

2.4.1. Olas u ondas marinas. 2.4.2. Las corrientes superficiales.

2.5 La circulación abisal.

3.La atmósfera y el océano. 3.1. Influencia de la atmósfera sobre e! océano.3.2. Influencia del océano sobre la atmósfera. 3.3. La participación de las masas continentales en la relación atmósfera-océano.

LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA I. CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS. LOS CLIMAS AZONALES.TEMA 5. LA DIVERSIDAD CLIMATICA I. CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS. LOS CLIMAS AZONALES. Diagrama conceptual. Introducción 1. El clima y su clasificación. 1.1. Los conceptos de tiempo y clima. 1.2. La diversidad de clasificaciones climáticas. 1.1.1.La clasificación climática según su finalidad. 1.1.2.La clasificación climática según la escala de estudio. La escala macroclimática o zonal.La escala mesoclimática o regional.La escala local o de topoclimas La escala microclimática, El piso climático. 1.1.3. La clasificación climática según el criterio de clasificación. Las clasificaciones fisionómicas. Las clasificaciones genéticas.1.3.Variables de referencia en las principales clasificaciones climáticas. 2. La diversidad climática. Los climas azonales. 2.1. Los climas secos. 2.1.1. Causas de los climas secos. 2.1.2. Tipos de climas secos. Rasgos biogeográficos: vegetación, suelos, ríos. 2.2. Climas de montaña. 2.1.1. Causas del clima de montana. 2.1.2. Variedades del clima de montaña. 2.1.3. Rasgos biogeográficos: vegetación, ríos, suelos.

La clasificación de los climas reviste gran interés para el geógrafo, ya que permite delimitar regiones con características comunes y facilita su representación, teniendo en cuenta no obstante que los límites que se dibujan no indican cambios radicales, son que son zonas de transición, ya que se pasa de un clima a otro de forma gradual. También hay que tener en cuenta que en los mapas suele venir representados solamente los climas sobre tierra firme, quedando delimitar los distintos climas sobre los océanos, aunque las variaciones que se producen en estos son menos acusadas.

Otro hecho a tener en cuenta es que la clasificación y delimitación climática no es inmutable.

DIVERSIDAD DE LAS CLASIFICACIONES CLIMÁTICAS

La multitud de combinaciones que pueden llevarse a cabo de los elementos climáticos dan lugar a una multitud de climas, por ello hay una amplia variedad de clasificaciones, según cual sea el criterio que se escoge.

Según la finalidad de la clasificación, no serán los mismos aspectos los que se quieren destacar con fines agrícolas que con fines turísticos, industriales o de ingeniería hidráulica.

Según la escala del estudio, son distintas las clasificaciones según consideren la totalidad del planeta o, por ejemplo, sólo una provincia.

En este sentido, la escala que abarca el mayor ámbito de estudio es la clasificación zonal, que se basa en las características térmicas (según la cual se diferencian tres grupos climáticos fundamentales: climas cálidos, climas templados y climas fríos) y en la dinámica atmosférica según la cual se diferencian tres grupos climáticos fundamentales: climas intertropicales, climas de latitudes medias y climas polares).

A una escala más pormenorizada se analizan las diferenciaciones climáticas de cada una de estas zonas que quedan configuradas por los climas intra-zonales (que geográficamente delimitan unas regiones climáticas); reduciendo aún más el ámbito de estudio, llegamos a la diferenciación de los climas locales, y a una escala de mayor detalle, a los microclimas.

Según el criterio seguido para la delimitación de los climas, se diferencias dos tipos de clasificaciones:

- Racionales (emplea valores numéricos que pueden demostrar físicamente unas variaciones significativas en el clima, como por ejemplo la ausencia de precipitación).

- Empíricas (utiliza valores de delimitación que resultan satisfactorios estadísticamente).

Según la disponibilidad de datos se pueden realizar distintas clasificaciones, sobre todo si se trata de una clasificación a escala mundial ya que existen grandes diferencias de unos países a otros en cuanto a la obtención de información climatológica.

En general, se puede decir que la diversidad de clasificaciones climáticas se resumen en tres grandes grupos:

- CLASIFICACIONES GENÉTICAS o EXPLICATIVAS.

Son aquellas que se basan en las causas que originan los distintos climas, es decir, las que toman cono referencia las masas de aire que organizan la circulación general atmosférica.

Ej. Clasificación de H. Flohn

- CLASIFICACIONES MORFOLÓGICAS.

Son aquellas que se realizan en función de las características del clima en general o de acuerdo con alguno de sus elementos.

- CLASIFICACIONES EFECTIVAS O APLICADAS.

Son aquellas que se basan en los efectos que causan los distintos climas.

Ej. Clasificación de Köppen.

CLASIFICACIÓN CLIMÁTICA DE KÖPPEN

Wladimir Copen fue un botánico y climatólogo alemán que en 1898 describió por primera vez su sistema de clasificación, posteriormente revisada por el propio Köppen y sus discípulos. En principio utilizó como base de su clasificación una división del mundo en zonas de vegetación. Se trata de una clasificación empírica, qe no tiene, por tanto, en cuenta las causas.

La gran difusión alcanzada se debe a varios hechos:

- La facilidad de obtener los datos climatológicos en todas las estaciones meteorológicas.- La diferenciación de los climas en un número reducido de categorías a escala mundial.- Quedan reflejados otros criterios, como la evaporación, la vegetación natural y los suelos.

1.- Primer nivel de clasificación: escala zonal (A, B, C, D)

La clasificación tiene distintos niveles; el primero es prácticamente a escala zonal, denominándose los climas con letras mayúsculas, a las que sucesivamente se les va añadiendo una o dos letras minúsculas que van matizando el tipo de clima.

El primer nivel de clasificación queda constituido por cinco grupos climáticos básicos, identificados por las letras mayúsculas A, B, C, D y E. Todas ellas, excepto el grupo B, se definen a partir de las temperaturas medias. El grupo B se define por la relación evaporación-precipitación.

Símbolo Clima Rasgos climáticos

Límite climático

Límite de vegetación

A Tropical Carece de invierno

Tª media superior a 18ºC todos los meses

Desarrollo de plantas tropicales, cuyo límite se establece en 18º

B Seco Precipitación escasa

La evaporación supera a la precipitación anual

Carece de árboles. Plantas xerófilas

C Templado cálido o Mesotérmico

Invierno moderado

El mes más frío entre -3ºC y 18ºC de Tª media.

Plantas esotérmicos. Los -3ºC límite del permafrost (suelo permanentemente helado)

D Templado de invierno riguroso o microtérmico

Invierno fríoEl más frío. Tª media inferior a -3ºC. El mes más cálido supera los 10ºC

Plantas microtérmicas. La Tª de 10ºC indica el límite septentrional del crecimiento de los árboles

E Polares Carece de verano

El mes más cálido tiene una temperatura media inferior a 10ºC

Carece de árboles

2.- Segundo nivel de clasificación: estacionalidad de las precipitaciones (f, w, s, m)

La subdivisión de los grupos climáticos se realiza mediante una segunda letra que precisa las diferencias climáticas basándose en la precipitación, con lo que se obtiene ya la relación entre temperatura y precipitación

En este segundo grupo se establece una diferenciación entre los grupos B y E y los demás, ya que ninguno de los dos presenta una condición favorable para el desarrollo de los árboles, bien por un déficit de precipitación (B) o de su calor (E).

División de los grupos B-E

Los climas del grupo B se subdividen con las letras S y W. Este grupo no queda definido por las temperaturas, como el resto, sino por la relación evaporación/precipitación. Por ello, no es un clima zonal, sino que puede aparecer en distintas zonas.

En la clasificación de Köppen, la relación evaporación/precipitación se establece en función de temperaturas y precipitaciones, aunque también depende de otros factores, pero con mayor complejidad para sus medidas.

Para calcular la evapotranspiración (pérdida de humedad provocada conjuntamente por la evaporación directa de la superficie del suelo y por la transpiración de las plantas) se utiliza una fórmula simplificada de Köppen, en la que “e” es la “necesidad de agua en mm”. Si “e” es superior a la precipitación total registrada estamos ante un clima seco o áridoSegún sea esa diferencia, se establece la subdivisión mediante una segunda letra minúscula, s (estepa) o w (desierto).

El otro grupo en el que no crecen árboles es el E, al que se le conoce como clima de hielo. En este caso, la subdivisión se define por las letras mayúsculas T (tundra) y F (hielos perpetuos).

División de los grupos A-C-D

La subdivisión se hace mediante las letras minúsculas f, w y s. En los climas tropicales hay una división más, la m. La definición de cada letra es la siguiente:

-  f: falta la estación seca, por lo que es un clima húmedo todo el año, con precipitaciones más o

menos regulares. Los seis meses más fríos reciben entre el 30 y el 70% de la precipitación total- w: estación seca en invierno (debe considerarse si es el Hemisferio Norte o el Sur). En estos

meses de invierno se registran menos del 30% de las precipitaciones totales.-  s: estación seca en verano (debe considerarse si es el Hemisferio Norte o el Sur). Los

meses de invierno reciben más del 70% de la precipitación total.-  m: clima monzónico, cuando en climas tropicales con estación seca la precipitación total

del año es superior a 2500 mm menos 25 veces la precipitación del mes más seco.

La razón de la división f, w y s se centra en el distinto efecto que tienen las precipitaciones acumuladas en una estación con respecto a las características de la vegetación.

Combinando los dos grupos de letras para la clasificación climática se obtienen 12 climas distintos.

3.- Tercer nivel de clasificación: temperatura del verano (a,b,c,d)

Para obtener mayor precisión climática se introduce una tercera letra, que hace referencia a las temperaturas del mes más cálido y del más frío. Las más destacadas son:

- a: veranos calurosos. La temperatura media del mes más cálido es superior a 22°C.- b: verano cálido y largo. La temperatura del mes más cálido es inferior a 22°C, pero al

menos 4 meses registran temperaturas superiores a 10°C.- c: verano fresco y corto. La temperatura del mes más cálido está entre 10 y 22°C, pero

cuenta con menos de 4 meses con temperaturas por encima de 10°C.- d: inviernos muy fríos. La temperatura media del mes más frío es inferior a -38°C.

Con estas subdivisiones, la denominación de climas es la siguiente:

* Cfa/Cwa: Clima templado húmedo

* Cfb/Cfc: Clima marítimo de latitud media* Csa/Csb: Clima mediterráneo* Dfa/Dfb/Dwa/Dwb: Clima húmedo continental* Dfc/Dfd/Dwc/Dwd: Clima subártico

Hay otras letras que reflejan matices de temperatura. Así, en los climas B se matizan:

- h: clima caluroso y seco, con temperatura media anual superior a 18°C.- k: clima frío y seco, con temperatura media anual inferior a 18°C.

por lo que Bwk será un clima de desierto frío, y Bwh un clima de desierto cálido.

En otros casos se añaden:

- i: régimen isotérmico, con débil oscilación térmica anual.- l: régimen templado, con temperaturas medias anuales entre 10 y 22°C.- n: nieblas frecuentes.

CLIMAS NO ZONALES: CLIMAS DE MONTAÑA

Características generales de este clima:- Disminución de la temperatura con la altitud, aunque según sea la latitud donde se localicen

las tierras montañosas, se necesitará mayor o menor altura para alcanzar esa denominación de clima frío.

- Fuertes oscilaciones térmicas diarias.- Aumento de la radiación ultravioleta con la altura.- 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.- Importancia de la nieve en altura.- Vientos locales.

Causas que dan lugar a estas características:- Modificaciones por la altitud (se modifican la presión y la temperatura)- Configuración y disposición del relieve (laderas, valles y cumbres).

Rasgos biogeográficos:- Vegetación: gradación en altura, aunque el punto de partida varía según las características

de la zona climática en que se encuentre el llano.- Ríos: torrenciales de régimen nival (almacenaje de nieve y agua en invierno y deshielo en

primavera).- Suelos: progresivamente más pobres, delgados y jóvenes según se asciende en altura.

LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA II. LOS CLIMAS ZONALES: INTERTROPICALES, TEMPLADOS Y POLARES.

TEMA 6. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA II. LOS CLIMAS ZONALES: INTERTROPICALES, TEMPLADOS Y POLARES. Diagrama conceptual. Introducción. 1. Los climas zonales.1.1. Los climas de la zona cálida o latitudes intertropicales.1.1.1. El clima de selva tropical. Causas del clima de selva tropical. Variedades del clima de selva tropical. Rasgos biogeográficos de selva tropical.1.1.2. El clima de sabana tropical. Causas del clima de sabana tropical. Variedades del clima de sabana tropical. Rasgos biogeográficos del clima de sabana tropical. 1.1.3. El clima monzónico. Causas del clima monzónico. Variedades del clima monzónico. Rasgos biogeográficos. 1. 2. Los climas de la zona templada o latitudes medias. 1.2.1. El clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones de la costa oriental de los continentes (Cfa). Causas del clima Cfa. Variedades del clima Cfa. Rasgos biogeográficos del clima Cfa. 1.2.2. El clima lluvioso templado con verano seco (Csa). Causas del clima lluvioso templado con verano seco. Variedades del clima lluvioso templado con verano seco. Rasgos biogeográficos del clima lluvioso templado con verano seco. 1.2.3. El clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones de la costa occidental de los continentes (Cfb y Cfc). Causas del clima Cfb y Cfc. Variedades del clima Cfb y Cfc. Rasgos biogeográficos del clima Cfb y Cfc. 1.2.4. Los climas microtérmicos. Causas del clima de bosque frío. Variedades del clima de bosque frío. Rasgos biogeográficos del clima de bosque frío. 1.3. Los climas de la zona fría o latitudes polares. 1.3.1. El clima de tundra. Causas del clima de tundra. Variedades del clima de

tundra. Rasgos biogeográficos. 1.3.2. El clima de hielo perpetuo. Causas del clima de hielo perpetuo.

LOS CLIMAS DE LA ZONA INTERTROPICAL (A)

Esta zona climática se extiende entre los trópicos de Cáncer y ce Capricornio y comprende aproximadamente el 20% de las tierras emergidas.

Las características generales de los 4 climas de la zona tropical:

- Homogeneidad de temperaturas a lo largo del año.- Amplitud térmica anual inferior a 10º C.- Temperaturas medias mensuales superiores a 18ºC.- Ausencia de heladas.- Abundantes precipitaciones, en función de las cuales se considera la división estacional

(estación seca y estación lluviosa).- Elevada humedad relativa.

Las causas que dan lugar a estas características son las siguientes:

-Circulación general atmosférica en el espacio intertropical (bajas presiones ecuatoriales, circulación y convergencia de alisios, altas presiones subtropicales, dirección-mar y mar-tierra de los vientos, anomalías como por ej., los ciclones, etc.)

- Perpendicularidad de los rayos solares sobre esta zona todo el año.- Elevada humedad del aire, lo que modera la irradiación terrestre.

TIPOS DE CLIMA EN LA ZONA INTERTROPICAL (SEGÚN LAS PRECIPITACIONES)

Clima de selva tropical (Af) o Ecuatorial

Se extiende de forma discontinua sobre los continentes, entre los 10º de latitud Norte y los 6º de latitud Sur.

Características de este clima:

- Temperaturas elevadas con medias superiores a 18º C.- Amplitud media anual por debajo de 5º C.- No existe una estación seca.- Volumen total de las precipitaciones elevado.- Humedad relativa superior al 80%.

En su régimen de precipitaciones se observan dos máximos equinocciales, que se corresponden con las ocasiones en que el Sol alcanza su cénit en el Ecuador, y que son las épocas de lluvias.

Causas que dan lugar a estas características:

- Desplazamiento estacional de la C.I.T. (convergencia intertropical), que da lugar a abundantes precipitaciones.

- Convección térmica.- Orografía.- Verticalidad de los rayos solares.- Similar duración día/noche durante todo el año.- Elevada humedad del aire y elevada nubosidad.

Rasgos biogeográficos:-Vegetación: Bosque denso, selva tropical. Compuesto por grandes árboles de hojas anchas y

gran número de especies, que se estratifican en varios pisos y que dificultan el paso de la luz a ras del suelo.

- Suelos: humus escaso y los suelos sufren una fuerte descomposición química. De tipo ferralítico y laterítico.

- Ríos: caudalosos y regulares.

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.

Clima de sabana tropical (Aw) o clima tropical con estación seca.

Se encuentra en zonas situadas entre los límites del clima ecuatorial y los trópicos (aproximadamente entre los 5º y los 25º de latitud).

Características de este clima:- Temperaturas elevadas con medias superiores a 18º C.- Amplitud media anual que puede llegar a los 10º C.- Existe una estación seca.- Volumen total de las precipitaciones inferior al clima de selva tropical.

En su régimen de precipitaciones se observan dos máximos equinocciales, que se corresponden con las ocasiones en que el Sol alcanza su cénit en el Ecuador, y que son las épocas de lluvias.

Causas que dan lugar a estas características:- Masas de aire marítimas en la estación lluviosa y altas presiones subtropicales en los meses

invernales.- Alisios cálidos y secos continentales.

Variedades climáticas:- Diferencias en relación con la latitud.- Climas que van desde un régimen de precipitaciones equilibradas (igualdad entre estación

seca y húmeda), hasta una estación seca que abarca 2/3 del año.

Rasgos biogeográficos:- Vegetación: sabana tropical (espacios abiertos con vegetación herbácea sobre la que se

salpican árboles y arbustos) adaptada a la sequedad de la estación seca. - Suelos: presencia de costras lateríticas. - Ríos: de régimen irregular.

Este clima también tiene un bajo índice de confort climático para el hombre.

Clima monzónico

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 occidentales situados en la misma latitud.

Características de este clima:- Clima desplazado en latitud mas al Norte que el resto de los A.- Temperaturas invernales más bajas que en otros tipo A.- Fuerte amplitud térmica.- Régimen pluviométrico muy contrastado, ya que las precipitaciones se concentran por lo

general en los meses de verano.- Volumen total de las precipitaciones elevado.- Las precipitaciones se producen de forma repentina (explosión del monzón)

Causas que dan lugar a estas características:- Ascendencias ciclónicas dinámicas en relación con el Jet Stream.- Efectos de convergencia intertropical de origen dinámico.- 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.

Variedades climáticas

En relación con su localización geográfica y la procedencia de las masas de aire cargadas de humedad se pueden encontrar:

- Regímenes con fuerte contraste estación seca y estación lluviosa en regiones afectadas por las masas de aire seco continental que se sitúa en invierno sobre Asia.

- Régimen con precitaciones causadas por mecanismos frontales, o por efectos orográficos durante el invierno del Hemisferio Norte.

- Régimen de lluvias semejante al Ecuador.

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.

LOS CLIMAS ESTEPARIOS Y DESÉRTICOS (B)

La escasez de agua es el rasgo principal que define a estos climas, lo que reduce al mínimo la vida animal y vegetal.

Las regiones áridas abarcan 1/3 de la superficie terrestre y afecta tanto a zonas intertropicales como a templadas y polares.

Características de este clima:- Lluvias escasas e irregulares.- Aire extremadamente seco- Fuertes oscilaciones térmicas diurnas.- Humedad relativa inferior al 80%

Causas que dan lugar a estas características:- En las zonas tropicales

- Altas presiones subtropicales estables- Alisios continentales- Sombra pluviométrica- Corrientes marinas frías

- En las zonas templadas- Continentalidad- Sombra pluviométrica

- En las zonas polares- Suelos permanentemente helados en superficie

Rasgos biogeográficos:- Vegetación: plantas adaptadas a la sequedad y muy pobre, matorral bajo.- Suelos: desérticos arenosas y litosoles. - Ríos: régimen intermitente.

Arreismo y endorreismo.- En las estepas suelos pardos y vegetación herbácea.

CLIMAS DE LAS LATITUDES TEMPLADAS

Se considera que pertenecen a las latitudes templadas las regiones comprendidas entre los trópicos y las isotermas de 10º C del mes más cálido, siendo una zona que contiene una gran diversidad climática.

Su característica principal se basa en los grandes contrastes térmicos estacionales, que hace que se definan unas estaciones de verano e invierno en función de las temperaturas y no solamente en función de las precipitaciones.

Las causas que dan lugar a estas características son las siguientes:

- La circulación general atmosférica de esta zona esta marcada por los siguientes aspectos:- La circulación del Oeste, que es continua a lo largo del año.- El contacto de las masas de aire tropical y polar que quedan separadas por el Frente Polar.

- La incidencia de la circulación celular en el interior de la zona templada, motivada por los contrastes geográficos.

- Latitud: cuanto más alta en latitud se sitúe una región climática más serán las temperaturas.

- La distribución de tierras y mares, que se aprecia esencialmente en el Hemisferio Norte, más continental que el Hemisferio Sur.

- Las corrientes marinas, según sean cálidas o frías, tendrán distinta repercusión climática.

En función de la latitud, los climas pueden subdividirse en mesotérmicos (C) y microtérmicos (D)

Climas mesotérmicos (C)

Características generales de este clima:

- Existencia de dos estaciones definidas por la temperatura.- Temperaturas medias que no descienden de -3ºC- Gran variabilidad del tiempo atmosférico.- Modificaciones climáticas en latitud (cuanto más se desciende en latitud, más se elevan las

temperaturas) - Variedades climáticas según su mayor o menor proximidad al mar y según la fachada

continental en que se localicen.

Diferentes climas mesotérmicos según las precipitaciones, matizados a su vez por el calor estival:

- Clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones de la costa oriental de los continentes (Cfa)

Su localización se sitúa sobre las fachadas orientales de los continentes (por ej. China Oriental, Sur del Japón, Sureste de Australia, etc.)

Características:- Verano largo, cálido y húmedo.- Invierno corto, suave y lluvioso, con sequía atenuada.- Carece de estación seca.Causas que dan lugar a estas características:- Circulación de las altas presiones subtropicales.

- Bajas presiones térmicas.

Variedades climáticas;- Diferencias entre el Hemisferio Norte y el Hemisferio Sur.- Diferencias entre Asia y América.

Rasgos biogeográficos:- Vegetación: variada, especies tropicales y templadas.- Ríos: aguas bajas en invierno y altas en verano.- Suelos: lateríticos, arcillas rojas, óxidos de hierro.

- Clima lluvioso templado con verano seco (Csa y Csb) o mediterráneo

Su localización se sitúa sobre las fachadas Oeste o Suroeste de los continentes, entre los 30º y 40º de latitud, alcanzando hasta los 45º de latitud en Europa (por ej. Chile Central, Europa mediterránea, etc).

Características:- Verano cálido y seco. Tª superior a 22º C.- Invierno suave y lluvioso.- Nubosidad escasa.- Vientos característicos.- Diversidad de matices en latitud y por continentalización.

Causas que dan lugar a estas características:- 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 mediterránea.- Ondulaciones del Jet Stream.- Circulación del Oeste.

Variedades climáticas;- Csa en la cuenca mediterránea.- Csb en las costas afectadas por las corrientes frías.- Degradación hacia el interior del continente.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 erosionados. Castaño-rojizos, pardo-rojizos, costras calcáreas.

- Clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones de la costa occidental de los continentes (Cfb y Cfc) o clima oceánico

Su localización se sitúa sobre los 40º y los 60º de latitud

Características:- Débil oscilación térmica.- Abundantes precipitaciones todo el año.- Elevada humedad- Fuertes vientos.

Causas que dan lugar a estas características:- Acción termorreguladora del océano.

- Corrientes marinas cálidas.- Masas de aire polar marítimo.Variedades climáticas:- Diferencias en latitud.- Degradación hacia el interior.

Rasgos biogeográficos:- Vegetación: heterogénea: bosques mixtos, robles, fresnos, coníferas, aliagas, brezos.- Ríos: régimen regular.- Suelos: podzoles, pardos.

Climas microtérmicos (D)

Su localización se sitúa sobre los continentes del Hemisferio Norte, siendo casi inexistente en el Hemisferio Sur.

Características:- Inviernos largos y fríos.- Estaciones intermedias que presentan unas primaveras muy cortas debido a las invasiones

de aire frío, y otoños largos y suaves.- Fuertes contrastes térmicos, tanto estacionales como diurnos debido a su baja humedad.- Volumen 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.

Causas que dan lugar a estas características:- Frente polar.

-A.P. térmicas continentales.

Variedades climáticas:- Diferencias en latitud.- En relación con su mayor o menor continentalidad.

Rasgos biogeográficos:- Vegetación: gradación en latitud. De Sur a Norte: estepa/ pradera / mezcla de coníferas y

frondosas, taiga.- Ríos: régimen irregular. Congelación de aguas en invierno. Aguas altas en primavera.- Suelos: gradación latitudinal. De Sur a Norte: suelos grises/ chernozam/ tierras pardas/

podzoles.

CLIMAS DE LAS ALTAS LATITUDES. CLIMAS DE HIELO (E)

La localización de estos climas se sitúa en el Hemisferio Norte, por encima del paralelo 70º en las regiones continentales; en cambio en el Hemisferio Sur puede llegar hasta los paralelos 55º e incluso el 50º

Características:- Tª del mes más cálido inferior a 10º C.- Diferencias entre ET y EF

Clima de tundra (ET)

Características:- Ningún mes supera los 10º C.- Elevada amplitud térmica anual.- Precipitaciones escasas, inferiores a 250 mm.- Fuertes vientos huracanados.- Niebla, denominada humo ártico.

Clima de de hielo perpetuo o casquete de hielo (EF)

Características:- Ningún mes supera los 0º C.- Precipitación escasa.- Elevada amplitud térmica anual.- Fuertes vientos de gravedad.

Rasgos biogeográficos:-Vegetación: desaparición del arbolado. Vegetación pobre y raquítica. Líquenes, musgos,

plantas achaparradas.- Ríos: helados, sólo en varano en los climas ET pasan a estado líquido.- Suelos: permafrost.

LA VEGETACIÓN

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 desarrollen. Además la vegetación tiene un importante papel en la biosfera, ya que a través de la fotosíntesis es capaz de captar y fijar la energía de su entorno. Es fuente de oxígeno para la Tierra. Aporta recursos naturales renovables (alimentos, combustibles..). Juega un importante papel como factor condicionante del medio físico en el que se desarrolla, influyendo sobre el clima.

FACTORES CONDICIONANTES DEL DESARROLLO DE LA VEGETACIÓN

La vegetación necesita unas condiciones mínimas para su desarrollo, en función de las cuales se distribuya sobre la superficie terrestre. Los factores que afectan al desarrollo de la vegetación son los siguientes:

-Factores climáticos

- LUZ: es imprescindible para la actividad fotosintética de las plantas, así como para otros procesos como la germinación, floración, caída de las hojas, etc. La luminosidad que recibe una zona de la Tierra varía con la latitud, con la circulación atmosférica y con la naturaleza de la superficie: también hay que considerar que los pisos altos reciben más luz que los inferiores.

- CALOR: influye sobre todo en la velocidad con que se llevan a cabo los procesos fisiológicos de las plantas, aunque hay que considerar que la temperatura óptima es diferente para cada planta. Asimismo la temperatura tiene efectos sobre la transpiración o pérdida de agua.

- FACTOR HÍDRICO: el agua representa el 50% del peso total de los vegetales; es mediadora de sus reacciones químicas y sin ella no se pueden realizar las funciones fisiológicas (transpiración, asimilación clorofílica, respiración, etc.). La cantidad aprovechable para las plantas no está tanto en relación directa con las precipitaciones sino con la permanencia y movilidad del agua en el suelo y con la evotranspiración.

- FACTOR VIENTO: la incidencia positiva o negativa de este factor está en relación con su intensidad, permanencia y contenido de partículas que arrastra en su recorrido.

-Factores topográficos

- PENDIENTE DEL TERRENO: afecta a la retención de agua por el suelo y a la potencia del suelo.

- ORIENTACIÓN DE LAS VERTIENTES: las características climáticas varían entre solana y umbría y entre las vertientes expuestas o protegidas del viento.

- ALTITUD: tiene un efecto directo sobre el descenso de temperatura y el incremento de la intensidad de la luz.

-Factores edafológicos

El suelo constituye el medio de fijación de las plantas y es su fuente de alimentación. A su vez el suelo está controlado por el clima y por la propia vegetación.

-COMPOSICIÓN FÍSICA del suelo constituye el soporte de un sistema radicular y el lugar de retención del agua y de los nutrientes.

-COMPOSICIÓN QUÍMICA: las plantas extraen del suelo los elementos imprescindibles para su desarrollo, de modo que las propiedades químicas del suelo determinan el carácter local de la vegetación.

-Factores bióticos

Queda constituido por la acción de una multitud de seres vivos, que van desde bacterias hasta animales herbívoros, incluyéndose al propio hombre.

ADAPTACIÓN DE LA VEGETACIÓN A LOS FACTORES AMBIENTALES

Las distintas condiciones ambientales determinan que en una zona se instalen unas u otras especies, incluso una misma planta en distintas regiones puede presentar aspecto diferente al considerado como normal.

Las plantas, para asegurar su supervivencia, pueden también ir transformando su forma y su funcionamiento fisiológico; estas adaptaciones sólo se realizan cuando las modificaciones ambientales son progresivas y lentas, puestos que los cambios bruscos ocasionan daños irreparables en la mayor parte de los casos.

Estas adaptaciones fisiológicas se traducen también en adaptaciones morfológicas, lo que permite determinar con mayor precisión la acomodación de la vegetación al medio. Estas adaptaciones morfológicas son las siguientes:

- El SISTEMA FOLIAR es el que sufre el mayor número de modificaciones, ya que el tamaño de las hojas varía, por ejemplo, según las condiciones de transpiración e iluminación; su dureza o grosor es variable en relación con la temperatura y la caducidad de la hoja tiene con fin de reducir la actividad de la planta en la estación menos favorable.

- Las MODIFICACIONES EN EL PORTE de la vegetación están relacionadas con la humedad (si esta se reduce, la planta se torna leños y achaparrada) y con la velocidad del viento (que es menor a ras del suelo).

- El SISTEMA RADICULAR experimenta modificaciones en relación con el clima y las características del suelo. Así por ejemplo, la sequía lleva a una mayor profundización de las raíces.

Todo ello refleja con todo detalle las condiciones ambientales de clima, suelo y modelado existentes. Así la vegetación que se corresponde con su zona climática sigue las siguientes líneas:

- En los climas en que la mayor parte del año hay unas condiciones favorables para la vegetación (por ej., los climas ecuatoriales) suele darse un tipo de vegetación que mantiene a lo largo de todo ello su aspecto habitual.

- La alternancia de estaciones introduce mayores modificaciones. Así, las zonas templadas contienen una gran variedad de vegetación.

- En las zonas muy frías, la vegetación queda reducida a la mínima expresión e incluso llega a desaparecer.

A veces se puede encontrar vegetación extrazonal (desarrollada en zonas que en principio no se corresponden con sus necesidades climáticas), lo cual se debe a que localmente se desarrolla un biotipo favorable para su desarrollo. Además se da también una vegetación azonal (aquella que para su instalación tiene mayor influencia determinadas características del suelo; por ej., vegetación característica de suelos salinos, calizos…)

INFLUENCIA DE LA VEGETACIÓN SOBRE EL CLIMA O EL SUELO

La vegetación interviene modificando los equilibrios hidrológico, geomorfológico y geoquímico.

Su acción sobre el clima se aprecia en cuanto a temperatura (los bosques provocan un descenso de la temperatura media en verano, un menor número de heladas en invierno y un descenso de la oscilación diurna) y pluviosidad (la humedad es mayor en las zonas cubiertas de arbolado).

Su acción sobre los suelos se lleva a cabo a través de las raíces (a través de las cuales las plantas juegan un papel primordial en la meteorización física y modifican el balance hídrido y químico del suelo), del aporte de materia orgánica (que contribuye a cerrar el ciclo de la materia, aportando nutrientes al suelo mediante su descomposición) y de su efecto de cobertura (por ej., los órganos aéreos reducen la incidencia de un impacto directo de las gotas de lluvia sobre el suelo).

CLASIFICACIÓN DE LA VEGETACIÓN NATURAL

Existen distintas clasificaciones de la vegetación según el criterio, la escala o el método utilizados.

Según una clasificación estructural, podemos observar 4 tipos de vegetación: el bosque, la sabana, la pradera y el desierto.

El bosque

Formación vegetal constituida por árboles que crecen unos junto a otros y forman un estrato de hojas que cubre el suelo de sombra, que protege el suelo de los rayos solares, de la precipitación y de la evaporación, configurando un microclima por debajo de sus copas.

Por lo general, cuentan con más de un nivel de estratificación.

Los bosques se pueden encontrar en muchas regiones, bajo muy distintos regímenes climáticos, ya que las condiciones medioambientales que requieren están en relación, en primer lugar, con las precipitaciones, volumen que puede variar mucho, dando lugar a distintos tipos de bosques. No es preciso, sin embargo, que el total precipitado caiga de forma regular, porque la evotranspiración también es muy importante.

En un bosque es importante considerar la abundancia relativa de las especies, su morfología y sus características propias como elementos del paisaje.

La sabana

Es una combinación de árboles y arbustos en proporciones variables. La proporción de los primeros suele ser baja, predominado las formaciones herbáceas. En función de esta proporcionalidad, se diferencian 3 tipos de sabanas: el bosque sabana, el parque sabana y la sabana herbácea.

Las características climáticas de la zona de sabana son de baja precipitación anual y con una desigual distribución estacional. Las sabanas se encuentran por lo general ocupando extensas llanuras y mesetas.

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 y pradera corta).

Sus condiciones climáticas son muy amplias, ya que aunque generalmente se sitúan en climas de poca precipitación anual, en cuanto a la temperatura la localización muestra una gran amplitud (de calor extremo a climas muy fríos).

El desierto

La vegetación es muy escasa y dispersa, dejando al desnudo un elevado porcentaje de suelo, lo cual lo hace muy sensible a los procesos de meteorización y de erosión.

Esta vegetación presenta aspectos muy diferentes en relación de la naturaleza del material rocoso sobre el que se asienta y está asociada a climas extremadamente áridos, tanto de zonas cálidas como de zonas frías. Suelen ser plantas de pequeño tamaño adaptadas a la sequedad. El desierto está desprovisto de árboles.

DISTRIBUCIÓN DE LA VEGETACIÓN

Vegetación de la zona intertropical

- Selva ecuatorial: vegetación rica y exuberante, en su mayoría de hoja ancha y perenne, propia del clima ecuatorial, que cuenta todo el año con unas condiciones muy favorables por su regularidad térmica y pluviométrica las plantas pueden llevar a cabo sus funciones en cualquier época.

En la selva ecuatorial se produce una gran diversidad de plantas diversidad de bosques ecuatoriales con un elemento común: plantas megatermas.

Predominan las especies arbóreas que alcanzan hasta 60 m de altura, dispuestos en estratos: generalmente 3 pisos arbóreos y 2 de plantas leñosas de gran desarrollo.

Junto a los árboles hay otros componentes vegetales, como son las enredaderas (por ej,. las lianas), plantas epifitas (se desarrollan sobre otros vegetales y no tienen raíces sobre el suelo, como las orquídeas) y plantas herbáceas ( su tamaño y densidad varía según la luz que reciban).

En las regiones litorales se dan adaptaciones a los suelos inundados y a la salinidad propia de las costas, dando una vegetación característica: los manglares.

- Bosque tropical de clima con estación seca: vegetación menos densa y menor estratificación que la selva ecuatorial; también hay más especies de hoja caduca y se desarrolla más el sotobosque herbáceo.

- Vegetación de sabana: se deriva de un periodo seco superior a 3 meses o de una adaptación a las variaciones del contenido acuoso del suelo. Dentro de ella se establecen diferencias según la importancia de la aridez sabana húmeda, seca y espinosa.

Hay menor variedad de especies que en las selvas, la vegetación arbórea está formada por especies resistentes al fuego y la altura y la densidad se reducen, al igual que la altura de las especies herbáceas.

Vegetación de la zona templada

Según se asciende en latitud, se distinguen:

- Bosques de hojas perennes de los climas subtropicales.

- Bosques de hoja caduca en los climas templados húmedos.

En los climas Cfa (lluviosos templado, húmedo en todas las estaciones) se establece un bosque mixto, menos denso que en las zonas intertropicales húmedas, de menor altura y número de especies y en la que se mezclan árboles de hoja caduca y hoja perenne como consecuencia del cambio de estaciones. Dominan los árboles frondoso, si no ha intervenido el hombre (ej., laurisilva, robles, arces..), los arbustos pueden llegar a formar un estrato muy denso (aliagas, brezos y helechos) y en las zonas donde hay abundantes nieblas se desarrollan profusamente los musgos.

En los climas Csa o mediterráneo (lluvioso templado con verano seco), los árboles se adaptan a la sequía por medio de hojas pequeñas, fuertes y enceradas, aunque de hoja perenne, con troncos cortos y de corteza gruesa (enebro, alcornoque, encina…). Se disponen en formaciones de bosques claros que dan escasa cobertura al suelo y suelen estratificarse en tres formaciones: cubierta arbórea, arbustiva (donde se mezclan hoja caduca y perenne. Ej., el maquis, la garriga y el chaparral) y herbácea.

Los climas continentales desarrollan bosques de hoja caduca, bosques de coníferas y praderas herbáceas por degradación del bosque.

- Bosques de coníferas de los climas subártico y marino de la latitud media.

Se instala allí donde la continentalidad es más acusada y hay influencia polar, ya que las coníferas se establecen donde las condiciones no son propicias para las caducifolias de hoja grande.

Hay - bosques templados de coníferas.- bosques de coníferas de latitudes altas o taiga.

Las coníferas poseen hojas estrechas en forma de aguja que se renuevan continuamente a lo largo del año; en su mayoría son de hoja perenne. Su tronco presenta una gruesa corteza y sus raíces están bien desarrolladas.

Ej., pinos, abetos, ciprés pelado.

La degradación de este bosque da lugar a formaciones herbáceas de pradera, las cuales, cuando se acentúa la sequedad, dan paso a las estepas.

Vegetación de las zonas circumpolares

Al Norte de la taiga y de los bosques boreales se desarrolla la tundra (extensión de tierra pelada o terreno inhóspito, tierra sin árboles).

Se localiza en climas muy fríos, con humedad y suelos saturados, que presentan una vegetación muy pobre.

Tipos de tundra: - Tundra de patas almohadilladas- Tundra herbácea- Tundra arbustiva- Tundra arbórea (de transición hacia la taiga)

Esta vegetación también se desarrolla en altitud; en el medio montañoso se denomina tundra alpina.

Esta vegetación es muy nutritiva por su alto contenido en azúcar, por lo que pueden sobrevivir especies animales muy grandes.

BLOQUE TEMÁTICO IV. LA ESTRUCTURA Y DINÁMICA TERRESTRES. LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL RELIEVE. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES

TEMA 7. LA ESTRUCTURA Y DINÁMICA TERRESTRES. LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL RELIEVE. Diagrama conceptual. Introducción. La estructura y dinámica terrestres. La estructura del globo terrestre. Estructura y composición de la corteza. Estructura y composición del manto. Estructura y composición del núcleo. La dinámica terrestre. La separación y dinámica de los continentes. La teoría de la tectónica de placas. Los componentes litológicos y tectónicos del relieve. Las rocas: definición y clasificación. Rocas eruptivas. Intrusitas: origen, formas de yacimiento, composición, principales rocas intrusivas. Efusivas: origen, formas de yacimiento, composición, principales rocas efusivas. Rocas sedimentarias. Origen, formas de yacimiento, composición, principales rocas sedimentarias. Rocas metamórficas. Origen, formas de yacimiento, composición, principales rocas metamórficas. El ciclo de las rocas. Propiedades de las rocas. Respuesta de las rocas ante los esfuerzos tectónicos. Respuesta o resistencia de las rocas a la erosión. Las unidades espacio-temporales de la geología. Las unidades espaciales: órdenes. Las unidades temporales: eras y periodos. Las deformaciones tectónicas de la corteza continental y relieves asociados. Las estructuras de deformación, pliegues. Partes de un pliegue. Clasificación de los pliegues. Las estructuras de dislocación, fallas. Partes de una falla. Clasificación de las fallas.

LA ESTRUCTURA Y DINÁMICA TERRESTRES

CONSTITUCIÓN INTERNA DEL GLOBO TERRESTRE.

La Tierra se divide internamente en 3 partes: corteza, manto y núcleo. En el interior de la Tierra existen zonas en las que la velocidad de propagación de las ondas sísmicas varía, llamadas discontinuidades, que han servido para medir el espesor de cada una de las capas concéntricas de la Tierra. Existen 3 discontinuidades:

- discontinuidad de Mohorovicic (o simplemente Moho), la más cercana a la superficie (alrededor de 54 km);

- discontinuidad de Gutenberg, que se halla aproximadamente a 2900 km de profundidad;- discontinuidad de Lehmann, a 5000 km de profundidad, que separa núcleo externo del

interno. Bullenm en 1963 dividió el interior de la tierra en 7 zonas concéntricas: d. de Mohorovicic,

manto superior, zona de transición, manto inferior, d. de Gutenberg, núcleo externo, d. a 5000km, núcleo interno.

Estructura y composición de la corteza.

En la propia corteza terrestre la velocidad de propagación de las ondas sísmicas difiere en zonas estables tectónicamente y en zonas afectadas por estos movimientos, lo que ha permitido distinguir entre:

Corteza continental: limitada en profundidad por la superficie de discontinuidad de Moho, tiene espesor entre 20 y 50 km, tiene a su vez 2 capas: capa granítica – sial en términos antiguos geólogos (corteza superior- espesor medio de 20 km, formada por granitos y rocas metamórficas- sólo existe en zonas continentales) y basáltica- sima en términos antiguos geólogos (corteza inferior- existe en áreas continentales y oceánicas, formada fundamentalmente por rocas básicas)

Corteza oceánica: tiene una estructura muy homogénea con 3 capas (capa 1- 0’4 km/ capa 2-1’5 km/ capa 3- 5km). Sin embargo en las dorsales oceánicas, no todas estas 3 capas existen, estando la 2 y la 3 claramente definidas sólo en la dorsal Pacífica.

La composición de la corteza es muy compleja: los escudos precámbricos formados por granitos, los márgenes continentales por sedimentos y las áreas oceánicas por rocas basálticas. A las distintas capas de la corteza hay que añadir una capa sedimentaria (espesor medio de 1’8 km, constituida por rocas arcillosas, areniscas, rocas volcánicas y carbónicas) que se encuentra presente tanto en zonas continentales como en oceánicas, salvo en escudos precámbricos

Estructura y composición del manto.

El Manto es capa más importante pues representa el 84% del volumen y 69% masa total del planeta. EL límite corteza-manto definido por un aumento de velocidad de propagación ondas P. Las

tres zonas del manto definidas por Bullenm en función de la distribución de las ondas elásticas son: manto superior (entre los 200 y 400 km.), zona de transición (entre los 400 y 1.000 km.) y manto inferior (entre 1.000 y 2.900 km), aunque los límites no están claramente definidos. La composición del Manto es muy variado, pero en general se puede decir que está formado por rocas ultrabásicas, gabros y peridotitos.

Estructura y composición del núcleo.

El Núcleo ocupa desde 2900 km hasta centro Tierra y está separado del manto por la discontinuidad de Gutenberg. Tiene un espesor aproximado de 3.500 km. En él se origina el campo magnético terrestre. La parte más externa del núcleo es líquida y puede dividirse en 3 zonas: externo, de transición e interno. Está formado fundamentalmente por hierro y níquel (80%), silicio y azufre (20%).

LA DINÁMICA TERRESTRE

La separación y dinámica de los continentes.

La teoría de la tectónica de placas.

Como teoría orogénica, la tectónica de placas surgió en 1970 con un artículo de Dewey y Bird.

Su postulado fundamental es que la litosfera se halla compuesta de una serie de placas rígidas, 6 principales en un principio, ahora se admiten 20 placas + pequeñas q pueden moverse independientemente.

Las placas serían fragmentos de litosfera rígidos q se sitúan sobre materiales plásticos de la astenósfera, desplazándose sobre ellos. Cada placa incluiría corteza oceánica y continental y tendría como límite una dorsal y una fosa. En la dorsal, las placas se separan creándose corteza, mientras que en las fosas convergen destruyéndose corteza. 12 grandes placas: Eurasiática, Africana, Arábiga, Sudaustraliana, Pacífica, America Norte Y Sur, Antártica, de Nazca, de Cocos, Caribe y Filipinas. Si placa sólo contiene corteza océanica- placa océanica ( Pacífica, Nazca, Coco y Filipinas), tb pueden estar formadas por corteza océanica y continental- placas mixtas. Al moverse las placas, en sus bordes se producen deformaciones en la superficie terrestre, son las zonas dinámicas del globo.

Movimientos placas pueden ser: separación o divergencia; aproximación o convergencia; desplazamiento lateral. Dependiendo del tipo de movimiento se crean 3 tipos distintos:

- Márgenes de construcción o distensivos- se generan nuevos materiales, se produce en dorsales mesoceánicas, suponen ruptura de continentes y apertura de nueva cuenca océanica;

- Márgenes de destrucción o compresivos – localizados en fosas oceánicas junto a bordes continentales activos, una placa se desliza bajo otra, destruyéndose la placa continental, puede terminar en colisión de continentes con fenómeno de compresión de la litosfera que da lugar a formación de montañas

- Márgenes de conservación o pasivos - ni se crea ni se destruye corteza, las placas se deslizan lateralmente sin cambios en la superficie; es el caso de las fallas de transformación de las dorsales oceánicas.

No todos los geólogos están de acuerdo con esta teoría, aunque las nuevas investigaciones hacen que cada vez haya más partidarios de lamisma.

LOS COMPONENTES LITOLÓGICOS Y TECTÓNICOS DEL RELIEVE

LAS ROCAS: DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN.

Las rocas son materiales formados por asociación variable de minerales con una homogeneidad relativa y todas constituidas al menos por dos elementos minerales que pueden presentarse en estado cristalino (sólo existe en los sólidos) o en estado amorfo (existe tanto en los

sólidos como en los gases, en los líquidos y en los líquidos envejecidos)-en función de la disposición de sus átomos- o en su forma original o en fragmentos.

Las propiedades de las rocas dependen de la disposición de sus minerales. Rocas se agrupan en tres clases: ígneas (eruptivas), sedimentarias y metamórficas.

Rocas ígneas.Origen y formación. Son consecuencia del enfriamiento del magma ígneo, es decir, están

formadas por la solidificación de materia fundida. Se les ha llamado magmáticas, cristalinas, eruptivas y se dividen en intrusivas (cuando solidificación se hace dentro corteza terrestre) y efusivas (solidificación se hace en superficie). El magma se solidifica a través del proceso de cristalización.

Características químicas y minerales. Son agregados de silicatos minerales; su composición puede ser muy variable, dependiendo de los elementos que las componen y de las condiciones bajo las que se han enfriado. Las rocas ígneas pueden estar constituidas por granos de un solo mineral entrelazados o por una mezcla de carios silicatos minerales. En su composición química, predomina el sílice: si el porcentaje es mayor del 65% se considera que una roca ígnea es ácida; entre 65-52%, intermedia; entre 52-45%, básica y menos 45%, ultrabásica.

Textura y estructura. Textura= tamaño y forma granos minerales que la componen y depende de las condiciones de

cristalización textura grano grueso (velocidad enfriamiento lenta q produce cristales grandes); textura de grano fino- velocidad rápida (velocidad más rápida q no permite formación cristales grandes); textura vítrea (velocidad muy rápida q no permite formación de cristales y producto resultante es un vidrio con iones no ordenados); textura porfidica (velocidad lenta al principio y rápida después cristales gruesos incrustados en pasta con grano + fino).

Estructura= arquitectura de conjunto y hay varios tipos: estructura orbicular (minerales

forman grandes nódulos); amigdalar (minerales en forma de almendra); porosa, globular o vacuolar (existen huecos debidos a burbujas, como la piedra pómez); fluidal (lavas) (los cristales orientados según movimiento magma durante cristalización); deleznable (elementos permanecen sueltos); cataclástica (cuarzos están deformados).

Modos de yacimiento. Según la posición que ocupan los magmas respecto superficie terrestre en el momento de su consolidación, encontramos distintos modos de yacimiento. Todas las que se firmaron cuando el magma se solidificó dentro de la corteza terrestre se llaman plutones y se pueden clasificar en

- Manto, poco espesor y limites paralelos a estratificación, puede estar horizontal, inclinado o vertical, tamaño variable, forma intrusiva introducida en rocas q la rodean, es + joven que éstas.

- Diques o filones, poco espesor y límites perpendiculares, originados cuando magma se abre paso a través rocas adyacentes

- Lacolito: plutón macizo de límites paralelos, formado cuando magma empuja hacia arriba a las rocas suprayacentes formando una especie de domo mayor q el manto

- Batolito, su tamaño aumenta con la profundidad y su base no puede determinarse. Tamaño mayor de 100 km, si es menor se llama tronco. Son receptáculos de magma solidificados, localizados en cadenas montañosas, se extienden paralelos.

Las rocas efusivas presentan formas de yacimiento originales debidas a su afloramiento por expulsión al aire libre de la materia magmática.

Clasificación. Diferentes criterios. El más utilizado actualmente es el de STRECKEISEN (1966) basado en la existencia en las rocas de cuarzo y feldespatos, grupos minerales incompatibles en un proceso normal de cristalización magmática.

Principales rocas ígneas: La primera propiedad que las diferencia es su color rocas siálicas (predomina sílice y aluminio, color claro, típicamente continentales; ej., granito); rocas simáticas (color oscuro, compuestas de sima, silicio y magnesio, localizadas bajo costra continentes y forman capa exterior debajo cuencas oceánicas; ej., gabro, basalto).

Rocas sedimentarias o exógenas.

Origen y formación. Superficie de la Tierra. Origen basado en meteorización: los productos procedentes de la meteorización constituyen materia prima de las rocas sedimentarias. Se encuentran en estratos.

Proceso de formación: 1)meteorización-erosión de otras rocas, 2) transporte, 3) sedimentación de materiales, 4) diagenización o litificación; a su vez, la litificación comprende varios procesos: 4.1) cementación (los espacios entre partículas individuales de los materiales sin consolidar se rellenan de algún elemento que los liga), 4.2) compactación y desecación (el espacio vacío entre los granos individuales se reduce poco a poco por presión) 4.3) cristalización (sirve para endurecer los depósitos asentados).

Pueden ser originadas por depósitos minerales y rocosos (rocas detríticas) o por procesos químicos (rocas químicas). La mayor parte de las rocas son mezcla de los dos tipos.

Composición química y mineralógica: silíceas, silíceo-alumínicas, carbonatadas, salinas, fosfatadas, ferríferas y carbonadas. Suelen estar formadas por varios minerales

Textura y estructura.Tipos:- Textura clástica: rocas sedimentarias formadas por depósitos de mineral y fragmentos

rocosos.- Textura no clástica: rocas sedimentarias formadas por procesos químicos; suelen tener

estructura cristalina similar a rocas ígneas cristalinas.

Modos de yacimiento de las rocas sedimentarias. La característica principal de las rocas sedimentarias es la estratificación; esta disposición en estratos varía en función de las condiciones sedimentación: es una sedimentación horizontal si el medio es tranquilo, oblicua o inclinada si se produce acumulación sobre una pendiente y entrecruzada si se producen variaciones de fuerza y cambios de dirección durante la sedimentación.

Si la sedimentación se desarrolla sin interrupción, se produce una estratificación concordante, pero si es interrumpida momentáneamente se forma una laguna sedimentaria q se expresa por una discordancia.

Clasificación de las rocas sedimentarias.Según su composición química: carbonatadas, fosfatadas, silicosas.Según su origen: detríticas, químicas (inorgánicas y orgánicas o bioquímicas).Según su textura: clásticas, no clásticas.

Principales rocas sedimentarias.- Rocas sedimentarias detríticas (proceden de erosión de rocas preexistentes y están

formadas por amalgama de rocas). Pueden dividirse en ruditas (fragmentos > 2mm), arenitas (fragmentos entre 2 y 1’16mm) y pelitas ( inferiores a 1’16mm).

- Rocas sedimentarias de origen químico (se forman dentro de un medio acuoso que contiene soluciones de minerales concentrados q reaccionan o se precipitan por procesos químicos). Se dividen en: carbonatadas (caliza y dolomía), silicosas (poco numerosas, ópalo, calcedonia y silex), salinas o evaporizas (yeso).

- Rocas sedimentarias de origen orgánico (proceden actividad vital diferentes organismos). Se dividen en calcáreas (procedentes organismos con buena absorción de CO3Ca disuelto en las aguas donde vivían aquellos), silíceas (formadas por animales microscópicos), carbonosas (formadas por acumulación restos vegetales; ej., turba, lignito, hulla y antracita).

Rocas metamórficas.Origen y formación: Proceden de las modificaciones en el estado sólido de otras rocas , como

consecuencia de intensos cambios en la temperatura, presión y ambiente químico producidos pos las mismas fuerzas internas que pliegan, fallan, inyectan magma y elevan o deprimen masas de roca. Estas fuerzas producen modificaciones dentro de las rocas mismas, a través del proceso llamado metamorfismo, que tiene lugar dentro de la corteza terrestre. 2 tipos metamorfismo:

- Metamorfismo de contacto: modificación roca original como consecuencia calor emanado por roca ígnea o magma que se produce en zonas restringidas llamadas aureolas o halos. Tiene lugar en las últimas etapas de la formación de montañas, a escasa profundidad

- Metamorfismo regional: se realiza en áreas + extensas y a mucha profundidad. Es consecuencia sobre todo de las fuertes presiones (dinamo-metamorfismo), se encuentra en las raíces de viejos plegamientos montañosos y escudos precámbricos donde el peso enorme

acumulación sedimentos provoca enorme presión. Se produce en el momento de las grandes orogenias.

Composición química y mineralógica. Participan de las que presentan las rocas ígneas y sedimentarias de las que proceden, pero en ocasiones los cambios son tan drásticos que no se reconocen las originales. Se distinguen de ellas por caracteres mineralógicos y estructurales resultado de recristalización.

Textura y estructura. Calor y presión hacen que minerales de rocas tiendan a ordenarse en franjas paralelas (propiedad de foliación) 2 tipos:

- Foliadas: tienen facilidad para romperse 3 tipos: apizarradas (planos separados son microscópicos), fílíticas (láminas son apenas visibles a simple vista) y esquistosas (láminas visibles y presentan rugosidad).

- No foliadas: pueden ser de textura densa (no se perciben los granos individuales y no tienen facilidad de romperse en planos paralelos) o granular (los granos son visibles y tampoco tienen facilidad de romperse en planos paralelos).

La estructura de las rocas metamórficas es diferente de la estructura original de la roca madre.

Clasificación de las rocas metamórficas. Distintos criterios: textura, gradiente de presión, gradiente de temperatura, tipo de metamorfismo.

Principales rocas metamórficas. - Neis: misma composición q granito (cuarzo, feldespato y mica) pero distinta disposición de

cristales- Mármol: roca metamórfica de la caliza formada por amalgama cristales de calcita- Cuarcita: deriva de las areniscas silicosas- Esquisto: arcilla con metamorfización no muy importante, caracterizada por su hojosidad- Pizarra: esquisto con metamorfización + intensa, menos hojosidad

El ciclo de las rocas.

Magma proceso cristalización rocas ígneas intemperismo + transporte y erosión sedimentos proceso de mitificación rocas sedimentarias proceso metamorfismo rocas metamórficas proceso fusión magma.

Puede no darse el ciclo completo y que por ejemplo, una roca metamórfica, atacada por agentes externos (meteorización), puede tras su transporte, sedimentación y mitificación, una roca sedimentaria.

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

Propiedades de las rocas

Respuesta de las rocas ante los esfuerzos tectónicos. Las rocas sometidas a una presión litostática desigual sufren deformaciones. 2 etapas: 1) Dominio elástico: al principio la deformación es pequeña y si cesase la presión, la

deformación desaparecería;2) Dominio plástico: a partir de cierto nivel empuje, la deformación aumenta y aunque

cesase la presión no desaparecería la deformación. Hay rocas que rápidamente alcanzan el dominio plástico y sin embargo se rompen difícilmente (arcillas, pizarras, rocas sedimentarias relieves plegados) y otras a la inversa, se deforman difícilmente pero se rompen fácilmente (rocas ígneas y metamórficas relieves fallados)

Estas diferencias entre las rocas se plaman en el relieve.

Respuesta o resistencia de las rocas a la erosión. En general, las ígneas son más resistentes, las sedimentarias las menos y las metamórficas

ocupan un lugar intermedio. Según sus propiedades, rocas son más o menos resistentes a erosión: - Cohesión (propiedad de partículas sólidas de mantenerse unidas)- Homogeneidad (la roca formada por un mineral o compuesto será más resistente a la

erosión)- Grado de masividad (cantidad de roca por bloque uniforme)- Permeabilidad (posibilidad de fluidos de pasar a través de ellas)- Solubilidad (facilidad de disolverse de la roca)EL clima afecta a la resistencia de los distintos materiales atacados por erosión.

LAS UNIDADES ESPACIO-TEMPORALES DE LA GEOLOGÍA .

Las unidades espaciales: órdenes.

Órdenes. Unidad espacio-temporal de la geología.

Las unidades temporales: eras y periodos.

Era. Unidad temporal constituida por grandes lapsos de tiempo. Es el intervalo de tiempo de mayor magnitud. Su escala tiene como unidad el millón de años. Se dividen en Períodos, q corresponden a grandes perturbaciones en la corteza terrestre, subdivididos a su vez en unidades menores

LAS DEFORMACIONES TECTÓNICAS DE LA CORTEZA CONTINENTAL Y RELIEVES ASOCIADOS.

La estructura de un relieve resulta de la acción de las fuerzas internas de la Tierra sobre los materiales rocosos, a los que deforman dando lugar a variadas estructuras tectónicas.

Tipos de deformaciones: - de pequeño radio de curvatura (pliegues, fallas y flexiones)- de gran radio de curvatura (estructuras aclinales y

monoclinales).

1. Los pliegues.

Son deformaciones de pequeño radio de curvatura. Forma + elemental de estructuras plegadas. Nunca se encuentra aislado. Resultado de tectogénesis de compresión. Ondulación de los estratos con parte convexa hacia arriba (anticlinal- rocas + antiguas) y parte cóncava hacia el cielo (sinclinal- rocas + modernas)

Partes de un pliegue: charnela -zonas del pliegue con mayor curvatura-, flancos -superficies q unen las charnelas-, plano axial -bisectriz del ángulo formado por 2 flancos-, eje -intersección del plano axial con la charnela-.

Tipos de pliegues:En función del plano axial: rectos o verticalesEn función de su inclinación: isoclinales, oblicuos, en rodilla, inclinados.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: disarmónico, diapiros.

Los pliegues aparecen solos muy pocas veces. Generalmente se agrupan en sistemas organizados de diferente manera: anticlinorio, conjunto de pliegues q forman un anticlinal de mayor radio de curvatura y sinclinorio, conjunto de pliegues que dibujan un sinclinal de mayor radio de curvatura.

2. Las fallas.

La falla es un accidente q implica ruptura, desarrollado en cualquier tipo de roca. Fracturas acompañadas de un desplazamiento de bloques originados, a diferencia de la diaclasa y la fractura, rupturas sin apenas desplazamientos masas rocosas.

Partes de una falla:- Superficie o Plano de falla: superficie de fracturación - Espejo de falla: plano de falla pulido y estriado por movimiento bloques- Línea de falla: intersección del plano de falla con plano horizontal- Labios de falla o dovela: bloques rocosos a ambos lados de la línea de falla, pueden ser

hundidos y levantados- Salto de falla: amplitud del desplazamiento de la falla, puede ser vertical y horizontal

Tipos de falla:En función de la inclinación del plano de falla y de la orientación:

- Normal: plano falla vertical o inclinado hacia labio hundido tectogénesis distensiva- Inversa o cabalgante, plano falla inclinado hacia labio levantado tectogénesis

compresiva- Conforme, inclinación de la falla orientada hacia buzamiento bloques basculados, - Contraria, inclinación de la falla orientada al contrario del buzamiento bloques

basculados Pueden combinarse en cualquiera de estos tipos: normal, inversa, normal conforme,

normal contraria, inversa conforme e inversa contraria.Pueden asociarse como los pliegues: graven o fosa tectónica, unión de varias fallas que

dejan entre ellas un bloque hundido; horts o pilar tectónico, asociación de fallas q van elevándose con un bloque + elevado entre ellas. Pueden cortarse entre sí, formando redes llamadas campos de falla, estructura de damero con bloques hundidos y elevados.

3. Estructuras aclinales y monoclinales

Los movimientos más débiles y lentos pueden lugar a estructuras tectónicas menos vigorosas simples basculamientos de grandes superficies continentales u oceánicas.

Estructuras monoclinales: las series de rocas sedimentarias se ven afectadas por débiles ondulaciones de gran radio de curvatura y pequeña amplitud moderado buzamiento de los estratos en una misma dirección.

Estructuras aclinales: las series de rocas sedimentarias no se ven alteradas, es decir, continúan siendo horizontales.

TEMA 8. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES. Diagrama conceptual. Introducción. Las grandes unidades estructurales de la corteza terrestre. Las áreas sumergidas: cuencas oceánicas. Bordes continentales. Llanuras abisales. Dorsales oceánicas. Las áreas emergidas: los continentes. Cratones o escudos. Cuencas sedimentarias. Los orógenos. Los volcanes. Los relieves estructurales de cuencas sedimentarias. Estructuras horizontales. Relación de la red hidrográfica y las estructuras horizontales. Estructuras inclinadas. Relación de la red hidrográfica y las estructuras inclinadas. Los relieves estructurales plegados. Formas originales, directas o primitivas. Formas derivadas. Formas invertidas. El relieve apalachense. Los relieves estructurales fallados. Escarpe de falla original o primitivo. Escarpe de línea de falla o derivado. Escarpe de línea de falla compuesto. Los relieves en estructuras volcánicas. Los volcanes. Partes y materiales de los volcanes. Las coladas . Las formas excavación . Tipos de volcanes.

LOS RELIEVES ESTRUCTURALES

LAS GRANDES UNIDADES ESTRUCTURALES DE LA CORTEZA TERRESTRE. Las áreas sumergidas: cuencas oceánicas.

En las cuencas oceánicas se pueden distinguir tres áreas principales: bordes continentales, llanuras abisales y dorsales oceánicas.

BORDES CONTINENTALES. Prolongación hacia océano de continentes, profundidad <200m, pendiente suave. Gran importancia económica por la presencia de hidrocarburos y de pesca. Hay 2 tipos: - Bordes tipo atlántico o asísmicos: tienen 2 zonas, plataforma y talud continental; la plataforma profundidad < 200 m y pendiente muy suave, talud pendiente + acusada- borde real continente, a su pie se depositan sedimentos de gran espesor.

- Bordes tipo pacífico o sísmicos: zonas gran actividad geológica, formados por arcos insulares (cadenas de islas volcánicas) separados continente por mar interior, pequeñas crestas q no salen del mar y fosa oceánica q alcanza grandes profundidades marinas. No hay plataforma continental, arrecifes de barrera y cañones submarinos

LLANURAS ABISALES. Zonas planas (cobertera sedimentaria), a veces colinas submarinas q emergen formando islas oceánicas o atolones.

DORSALES OCEÁNICAS. Dorsales sísmicas (cadena continua 60000 Km longitud, 1000-4000km anchura y altura media 3000 m sobre llanuras abisales, acumulaciones material volcánico recubierto de sedimentos) y asísmicas (capa de sedimentos mayor)

Las áreas emergidas: los continentes.

Los continentes son las grandes extensiones de tierra emergidas caracterizadas por estar formadas por corteza continental. Las unidades estructurales continentales están formadas además por la plataforma y el talud continental. Podemos dividir la corteza en 3 unidades:

Cratones o escudos. Parte de un continente formado por materiales muy antiguos, precámbricos, que han sido sometidos a fenómenos de granitización y metamorfismo. Se caracteriza por su estabilidad y rigidez, por eso, ante la acción de las fuerzas tectónicas se fragmenta, al contrario de lo que sucede en los orógenos. A causa de su larga evolución presenta formas de relieve muy aplanadas. Cratones arcaicos (rocas ígneas y metamórficas) y post-arcaicos (cobertera plegada de rocas sedimentarias).

Las plataformas. Llanura estructural zonas cratónicas recubiertas por una cobertera sedimentaria que se halla en posición horizontal o subhorizontal.

Los orógenos. Regiones de plegamiento reciente y cuya cobertera sedimentaria está relativamente poco erosionada.

Los volcanes. Relieves de características singules producidos por erupciones volcánicas y volcanismo.

LAS FORMAS ESTRUCTURALES

En este tipo de formas, la topografía es el resultado de la tectónica que ha afectado a la zona.Las formas estructurales pueden ser simples y complejas.

ESTRUCTURAS SIMPLES

Estructuras horizontalesSon aquellas en que la tectónica apenas ha actuado. Son típicas de cuencas sedimentarias.

Se llaman plataformas y su forma + elemental es la llanura estructural o llanura de estratos horizontales. Difiere de superficie de erosión porque estratos están horizontales necesariamente. Los estratos se mantienen horizontales por la inactividad de la Tectónica, pero sobre ellos actúa la erosión.

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

2. Superficie estructural derivada o subestructural: la capa que aparece en superficie no es la última capa sedimentada, erosión ha actuado sobre últimas capas depositadas.

Formas topográficas debidas a la erosión de los relieves horizontales: Plataformas horizontales: mesas, muelas, páramos, superficies estructurales primitivas

derivadas cortadas por valles ríos o barrancos, rebordes abruptos y aspecto sinuoso Cerros testigo, erosión ha seguido actuando sobre plataformas horizontales, forma

cónica, rematados por trozo estrato horizontal correspondiente a roca dura. Antecerros, erosión sigue actuando sobre cerro testigo q desaparece, forma cónica per

estrato roca dura desaparece Plataformas y cerros testigos delimitados por escarpe de erosión, cuya parte abrupta formada

por roca dura se llama cornisa y la parte de pendiente + suave de roca blanda se llama talud

Relación entre la red hidrográfica y la estructura horizontal: Red fluvial en estructuras horizontales caracterizadas porque dirección no está influida por

tectónica, sino por líneas de diaclasación de rocas sedimentarias: red insecuente.

Estructuras inclinadas o monoclinalesSe encuentran en los bordes de las cuencas sedimentarias o en zonas también donde hay

alternancia de rocas duras y blandas inclinadas en una sola dirección, los relieves formados se llaman cuestas (palabra en español):Formas topográficas debidas a la erosión de los relieves estructurales monoclinales.

- Cuestas (buzamiento entre 2º y 20º)- Crestas monoclinales (buzamiento superior a 20º)- Barras monoclinales o “hog backs” (buzamiento cercano a 90º)

Parte de una cuesta.Las cuestas tienen un perfil totalmente disimétrico: una vertiente abrupta

(frente = cornisa- roca dura + talud- roca blanda) y otra suave (reverso). En todas ellas la pendiente está en función del buzamiento de los estratos.

Relación de la red hidrográfica y la estructura monoclinal. - Río cataclinal o consecuente: su dirección de drenaje es la misma que la del buzamiento de los estratos. Alternancia de rocas blandas (valles amplios) y duras (valle encajado).- Río peneconsecuente: sigue el buzamiento de los estratos pero no atraviesa el frente de la cuesta, corre sólo por el reverso de ésta. La mayor parte de su valle se abre en roca dura (vertiente escarpada).- Río anaclinal u obsecuente: fluye en dirección opuesta al buzamiento de los estratos. Principal agente de retroceso del frente de cuesta.- Río subsecuente y ortoclinal: paralelo al frente de la cuesta, perpendicular al cataclinal y anaclinal. Se adapta a la litología pues drena el nivel de rocas blandas.- Río subsecuente u ortoclinal de reverso de cuesta : sigue una dirección perpendicular a

la dirección del buzamiento de los estratos. Tiene como nivel de base un río consecuente o peneconsecuente. Está inadaptado a la litología pues está instalado sobre roca dura.

ESTRUCTURAS COMPLEJAS

Estructuras plegadasLas rocas sedimentarias responden a la tectónica plegándose, estos pliegues se asocian formando formas muy variadas sobre las que se ejerce tb la acción de la erosión. El modelado de las estructuras plegadas está en función de la tectónica, la litología y de la erosión diferencial. Conformes: caracterizados porque la topografía concuerda con la estructura, las elevaciones

(mont) coinciden con los anticlinales y las depresiones (val) con los sinclinales. Erosión puede haber comenzado a actuar y pueden aparecer formas incipientes de un relieve variado (ruz), pequeños barrancos originados en flancos anticlinales o vertientes de los mont.

Derivadas (estilo jurásico): la erosión ha actuado más, dando lugar a formas estructurales y erosivas de la misma altitud. Acción erosiva barrancos da lugar a las ruz, q desmantelan las capas superiores y dejan restos llamados chevrons. Un valle fluvial que corta transversalmente el anticlinal origina cluses (hoces); la erosión de la charnela anticlinal da origen a un valle anticlinal llamado combe, normalmente limitado por dos crestas de roca dura.

Invalidadas (relieve invertido): En ellos las zonas topográficamente + elevadas se corresponden con las zonas deprimidas tectónicamente y a la inversa. Forma + característica: sinclinal colgado, elevado sobre valles anticlinales constituidos por combes o valles erosivos. Aparecen cuando erosión anticlinales es tan fuerte q excava el valle anticlinal por debajo del sinclinal.

Estos relieves pueden presentar variaciones en función de los distintos tipos de plegamiento: si los pliegues son oblicuos, volcados, cabalgantes, se convierten en relieve alpino donde pueden aparecer las combes de flanco en las q la parte topográficamente + elevada es el flanco y no la charnela; si los pliegues son mantos de corrimiento, aparecen ventanas tectónicas (el manto queda en algunas zonas desmantelado, permitiendo ver el sustrato sobre el q este plano se ha deslizado), entre las ventanas quedan restos del manto llamados klippes. Además, en la parte anterior de corrimiento la erosión origina un escarpe de frente de corrimiento. Relieve apalachense. Debe sus formas estructurales a la erosión diferencial (relieve con

formas erosivas muy importantes). Tras un plegamiento, erosión, levantamiento y nueva erosión, las rocas más resistentes quedan en resalte, formando alineaciones rectilíneas denominadas crestas y las rocas blandas forman los surcos o valles, recorridos por ríos que a veces atraviesan las crestas transversalmente originando cluses.

Relación entre red hidrográfica y estructura plegada.- Concordante simple: corre paralela longitudinalmente a los ejes de plegamiento por los valles

sinclinales (tectónicos)- Concordante compleja: corre paralela longitudinalmente a los ejes de plegamiento por valles

sinclinales y anticlinales (tectónicos y erosivos)- Discordante: el drenaje es transversal a la dirección de los ejes de plegamiento y red

hidrográfica, formando ruces (aprovechan el buzamiento de las capas del anticlinal y fluyen transversalmente a los ejes del plegamiento) y cluses (atraviesan el eje del anticlinal). Discordancia puede deberse a q plegamiento no existía en momento de su instalación (antecedencia) o bien porq plegamiento quedó oculto por cobertera q fosilizaba estructura (sobreimposición)

Estructuras falladas

Estructuras fácilmente atacables por agentes erosivos, puesto que son zonas de debilidad. La forma de relieve fundamental que aparece como consecuencia de los movimientos tectónicos es el escarpe de falla. Se distinguen: Escarpes de falla

- primitivo u original: de origen tectónico; valor desnivelación topográfica es idéntica al salto de falla y superficie topográfica coincide con zona levantada plano falla. Para q se conserve un escarpe primitivo labio levantado debe estar constituido por material duro, falla debe ser reciente o erosión ha actuado poco, si todo esto se cumple, escarpe es muy nítido, si algo no ocurre, escarpe retrocede tras plano falla con trazado +- sinuoso, y salto falla se reduce

- de línea de falla o derivado: resultado de la erosión diferencial sobre bloques fallados adyacentes; para su formación debe haber desaparecido desnivel inicial entre 2 bloques, bien a causa de la erosión, bien porque se haya fosilizado por una cobertera sedimentos y la erosión haya actuado después. Escarpe linea falla directo: rocas – resistentes están en bloque hundido, sentido es mismo q accidente. Escarpe linea falla invertido: rocas + resistentes están en bloque hundido, escarpe orientado hacia bloque levantado. Escarpe linea falla descubierto o revelado, materiales q fosilizan falla se depositan simultanéamente a tectónica; si depositos son postectónicos Escarpe linea falla exhumado

- de línea de falla compuesto: resultado de la tectónica y la erosión diferencial. Combina escarpe original y escarpe derivado

Relación red hidrográfica con estructura fallada- Concordante: río de fosa tectónica, río de línea de falla.- Discordante.

ESTRUCTURAS VOLCÁNICAS Originadas por el volcanismo. Estructuras cristalinas. Volcanes, coladas, formas de excavación

5.1. Los volcanes.

Volcán: edificio formado por la acumulación de productos sólidos alrededor de una boca eruptiva. Su forma depende del carácter de la erupción, del tipo de materiales y su disposición en superficie.

5.1.1. Partes y materiales de los volcanes. a) Cráter: orificio que conecta la superficie de la tierra con un depósito de magma en

profundidad.b) Chimenea volcánica: conducto que une el magma con el cráter.c) Lava: rocas fundidas

Las erupciones explosivas dan lugar a:a) Conos de ceniza: fragmentos de lava solidificados arrojados por un cráter central. Estos

fragmentos, de mayor a menor son: bombas volcánicas, lapilli, cenizas y polvo volcánico.b) Conos compuestos: estratos de lapilli y cenizas alternando con coladas de lava. También

llamados estratovolcanes.c) Calderas: grandes depresiones centrales, formadas como consecuencia de la destrucción de

la parte central del edificio volcánico. Forma elipsoidal o circular.

Las erupciones tranquilas dan lugar a:a) Domos de lava o escudos volcánicos : el magma sale a la superficie a través de grietas. b) La sucesiva acumulación de coladas de lava llega a formar planicies y mesetas con suaves

pendientes.

5.1.2. Las coladas.

Son emitidas a partir de bocas o fisuras eruptivas. Características variables:

a) coladas cortas y espesas – lavas viscosasb) largas coladas – lavas fluidasc) trapps – amplias mesetas estructurales de escasa pendiente

A veces aparecen colgadas con aspecto de franja de meseta o cerros tabulares.

5.1.3. Las formas excavación.

Aparecen al actuar la erosión diferencial sobre las rocas sedimentarias que cubrían formaciones intrusivas o extrusivas de volcanitas.

Intrusiones (plutones ígneos): Los plutones ígneos se pueden clasificar en:a) Concordantes intruyen a favor de las estructuras de la roca encajante:

- Lacolitos: arquean las rocas estratificadas en forma de domo.- Sills: filones capas; son paralelos a la estratificacón y apenas la deforman.

b) Discordantes intruyen cortando las estructuras de las rocas encajantes.- Batolitos : formas irregulares, ocupan áreas enormes, se agrandan hacia abajo.- Diques, filones, venas : plutones pequeños de forma tabular, con bordes irregulares y

tamaño variable.

Extrusiones: a) espigones columnas de lava compaca solidificada en conductosb) necks resultado de exhumación de la lava solidificada en la antigua chimeneac) dykes murallas resultado de la exhumación de coladas efusivas

5.1.4. Tipos de volcanes. a) hawaiano: resultado de efusiones abundantes y tranquilas de lavas basálticas fluidas. Tipo

domo volcánico o volcán escudo (Mauna Loa).b) Stromboliano (Strómboli): volcán de cono compujesto, suelen aparecer calderas.c) Vulcaniano (Vulcano), erupciones muy violentas. Cono de ceniza.d) Peleano (Monte Pelé). Extrusión de lavas viscosas, nubes ardientes. Domo o cúpula volcánica.

BLOQUE TEMÁTICO VESTRUCTURAS LITOLÓGICAS Y PROCESOS EROSIVOS

TEMA 9 MORFOLOGÍAS LITOLÓGICAS. Diagrama conceptual. Introducción. 1. Introducción. 2. Relieve granítico. Características de las rocas graníticas. Las formas graníticas. Formas mayores. Domos y agujas alpinas. Panes de azúcar y medias naranjas. Paisaje de bolas. Formas de detalle. Acanaladuras, pilancones, taffoni y nerviaciones. La variedad de paisajes graníticos según el clima. 3. Modelado kárstico. Las características de las rocas calcáreas y su disolución. Las formas kársticas. Las formas exteriores o exokársticas. Las depresiones cerradas y cañones. Las formas menores. Las formas endokársticas. La circulación subterránea de las aguas. Las formaciones kársticas según las condiciones bioclimáticas. Lecturas y actividades recomendadas. Ejercicios de autoevaluación.

MORFOLOGÍAS LITOLÓGICAS

1. Introducción. Gran variedad de formas estructurales litológicas, resistencia rocas a erosión depende clima2. Relieve granítico.

2.1. Características de las rocas graníticas.

Cuando las rocas plutónicas aparecen en superficie tras la erosión de las capas superiores pueden comportarse como rocas blandas o duras, dependiendo de:

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

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

Porosidad : a mayor porosidad, mayor meteorización. Diaclasas y fisuras : su abundancia en granito favorece la acción mecánica y química

de la erosión. Clima :

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

- cálido las temperaturas elevadas favorecen la alteración de la roca- desértico las fuertes amplitudes térmicas provocan su desescamación (arenización)

2.2. Las formas graníticas. 2.2.1. Formas mayores. Crestones y crestas Domos (cupuliformes y campaniformes- inselberg) Berrocal (domos degradados) Tors (acumulaciones de bloques que representan berrocales degradados) y lanchares

(bolos sobre zonas amenizadas y lanchas) Alteración generalizada (arenización)

2.2.2. Formas de detalle. En el modelado granítico existe siempre una fuerte oposición entre las formas que presenta la roca sana y el granito descompuesto (sábulo o gore) que rellena las concavidades o vallonadas. Bolas: originadas por las redes de diaclasas.

Taffoni: cavidades esféricas de aproximadamente 1 m de diámetro, cavernas con el techo semiesférico que se hallan sobre todo en las pendientes fuertes cuando la roca está al desnudo.

Pilas Anillos de rocas

2.3. La variedad de paisajes graníticos según el clima.

a) Clima frío

Agujas alpinas: crestas de fuertes pendientes y agujas afiladas de paredes lisas verticales. Canchales: grandes depósitos de derrubios al pie de las agujasCrestas en oruga: montañas de formas + suaves debido a que erosión glaciar no ha sido

tan importante

b) Clima templado

Formas redondeadas, pendientes suaves, abundancia de bloques desgastados, procedentes de la desintegración del granito. Formas típicas: piedras caballeras, tors, acanaladuras y taffoni. Predomina la acción mecánica a favor de las diaclasas ayudada por la importancia de los cambios térmicos, que facilita una acción química considerable.

c) Clima tropical húmedo

El agua tibia ataca la sílice y la disuelve, mientras que se alteran las micas que se descomponen, dando óxidos de hierro. Resulta de ella la formación de un espeso manto de alteritas de característico color rojo. La distinta resistencia de los materiales graníticos, unido a la forma de meteorización química dominante, da lugar a la aparición de formas características como Panes de azúcar: domos de forma parabólica disimétrica, entre 100-200 m de altura. La erosión ataca la superficie y puede descamarlo. Medias naranjas.

d) Clima tropical seco

Contrasta una zona montañosa formada por grandes bloques fallados de granito muy resistente, con una amplia llanura monótona que constituye un “pediment”, desarrollado sobre el granito más alterable en la que la monotonía queda rota por la presencia de Inselberg: cúpulas o montes isla de abruptas paredes.

Paisaje de bolas. Propio del paisaje granítico. Cuando la red de diaclasas tiene marcado carácter ortogonal, como ocurre con frecuencia, en presencia de un clima templado, sin excesivos rigores, quedan aisladas lo que se denomina bolas graníticas muy generalizado en las zonas graníticas españolas, donde recibe el nombre de canchal y berrocal, caracterizado por un cierto aspecto caótico, de acumulación de formas de diversos tamaños, mediano y pequeño, que pueden darse en zonas deprimidas y en laderas. En el caso de zonas relativamente deprimidas suelen aparecer sobre granito descompuesto en los que se llama alvéolos o pasillos de arenización; cuando están en zonas más elevadas se habla de caos, donde suelen aparecer los bloques aislados, redondeados, que se denominan bolos. Estas formas, en ambos casos, se deben a una alteración generalizada de la zona, de intensidad media, que ha seguido la red ortogonal de diaclasas, verticales y horizontales, siempre inicialmente más intensa en las diaclasas verticales, más favorables a la penetración del agua, con una evacuación posterior de los materiales alterados. Vinculadas a los berrocales además de los citados bolos hay que destacar que algunos de ellos aparecen en equilibrio precario sobre otras rocas, constituyendo lo que se llama piedras caballeras y los denominados tor, agrupaciones de bloques formados a partir de la red ortogonal de diaclasas, que no han sufrido desplazamiento y forman a modo de castillos.

3. Modelado kárstico.

3.1. Las características de las rocas calcáreas y su disolución. Algunos tipos de rocas sedimentarias, al ser atacadas por la erosión, fundamentalmente por el

agua que las disuelve en condiciones especiales, dan origen a unas formas de relieve conocidas como modelado kárstico. Las más abundantes son las calizas. La caliza es una roca impermeable e insoluble en agua pura. Al ser muy fisurada, permite el paso del agua a través de ella. Si está cargada de anhídrido carbónico, la disuelve fácilmente. El ácido carbónico ataca la caliza y produce bicarbonato cálcico. Este es muy soluble en agua y es arrastrado hacia el interior, provocando la erosión de la roca. Cuando el bicarbonato cálcico se encuentra con un medio favorable, se vuelve a desprender el CO2 y el carbonato cálcico precipita. De esta forma se originan las estalactitas y estalagmitas.

3.2. Las formas kársticas. 3.2.1. Las formas exteriores o exokársticas.

1. Lapiaces: grandes surcos originados por la erosión de las lluvias.2. Dolinas o torcas: pequeñas depresiones cerradas redondeadas, con paredes de

fuertes pendientes y a menudo inundadas.3. Simas: fisuras que se ensanchan hacia abajo por disolución (embudo). Suelen

conducir a una cueva.4. Uvalas: depresiones cerradas de grandes dimensiones.5. Poljés: grandes depresiones de forma alargada, por cuyo fondo puede discurrir un río.

Muchas veces evacuan las aguas de escorrentía o lluvia por unos orificios llamados ponors. La instalación de los poljés suele estar relacionada con accidentes tectónicos.

6. Bogaz: estrechos pasos excavados en las rocas, por los que nunca ha corrido el agua.3.2.2. Las formas endokársticas.

Cavidades subterráneas: Los planos de estratificación, las fisuras, las diaclasas y las fracturas de las calizas

condicionan la red de galerías subterráneas del karst. Pueden tener contacto con el exterior a través de simas y ponors, o no tener salida y desembocar en amplias salas. En principio, su forma general es la de un río subterráneo. La forma elemental es la galería, más o menos horizontal, que localmente se curvan hacia arriba en sifones. La galería puede estrecharse en túneles y pasillos, a menudo ramificados y sin salida. Localmente se desarrollan salas de dimensiones considerables, cuya parte superior forma una bóveda. Este es un mundo húmedo, y cuando el agua a presión deja de circular por las galerías el agua cae continuamente desde el techo y las bóvedas. Esa agua lleva disuelta caliza, que se precipita formando estalactitas que cuelgan del techo y estalagmitas, que se levantan del suelo. Cuando estas concreciones calizas entran en contacto forman columnas, tabiques y cortinas. Las aguas cársticas terminan por emerger al exterior por medio de surgencias. El cambio de presión que se produce en las surgencias hace que la caliza disuelta se precipite. Esas concreciones situadas al pie de las surgencias se llaman travertinos. Si la concreción calcárea se consolida sobre órganos vegetales decimos que es una toba. Si la surgencia accede al exterior a presión y en sentido ascendente la llamamos fuente vauclusiana.

Otras formas: La circulación superficial se reduce a escasos ríos que corren encajados en estrechas gargantas

procedentes de fuentes que surgen al pie de fondos de saco; ríos alóctonos (procedentes de regiones periféricas a las del karst) que se encajan en las potentes series calizas, formando cañones.Algunos tipos de ríos pueden llegar a desaparecer al penetrar hacia el interior por agujeros abiertos en la roca. Las aguas kársticas acaban por salir de nuevo al exterior por resurgencias (ríos alóctonos) o exurgencias (ríos formados en el interior de las galerías). Estas emergencias constituyen las fuentes vauclusianas.

TEMA 10. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS I. LOS PROCESOS ELEMENTALES METEORIZACIÓN Y DINÁMICA DE VERTIENTES. Diagrama conceptual. Introducción. 1. Introducción. 2. Las fuerzas externas. La gravedad. La energía procedente de la radiación solar. Incidencia de las características de los materiales de la superficie y las condiciones externas. 3. La meteorización. Procesos mecánicos de meteorización. Fragmentación. Fragmentaciones o clastias de origen térmico. Fragmentaciones de origen hídrico. Procesos químicos. La disolución. Alteraciones químicas. Acciones biológicas. Factores condicionantes de la meteorización. 4. La dinámica de vertientes. Procesos elementales de erosión. Desplazamiento por elementos. Caída libre y desprendimiento. Reptación. Desplazamientos en masa. Solifluxión. Deslizamiento. La arroyada. Lecturas y actividades recomendadas. Ejercicios de autoevaluación.

LOS PROCESOS EROSIVOS

1. Introducción. 2. Las fuerzas externas.

2.1. La gravedad. 2.2. La energía procedente de la radiación solar. 2.3. Incidencia de las características de los materiales de la superficie y las condiciones externas.

3. La meteorización. La meteorización es la alteración de la roca por la acción de agentes atmosféricos y

biológicos. La roca sufre la acción de estos agentes, que tienden a descomponerla y desintegrarla, dejando los materiales dispuestos para ser movilizados por los agentes de la erosión. La acción geológica de la erosión por meteorización se lleva a cabo de forma física (por ruptura de la roca) y química (transformación de sus propiedades), actuando en conjunto. La meteorización actúa

constantemente en todas partes. Es de decisiva importancia, pues prepara la formación del suelo y deja las rocas a disposición de la erosión. Sin ella no existirían ni la vegetación ni los continentes.3.1. Procesos mecánicos de meteorización. Fragmentación.

Las acciones físicas o mecánicas producen rupturas en las rocas sin alterar la naturaleza química de las mismas.

3.1.1. Fragmentaciones o clastias de origen térmico. El intenso calor diurno y el enfriamiento nocturno hacen que las rocas se

encuentren sometidas a grandes cambios de temperatura, mayores en la superficie que en el interior. Como resultado de estos cambios puede producirse: Exfoliación: separación de capas enteras de la roca. Desmenuzamiento: disgregación de los distintos componentes.

3.1.2. Fragmentaciones de origen hídrico. El agua, al penetrar por los poros y fisuras de la roca, la somete a tensiones. Al helarse,

aumenta de volumen, incrementando la presión y fragmentando la roca en un proceso llamado gelifracción o crioclastia, propio de regiones templadas con estación fría acusada, en zonas de montaña y en climas fríos. En las montañas es habitual encontrar taludes o mantos de derrubio con los materiales resultantes de la meteorización.

3.2. Procesos químicos. Provoca transformaciones químicas en la roca y actúa conjuntamente con la

meteorización física, de forma que cuanto mayor sea la fragmentación física, mayor será la eficacia de la química, y viceversa.El agua juega un papel esencial en la meteorización química, formando parte activa en las reacciones o por medio de los productos que lleva en disolución.3.2.1. La disolución. Disolución de ciertas rocas por el agua, tanto en superficie como en profundidad (aguas subterráneas), jugando un gran papel en la formación de los suelos. Es especialmente notable en el caso de rocas calcáreas (carbonatación). En algunas rocas la disolución actúa sólo sobre los componentes solubles (como el feldespato en el granito).3.2.2. Alteraciones químicas. HidrolisisEs la reacción más importante, y consiste en la adición de iones H+ y OH- del agua a la roca, produciendo su alteración, como en el granito y basalto. En climas cálidos y húmedos actúa hasta 90 m en el subsuelo.Hidratación.Fijación del agua sobre un cuerpo que se convierte en hidrato, aumentando de volumen y desintegrándose (en especial rocas ígneas de grano grueso).Oxidación.Unión del oxígeno con metales para formar óxidos, afectando a la roca y transformando su dureza, solubilidad, etc.Acción de ácidos orgánicos.Siempre que existe un suelo con materia vegetal en proceso de descomposición, se desarrollan en él ácidos orgánicos, que también son capaces de reaccionar con los minerales y contribuyen a la meteorización química.

3.3. Acciones biológicas. Acción de los cambios de presiónAl desaparecer rocas que cubrían a otras, se produce en éstas una disminución de la presión que soportan, lo que hace que se expansionen, provocando fisuras curvas y que se descame en forma de hojas de cebolla. Si se produce sobre una gran masa de roca provoca los domos de exfoliación.Formas de ruptura de la roca.Las raíces de plantas que penetran por fisuras realizan una labor de cuña al ir creciendo y ensanchando. También la acción de pequeños animales que excavan galerías contribuye a la desintegración de la roca.Los procesos mecánicos provocan la fragmentación o ruptura de la roca en diversas formas:

Fractura irregular : bloques angulosos en rocas coherentes (amontonamiento de derrubios). Desintegración granular o desmenuzamiento : propio de rocas con grano grueso. Descamación : formación de escamas que se van separando de la roca. Rotura en bloques : siguen las diaclasas de un bloque compacto.

3.4. Factores condicionantes de la meteorización. Los principales son los siguientes:- Características de la roca: tanto físicas (color, porosidad, fisuración y tamaño de los componentes) como mineralógicas.

- Clima.- Intensidad y duración de los procesos.

1.1. El regolito.

El regolito es la capa formada por el resultado de los procesos de meteorización. No es uniforme, y su potencia puede oscilar desde cero a varias decenas de metros. También son muy variadas en su capacidad de infiltración, grado de resistencia, propiedades, etc. Sobre esta capa se desarrollan los suelos.

4. La dinámica de vertientes. Procesos elementales de erosión. . Los materiales resultantes de la meteorización son sensibles a la gravedad, con tendencia a

desplazarse a lugares más bajos. Este proceso, junto con la meteorización, constituyen los procesos elementales de la erosión. En la parte baja de los valles, los ríos ejercen la erosión lineal, que tiende a profundizar el cauce por incisión vertical. En los interfluvios también se produce la erosión areolar, ejercida en la superficie a través de la actividad pluvial, la arroyada difusa y otros procesos. En las vertientes hay pequeños movimientos descendentes, pero también otros de gran magnitud. En ellos juegan un importante papel las características de las vertientes, desde las cubiertas por vegetación espesa que fija los materiales hasta las que no tienen apenas vegetacion y en las que la erosión es importante, con grandes mantos de derrubios.

4.1. Desplazamiento por elementos. 4.1.1. Caída libre y desprendimiento. Caída libre de fragmentos de roca.

Es el movimiento más rápido. Resulta de la rotura de la pared rocosa en fragmentos de varios tamaños que descienden por la pendiente hasta quedar estabilizados en un punto. La trayectoria depende de la inclinación y la rugosidad de la vertiente y del tamaño y forma de los fragmentos.Por acumulación se forman conos o taludes de derrubios, que se mantienen estables hasta una pendiente máxima próxima a los 35°, y hay selección de tamaños, con los más gruesos en la base.Los taludes y conos de derrubios son inestables, por cualquier perturbación produce nuevos deslizamientos de roca.

Movimiento de partículas.La lluvia sobre las pendientes con poca vegetación provoca saltos de partícula, que pueden ser de hasta un metro.. El agua que se desliza por la pendiente transporta también las partículas.

4.1.2. Reptación. Consiste en un desplazamiento y redistribución de partículas por acción de la gravedad. El movimiento se realiza de forma individual, pero la suma de todos esos movimientos imperceptibles se traduce en un lento descenso de todo el conjunto. Resulta apreciable a simple vista por la inclinación de los troncos de los árboles, postes y estacas, e incluso por la presencia de estratos curvados hacia la vertiente. La razón de la reptación está en la gravedad, pero los agentes desencadenantes son variados: pisadas, raíces, calentamiento y enfriamiento de la superficie, etc. Un fenómeno que participa en la reptación es el realizado por el agua que se hiela en la capa superficial del terreno que empapa, y que forma unas columnillas que levantan un grano de arena. Cuando se deshiela, el grano cae y se produce un descenso respecto a la posición inicial (pipkrake). La eficacia de la reptación varía según el medio. Los más favorables son aquellos donde existe un manto de derrubios pequeños o donde son importantes los fenómenos de gelifracción en la roca, como en laderas de montañas expuestas a la acción hielo/deshielo.

4.2. Desplazamientos en masa. Son aquellos que movilizan en conjunto un volumen más o menos grande de materiales, afectando a todo el recubrimiento superficial resultado de la meteorización. El movmiento de tierras se da en todas las regiones climáticas y en todas la vertientes, aunque la proporción varía de unos lugares a otros. En altas latitudes, al alcanzarse bajas tmeperaturas, se detiene la solifluxión, y el movimiento de masas sólo es importante en época estival. En climas mediterráneos de verano seco, es en invierno cuando es más destacable, mientras que en los trópicos se da con igual intensidad todos los meses del año. Ademas del clima, otros factores intervienen en el movimiento de masas, como la composición y estructura de la roca, la inclinación de la pendiente y la vegetación. Todos los movimientos constituyen una pieza clave en el desgaste de los interfluvios. El material meteorizado se moviliza al fondo de los valles y es transportado por los ríos, que pueden erosionar el interior del cauce (erosión lineal) y a los lados (erosión lateral, resultando la característica sección en V del valle fluvial.suelen ser la lluvia abundante, movimientos sísmicos o una perforación artificial, y se ven favorecidos por laderas fuertemente inclinadas.

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

Laminar : descenso lento de una fina capa de barro. Abombamiento de la cobertera vegetal : dificulta el descenso del barro. En terracillas : como peldaños en laderas empinadas, en los que colaboran las pisadas del

ganado, por lo que se conoce como terracillas de vaca. Nichos de solifluxión : pequeña masa desprendida que deja un talud profundo de forma

semicircular, del que parte una lengua de material viscoso.

La solifluxión, al precisar de gran cantidad de agua, es destacable en reas de montaña húmeda, así como en altas latitudes con escasa vegetación y un importante papel del proceso hielo/deshielo. En regímenes glaciares se da frecuentemente, siendo raro en regiones áridas.

4.2.2. Deslizamiento.Desplazamiento rápido y masivo de materiales por una vertiente, que puede presentarse de forma catastrófica. Es preciso que exista una superficie de deslizamiento adecuada, a menudo procedente de la propia estructura del terreno (fallas, planos de estratificación). A este tipo pertenece el deslizamiento en capas, en el que toda una masa rocosa se desliza sin sufrir grandes deformaciones. Suelen ser movimientos esporádicos sin alto valor geológico, aunque su trascendencia puede ser grande (destrucción de Erratzu, Baztán, en 1913). Sobre rocas de tipo arcilloso o arenoso se produce a veces un deslizamiento con perfil cóncavo o curvo muy peculiar. Se habla en este caso de hundimiento, y la masa deslizada suele fragmentarse en bloques, que pueden quedar buzando en sentido contrario a la pendiente. Los desencadenantes de los deslizamientosColada de tierra.Consiste en una corriente de materiales saturados de agua que se desliza por laderas, cañones y valles. Los más móviles se llaman coladas de barro. Están condicionados por la naturaleza de los materiales y la cantidad de agua, siendo frecuentes en terrenos arcillosos.En zonas desérticas de escasa vegetación, a veces el agua no puede ser retenida y al descender por una ladera forma con los materiales sueltos un barro fluido que se desliza hasta el fondo del valle y sigue el curso de la corriente, espesándose, llegando a movilizar grandes bloques hasta detenerse.A veces las coladas de barro son desastrosas (Nicolet, valle del río San Lorenzo). También son coladas de barro las que se forman en los volcanes, cuando tras la erupción en que se desprende ceniza y polvo se producen lluvias torrenciales, formando un barro viscoso que desciende a gran velocidad por la ladera.

2.1. Formas y evolución de las vertientes.

Formas de las vertientes

Las vertientes tienen formas variadas. Unas son irregulares (con cárcavas, escarpes rocosos, terrazas, etc.) y otras muy regulares, cubiertas por un manto de derrubios, lisas, con perfil convexo en la parte superior, rectilíneo en la zona intermedia y cóncavo en la inferior. Una pendiente es regulada si presenta una vertiente lisa, sin abarrancamiento, y está en torno a los 25° de inclinación (vertiente Richter).

Tipos de vertientes

Hay varios tipos de vertientes: Pendiente de transporte : la roca no se altera, y lo que se recibe es igual a lo que se pierde. Pendiente de ablación : la roca se altera, y lo que sale es igual a lo que llega más lo que se altera. Pendiente de acumulación : la roca se altera, y lo que sale es menos que lo que recibe más lo que

se altera, por lo que crece el manto de derrubios.

Clasificación de las vertientes

Las vertientes pueden clasificarse en: Vertientes cubiertas : estables, fijadas por la vegetación, de lenta evolución pero con pequeños

deslizamientos, normalmente resultado de la actividad humana. Vertientes rocosas denudadas : presentan dos situaciones. En una adoptan la forma de un

escarpe rocoso, a cuyo pie descansa un talud de derrubios, y está en reposo fijada por la vegetación, de forma estable. Son herencias del pasado. Otra forma frecuente en alta montaña y

regiones secas es un escarpe rocoso que alimenta constantemente de derrubios a un talud de materiales sueltos, en evolución.

Vertientes deleznables : de erosión muy activa. Son propias de recas no compactas (arcillas, margas, arenas arcillos). Presentan formas abarrancadas resultado de la arroyada, con abundante deslizamiento, solifluxión, creeping y resto de formas de movimientos de tierras.

Evolución de las vertientes

Hay diversas teorías. Las clásicas sostienen que la vertiente tiende a buscar su nivel de equilibrio, con forma convexa en la parte superior, rectilínea en el tramo intermedio y cóncava en el inferior. En la línea de la teoría del ciclo de la erosión se insiste en que las vertientes se suavizan a lo largo de su evolución, siguiendo un ciclo.

En la actualidad se piensa que en la evolución se dan diferentes fases según los climas que hayan afectado. Por lo tanto, en el modelado de las vertientes hay etapas variadas, con unos períodos de erosión activa y otros de descanso, que dan como resultado formas más o menos complejas.

4.3. La arroyada:El agua de arroyada es agua de lluvia o de fusión de nieve y hielo que no es absorbida por el suelo y circula libremente por la superficie de las vertientes.

Concentrada. cuando resbala en regueros que se marcan profundamente, formando cárcavas (o bad lands).

Difusa. cuando resbala en forma de hilillos sinuosos y cambiantes a los que cualquier obstáculo puede desviar, arrastrando los coloides del suelo.

Laminar. cuando resbala formando un manto contínuo a modo de película delgada, con una gran capacidad de arrastre (sheet flood).

Factores condicionantes. Los principales son:

- Naturaleza, volumen y ritmo de las precipitaciones.- La cubierta vegetal.- Verticalidad y longitud de la pendiente.- Las características del roquedo.- La capacidad de infiltración del suelo.- La acción humana, que acelera la erosión.

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

TEMA 11. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS II. LA EROSIÓN. Diagrama conceptual. Introducción. 1.Introducción la erosión definición y enfoques de estudio. Los conceptos de ciclo de erosión y erosión normal de Davis. Los sistemas morfogenéticos. Los grandes agentes de erosión. Acción erosiva ejercida por las actividades humanas. 2. Dinámica y morfogénesis fluvial. Torrentes y uadis. Los ríos.Nociones básicas de dinámica fluvial. Redes y regímenes fluviales. Labor erosiva de los ríos. Transporte de materiales por las aguas corrientes. Acción erosiva del río. Formas de modelado resultante de la acción erosiva fluvial. El modelado del lecho.Meandros y saltos de agua. Las formas producidas por acumulación. 3. Morfogénesis litoral. Acción erosiva del mar. Acción mecánica, química y biológica. Alternancia de sumersión y emersión. Influencia del medio. Principales formas litorales de erosión. De ablación. De acumulación. Tipos de costas. 4. Dinámica y morfogénesis glaciar. Las glaciaciones. Formación de los glaciares. Tipos de glaciares. Glaciares regionales. Glaciares locales. Flujo glaciar. Labor erosiva del glaciar. Formas de relieve resultante de la erosión glaciar. Formas de acumulación. Las formas mayores. 5. El viento como agente erosivo. Movimiento del aire. Acción erosiva. Deflacción. Abrasión o corrasión. Formas de relieve producidas por la acción del viento

1. Introducción. 2. La erosión definición y enfoques de estudio.

2.1. Los conceptos de ciclo de erosión y erosión normal de Davis. =T.XVII.1.5La teoría del ciclo de erosión de Davis.

W.M. Davis ideó una teoría para explicar la génesis y evolución de la mayor parte de unidades geomorfológicas del globo. En una región de relieve pronunciado, a partir de los ríos y la erosión de vertientes se produce un desgaste que termina por dejar las zonas con el paso del tiempo en un relieve insignificante. Un cambio brusco puede hacer que la región vuelva a levantarse y comience un nuevo ciclo erosivo.

Davis compara la evolución del relieve con la vida animal, una sucesión de juventud, madurez y vejez. La fase última daría lugar a una penillanura, en un ciclo llamado ciclo de erosión normal.Actualmente esta teoría no se sostiene, y desde mediados de siglo se evolucionó hacia los sistemas morfoclimáticos, dando al clima toda la importacia que tiene, y no a la erosión fluvial.La erosión areolar.La erosión producida por las aguas corrientes es la más conocida, llamada también erosión lineal por que el triple trabajo erosivo (esculpido, transporte y sedimentación) se da en el lecho del río. La erosión areolar es otra forma de erosión en la que el río no es el agente modelado, y da lugar a dos formas principales: los glacis y los pediments.

- GlacisUn glacis es una especie de rampa inclinada (no sobrepasa los 8° de desnivel)

que descansa sobre un relieve montañoso. Puede tener grandes dimensiones (2 a 3 km de largo). En su perfil longitudional tiene forma ligeramente cóncava, y en el transversal son rectilíneos. El contacto entre el glacis y la zona elevada es variado:

Relieves grandes: una clara línea de rotura hasta una penetración en los valles formando una especie de golfos.

Relieves medianos: la pendiente se funde con el glacis. La parte baja se une a un valle, llanura de inundación o playa con lagunas interiores temporales salinas. Algunos glacis están posteriormente por la erosión lineal. Suelen estar cubiertos por un manto aluvial de desigual espesor. Si cubre todo el substrato se llaman glacis cubiertos, y si su espesor es de más de 10 m se llaman glacis de acumulacion. Los materiales son heterogéneos, limos finos y grandes bloques poco rodados.Su formación es un problema complejo. y parece claro que el agente modelador ha sido el agua. Probablemente el glacis se forma por una serie de procesos en los que no puede descartarse la disolución previa. Los glacis más importantes se dan en países áridos o semiáridos, aunque también hay en países mediterráneos y regiones tropicales con estación seca. Los más antiguos están en regiones templadas, con precipitaciones escasas pero violentas.

- PedimentsSon glacis modelados sobre una roca uniformemente dura. Su forma es similar

al glacis con algunas diferencias: el contacto con la pendiente es brusco (knick) y es una muesca de erosión en el macizo montañoso. No suelen tener una cobertura aluvial destacable. En su génesis hay una etapa de intensa alteración mecánica y química sobre las que actúa la arroyada en mantos y surcos. Se dan en regiones desérticas y subtropicales con estación seca, sin necesitar violentas crecidas. En glacis y pediments aparecen frecuentemente inselberg (montes-isla), macizos aislados de vertientes rocosas pronunciadas, de algunos centenares de metros de altura, tallados en roca resistente, pero no muy diferentes del resto.

- PenillanuraAllanamiento del relieve, como fase final del ciclo de erosión. Existen

penillanuras que son suaves superficies levemente onduladas que cortan rocas y otras estructuras, y se llaman superficies de erosión.Están cubiertas por materiales que una veces son alteritas y otras mantos aluviales de materiales diversos. Se cree que se han formado por sucesivas crisis erosivas por cambios climáticos (en especial durante el Terciario). Algunos autores creen que las vertientes retroceden paralelas a sí mismas, dejando una superficie residual casi plana, la pedillanura.

2.2. Los sistemas morfogenéticos. A veces se combinan las actividades de los diversos agentes y procesos elementales, con un

complejo resultado. Hay determinadas combinaciones de procesos que no son casuales, sino que están relacionados con el clima. El desgaste de los continentes se hace por la acción combinada de varios agentes. A la combinación de procesos responsables del modelado de un relieve se le llama sistema de erosión, sistema morfogenético o morfogénico. Un sistema morfogenético constituye una estructura dinámica en la que unos procesos son dominantes y otros subordinados, en función de una serie de factores, como la litología, la vegetación, el clima y la acción erosiva del hombre y del resto de los seres vivos. El resultado de la acción de un sistema morfogenético es la constitución de formas de modelado. Los relieves se explican por la estructura, que es a su vez tectónica y litológica. Sobre los relieves actúa la erosión, que da lugar a un modelado, que es a su vez explicado por la erosión.

2.3. Los grandes agentes de erosión. 2.3.1. Acción erosiva ejercida por las actividades humanas.

El papel erosivo del hombre, iniciado con la agricultura en el Neolítico, es muy reciente, pero su acción es muy importante y extendida. Provoca la intensificación de todos los procesos erosivos, favoreciendo los más agresivos.

La agricultura es la más importante causa de erosión antrópica, con transformación de la composición y estructura del suelo, con lo que se favorece el inicio de los procesos de meteorización. Las manifestaciones más acusadas de la erosión antrópica son:

- Movimientos masivos en vertientes.- Truncamiento de suelos, removiendo sus horizontes.- Acumulación de materiales no fértiles que saturan los cauces de evacuación.

La aceleración de la modificación del medio natural en los últimos tiempos hace que la situación sea preocupante en la actualidad. El problema comienza cuando se modifica la vegetación espontánea, ya que al sustituirla por pastos o cultivos se deja el suelo débil frente a la erosión. La incidencia de la agricultura sobre el medio natural es muy distinta según los sistemas agrarios. En las agriculturas de subsistencia hay un cierto equilibrio natural. El equilibrio puede romperse por un aumento de la presión demográfica, que lleva a la intensificación de la agricultura. La Revolución Agraria fue la causa del comienzo de una agricultura que produce daños irreversibles en los suelos. La búsqueda de máximos beneficios lleva al abandono de la conservación de los recursos naturales,

lo que produce una erosión acelerada. La destrucción de la vegetación natural produce también importantes cambios en el balance hídrico y en el régimen de escorrentía, que se hace más irregular, y se avanza hacia una desertización.

Otras acciones del hombre también producen erosión:Construcción de embalses.

- Explotación de minas y canteras.- Construcción de vías de comunicación, asentamientos urbanos, puertos, etc.

La erosión antrópica, pese a todo, tiene poca importancia en la modificación del relieve, con huellas de detalle, pero muy importantes para el futuro de la humanidad.

3. Dinámica y morfogénesis fluvial. 3.1. Torrentes y uadis.

Los torrentes.Los torrentes son cursos de agua cortos que circulan por cauce fijo, de acusada

pendiente, de forma temporal. Son episódicos, pudiendo quedar secos durante parte del año.Partes:

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

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

- Cono de deyección : al suavizarse la pendiente cuando llega al valle principal, el torrente pierde velocidad y comienza a depositar la carga que arrastra. Al hacerlo se eleva el lecho y reactiva su capacidad de arrastre. Así se va formando el cono, de gran fertilidad, pero un tanto inestable.

Erosión:

El torrente realiza un importante trabajo erosivo, tanto vertical (profundizando el cauce) como lateral (ensanchándolo). La acción erosiva es muy intensa en la cabecera del torrente, que poco a poco se desploma en sentido opuesto a la corriente (erosión remontante).

Los uadis. Son cursos de agua intermitentes propios de regiones áridas. Poseen un lecho único,

en cuyo fondo hay una serie de canales anastomosados, rodeados de bancos de piedra o arena donde puede haber vegetación esteparia. Aguas abajo, el uadi termina convertido en una serie de canales dispersos.

Se organizan en redes, que terminan por ser tramos aislados en una red desorganizada. Algunos llegan al mar con caudal permanente, pero la mayoría acaban en depresiones cerradas por infiltración.

3.2. Los ríos. 3.2.1. Nociones básicas de dinámica fluvial.

La capacidad erosiva del río depende de su potencia, que a su vez es fruto del caudal (condicionado por las precipitaciones y las características de la cuenca) y de la velocidad (condicionada por el relieve, la carga y la forma del lecho). Potencia: Capacidad total del río para erosionar. Sobre ella actúan fuerzas inhibitorias: el

rozamiento del agua, la carga, el choque entre partículas y la energía necesaria para transportar la carga. El resultado es la potencia neta, la que el río puede emplear efectivamente para erosionar. Si la potencia bruta es mayor que las fuerzas inhibidoras, el río excava, mientras que

si están en equilibrio, el río transporta, situación ésta de equilibrio hacia la que tienden todos los ríos.

Caudal: Es la cantidad de agua que lleva el río en un punto y momento concretos, expresada en m3/s (caudal absoluto) y en m3/s/km2 de cuenca (caudal relativo). El caudal puede ser irregular en diferentes períodos de tiempo. El río, a lo largo del año, puede llevar aguas altas o bajas (valores medios), pudiendo experimentar crecidas y estiajes (máximos y mínimos puntuales), repercutiendo directamente en su acción erosiva. De las características del caudal dependen la ponderación y la regularidad. La ponderación es la oscilación entre aguas altas y bajas tomando como referencia los valores medios mensuales o diferencias entre crecidas y estiajes, y la regularidad se calcula dividiendo el caudal medio más alto de un período (varios años) por el más bajo del mismo período. Si el resultado es 2 quiere decir que el año de caudal más alto llevaba el doble que el más bajo, si es 3 el triple, etc.

Velocidad: Condiciona la potencia erosiva del río. Se mide en m/s, y es mayor en el centro de la corriente y menor en el fondo y laterales, variando en función del caudal y la pendiente. El flujo de agua puede ser laminar (discurre en forma de láminas ordenadas paralelas al fondo, propio de ríos tranquilos) y turbulento (el agua forma torbellinos horizontales o verticales de diversos tamaños). Los movimientos turbulentos son muy activos en las crecidas, y son de gran importancia al ser la causa de casi la totalidad del trabajo erosivo del río.

3.2.2. Redes y regímenes fluviales. Los cursos fluviales se organizan en redes jerarquizadas y estructuradas que aseguran el drenaje de una cuenca. Cuenca hidrográfica es la superficie del terreno cuyas aguas afluyen a un mismo río. Su límite son las divisorias de aguas, líneas que limitan las aguas que van a un río de las del adyacente.El río resulta de la concentración de aguas de escorrentía de toda su cuenca, tanto las directas de superficie como indirectas, por escorrentía superficial o subterránea.La cuenca teórica comprende todos los drenajes, aunque estén secos, y la cuenca circulante sólo los ríos activos.Los ríos se caracterizan por tener un determinado régimen, caracterizado por las oscilaciones del caudal a lo largo del año. El régimen es consecuencia del clima, siendo el régimen de precipitaciones un factor decisivo en su configuración. Para su representación se utilizan gráficos confeccionados con los coeficientes mensuales de caudal.Tipos de redes. Las redes de drenaje están compuestas por un colector principal y una serie de afluentes. Existen muchas redes: poco jerarquizadas, anárquicas, de tipo paralelo, trenzadas, reticuladas, rectangulares, radiales, radiales anulares, etc. El trazado más característico es el dendrítico, donde los afluentes forman un dibujo de tipo arborescente irregular.

Regímenes simples: Tienen dos estaciones hidrológicas, una de abundancia y otra de escasez, es decir, una forma de alimentación dominante. Existen tres tipos:

o Glaciar propio de zonas de alta montaña, con la mayor parte de precipitaciones en forma de nieve. En invierno lleva aguas bajas, y las aguas altas se dan tras la fusión de las nieves.

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

o Pluvial: oceánico, tropical alimentado por precipitaciones líquidas. El tipo oceánico posee aguas altas en invierno, y bajas en verano por la mayor evaporación. Son ríos regulares. En los tropicales, debido al contraste entre estación húmeda y seca, se produce una gran oscilación del caudal, con mínimos en la estación seca.

Regímenes complejos. Es en el que se suceden varios tipos de alimentación. Suele ser frecuente, debido a que los ríos atraviesan en su recorrido zonas climáticas distintas y reciben afluentes que modifican sus características.

3.2.3. Labor erosiva de los ríos. El trabajo del río como agente modelador del paisaje consiste en una tripla acción de erosión, transporte y sedimentación.

Erosión fluvial.o Acción hidráulica.arrastre de los materiales sueltos o que han perdido la cohesión,

como arcillas y arenas.o Abrasión acción mecánica de los materiales arrastrados, en especial sobre los

materiales duros. Da lugar a formas grandes, como las marmitas de gigante.o Corrosión.acción química, disolvente, sobre los materiales, con importantes efectos

sobre rocas calizas.

o Desgaste.desgaste de los materiales transportados, que adoptan formas redondeadas o se pulverizan. La turbulencia es muy importante en la erosión, aumentando de forma significativa en las crecidas violentas.

TransporteSi la potencia neta es positiva el río puede transportar materiales que constituyen el caudal sólido. La masa de carga que puede transportar el río por unidad de tiempo se llama capacidad del río, y la masa de elementos más gruesos define su competencia.Cada río tiene una carga límite, que depende de la velocidad, del caudal y del tamaño de las partículas. La turbulencia juega un gran papel, pues cuanto mayor sea, el río será capaz de mantener en suspensión mayor volumen de masa y de mayor tamaño.El río transporta su carga de diferentes formas:

- En disolución descomposición de las rocas en forma de sales minerales.- En suspensión partículas de pequeño tamaño, gracias a turbulencia y remolinos, en

cantidades variables. Es elevada en ríos de regiones áridas, por la escasa cubierta vegetal, lo que da al río turbiedad y una cierta coloración.

- Deslizamiento, rodamiento, saltación. Deslizamiento, rodamiento y saltación de los materiales más gruesos.

- Sedimentación. Cuando el río no es capaz de transportar toda la carga comienza a depositarla. La disminución de la velocidad de la corriente es muy importante en este proceso, al reducir la turbulencia y la capacidad de carga. Es un proceso selectivo, comenzando por materiales de mayor tamaño hasta las partículas más finas. La sucesión de periodos de estiaje y crecida hace que varíe la potencia del río y su capacidad de carga.

a) Factores que condicionan la actividad y características del río.Factores que condicionan la actividad y características del río- Físicos:

- Clima Principalmente los climáticos: a mayor precipitación, mayor caudal. El caudal es igual a las precipitaciones más las fuentes menos la

infiltración y la evaporación. La evaporación depende de la temperatura, variando su intensidad de invierno a verano en zonas templadas. En regiones intertropicales es más homogénea a lo largo del año.

- Relieve, morfología, litología.- Altitud : condiciona el volumen de precipitaciones.- Pendiente : influye en la velocidad y capacidad de carga del río.- Exposición a los vientos : afecta al volumen de precipitaciones.- Naturaleza del roquedo : la dureza influye en la capacidad de

arrastre, y la permeabilidad en la capacidad reguladora de la corriente.- Biogeográficos.

Destaca la vegetación. Si es abundante se reduce la escorrentía. El bosque atenúa las crecidas.

- Humanos.La roturación y el cultivo de tierras, tala de bosques, embalses, etc.,

intervienen en el régimen y características de muchos ríos.

b) Perfil de equilibrio y nivel de base.A partir de la erosión y acumulación el río modela su perfil longitudinal, cuya

pendiente disminuye aguas abajo, con forma cóncava hacia el cielo, con diversos accidentes. El río va aumentando su caudal desde el nacimiento por aportaciones de otros ríos afluentes, así como la profundidad y anchura de su cauce, disminuyendo la carga.

El río tiende a conseguir el nivel de equilibrio, curva regularizada para que hubiera un equilibrio perfecto entre la capacidad de carga y la de acumulación, siendo capaz de transportar toda la carga sin excavar ni depositar, invirtiendo su energía en vencer el rozamiento sin erosionar, transportar ni sedimentar.

El nivel de base es el punto más bajo de cada sector de un río. Si se le considera en su totalidad, es la desembocadura. Si éste desciende, el río activa su erosión de forma remontante, y si asciende, el río realiza un aumento de sedimentación remontante, en distancias pequeñas y con materiales blandos. A lo largo de su evolución, el perfil tiende al equilibrio, produciéndose una regularización que tiende a suavizar las pendientes fuertes por ablación y a aumentar las débiles por acumulación. Se realiza por sectores. El nivel de base marca siempre el límite del trabajo erosivo del río.

c) Formas resultantes de la acción fluvial.La acción del río sobre las formas de relieve es constructiva y destructiva. Forma valles fluviales,

que se ensanchan y suavizan las vertientes, y crea suaves llanuras cubiertas de materiales de depósito. La acción de la erosión fluvial y el movimiento de derrubios producen una evolución de las vertientes.

- De erosión- Valle

El río al excavar produce una hendidura, comienzo de un valle fluvial, limitada por dos vertientes. El valle puede ser sólo una hendidura profunda entre laderas verticales, como en las gargantas, pero normalmente las laderas se van haciendo más suaves a medida que el valle se ensancha. El material removido se desplaza hacia la zona inferior y el río se encarga de su evacuación como carga., lo que provoca la evolución de las vertientes hacia una oblicuidad menor. Los afluentes contribuyen al ensanchamiento del valle principal, conformando sus propios valles afluentes.

- Lecho: meandros, saltos de agua. Las aguas, dentro del valle, circulan por un lecho y se organizan en redes. En el lecho se distinguen:

- Lecho mayor : lecho máximo ocupado en las crecidas, llamado también lecho o llanura de inundación o llanura baja aluvial, cubierto de limos.

- Lecho ordinario : ocupado normalmente por las aguas, delimitado por los márgenes, llamado también lecho menor, apareciendo a veces con aluviones, cantos rodados y vegetación.

- Canal de estiaje : sector siempre sumergido, ocupado por aguas bajas. Las dimensiones del lecho dependen del caudal. Su fondo está constituido por roca cubierta de materiales transportados, apareciendo sólo en los márgenes y algunos afloramientos, que pueden estar tallados por torbellinos, como las marmitas de gigante.

Los materiales son cantos rodados, desde gruesos bloques en la parte alta a finos materiales cercanos a la desembocadura por el desgaste y porque según decrece la pendiente los materiales se decantan por su peso. El canal de estiaje presenta dentro del lecho un trazado sinuoso, con un sector más profundo en cada curva denominado surco.Los meandros son sinuosidades de trazado, que se aparta de su dirección sin causa aparente, para volver a ella después de describir una pronunciada curva. Se dan en tramos cortos, tanto en ríos tranquilos como en cursos rápidos. Se produce una constante transformación, erosionándose su margen cóncava por la corriente principal, con un perfil abrupto, y la margen convexa por la acumulación de materiales, con un perfil suave. El río va poco a poco desplazándose hacia la parte cóncava, produciéndose un desplazamiento del cauce hacia la parte inferior. A veces dos meandros próximos se estrangulan, formando un brazo muerto llamado meandro abandonado.

- De acumulaciónLos materiales que el río deposita reciben el nombre de aluviones. Los

principales depósitos dan lugar a tres formas topográficas:- Conos aluviales depósitos de la carga de un río cuando éste pierde

velocidad al perder inclinación la pendiente en las zonas bajas. Tiene forma triangular, con el vértice superior en la boca del valle y el lado opuesto en tierras bajas. Son de diferentes tamaños, y se forman en torrentes, en especial en zonas áridas y semiáridas.

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

- Llanuras aluviales en el curso medio y bajo, en zonas de poca pendiente, los ríos depositan la carga formando llanuras aluviales o de inundación, amplios valles de fondo plano cubierto de aluviones. También se llaman vegas, donde el río corre por un canal, y a veces inunda toda la llanura, depositando de nuevo al retirarse una fina capa de aluviones. Con el tiempo, el río corre en un nivel más alto, con lo que las crecidas dispersan las aguas a ambos lados, provocando inundaciones. El trazado adopta dos formas, formando cauces anastomosados (con bifurcaciones y depósitos de gravas, en las partes altas de los cursos medios) o meandros.

- Terrazas fluviales.Son pequeños escalones a modo de peldaños a ambos lados del cauce, en las

llanuras de inundación. Son antiguos lechos abandonados porque el río circula por un lecho inferior. Las terrazas aluviales están excavadas sobre depósitos aluviales, y están formadas de arcilla, cantos rodados y arenas. Si falta la capa aluvial y la terraza es rocosa, se forman las terrazas encajadas (en

la masa de aluviones) o las terrazas escalonadas (esculpidas en la roca, con un talud rocoso y sobre él una capa de aluviones).

Existen varias hipótesis sobre su origen: tectónico, por ascenso y descenso del nivel marino y fundamentalmente por las glaciaciones del Cuaternario. Aparecen franjas de terreno plano a los lados de los ríos, limitadas por un escarpe. Suelen tener cuatro niveles, pero con frecuencia están destruidos. Las más antiguas son las más elevadas. Se conservan mejor en los tramos rectos del río, pues se destruyen en los meandros. Constituyen zonas llanas aptas para el cultivo y para la ubicación de ciudades, trazados ferroviarios, etc. Por encima de la terraza más alta suele aparecer la raña, una superficie horizontal cubierta de canturrales, correspondiente a depóstios de arroyada de finales del Plioceno, anteriores a la formación de terrazas.

d) Capturas fluviales y encajamiento.

Captura

Una corriente se apodera de otra, que hace suya, quedando abandonado los antiguos valles del río capturado. Puede producirse por:

- Retroceso de cabecera : la erosión activa de un río más bajo que otro hace que cambie de dirección, alcanzando el trazado del río más superior, que cambia su dirección. Tras la captura se observa en el río un brusco codo de captura.

- Por derrame : un río en parte alta se dirige a una zona más baja por un gran volumen de aluviones, donde circula otro.

Encajamiento

Se produce cuando un río atraviesa una masa de rocas duras cortándolas por una estrecha garganta. Existen dos hipótesis para su formación:

- Que el río circulara en una zona de gran diferencia entre la estructura interior y la superficie, lo que debido a la erosión ocasionó que el río mantuviera su trazado original, aunque resultara inadaptado. Se conoce como epigénesis o sobreimposición. Un ejemplo es el famoso torno del Tajo alrededor de Toledo.

- Que se haya producido un levantamiento lento del terreno, simultáneo a la acción del río, que excavaba al tiempo que el terreno se elevaba. Se denomina antecedencia.

e) Relación de los ríos con la tectónica.Con cierta frecuencia los ríos se instalan en fosas tectónicas localizadas unas al pie de orógenos y otras relacionadas con los bordes continentales constructivos. Si son fosas tectónicas subsidentes, los ríos tienden a depositar sedimentos que rellenan la fosa, sin formar terrazas, vinculadas a ríos que corren por zonas estables o que se levantan.En conclusión, la aparición, duración y desaparición de muchos ríos relacionados con la tectónica dependerían de la ruptura, deriva y colisión de los continentes y del levantamiento de las cadenas orográficas.

4. Morfogénesis litoral. 4.1. Acción erosiva del mar.

4.1.1. Acción mecánica, química y biológica. Acción mecánica. Se produce por el movimiento de las aguas marinas. Las olas son movimientos ondulatorios, formadas en lugares donde soplan vientos fuertes, propagándose a grandes distancias, pasando de olas forzadas a olas libres. Al llegar a la costa sufren una serie de cambios. Mientras la ola se mueve en agua profunda lo que se desplaza es la forma de la ola y no el agua. Las partículas se desplazan en círculo al paso de una ola, sin avanzar salvo que sean grandes olas. Cuando la profundidad disminuye haciéndose inferior a la mitad de su longitud de onda el movimiento pasa a ser elipsoidal y la ola rompe. De ser una ola de oscilación pasa a ser una ola de traslación.Cuando rompe se produce un violento avance del agua, seguido de un retroceso, actuando contra la costa como agente geomorfológico, desencadenándose procesos de erosión vertical, arroyada, transporte de materiales y deposición de éstos. Si las olas rompen contra un acantilado el efecto se amplia, penetrando violentamente en huecos llenos de aire, provocando pequeñas explosiones y en el retroceso se ejerce un succión. Además las pequeñas rocas y partículas sueltas realizan un ametrallamiento y abrasión. Las corrientes y mareas son también agentes erosivos. Cerca de la costa se generan las corrientes litorales, ligadas a mareas y vientos. Su principal acción consiste en arrastrar partículas en suspensión. Más importante es el efecto de marea, que somete a la costa a un constante movimiento de ascenso y descenso del agua.Acción química y biológica. Las sales contenidas en el agua del mar ejerce una labor de disolución, provocando fenómenos kársticos en rocas calizas y hoquedades por hidrólisis en rocas no calcáreas.La presencia de seres vivos tiene un efecto destacable en zonas cálidas, dando lugar a

diversas formaciones, así como a fenómenos de erosión mecánica y química.El mar actúa como agente erosivo por medio de cuatro procesos: Acción hidráulica : arranca materiales al golpear el agua contra las rocas. Corrasión : los fragmentos de rocas de las olas son lanzados contra la costa y esparcidos. Abrasión : los materiales se golpean, rozan, etc. Corrosión : la acción química está muy condicionada por el tipo de roca y las características del

agua.4.1.2. Alternancia de sumersión y emersión.

En el medio litoral se suceden de forma permanente periodos de sumersión y periodos de emersión, afectando a la zona del mesolitoral. Intensificaalgunas acciones, como cambios de volumen en rocas capaces de absorber agua, cambios de temperatura, acción de cuña (como el hielo), cambios de presión y procesos de arroyada y transporte. Como principal consecuencia química está la renovación del agua en contacto con la roca, retirándose el agua saturada.

4.1.3. Influencia del medio. 1. Circulación atmosférica. Las características atmosféricas y climáticas juegan un papel

importante en la génesis de olas y corrientes. Las latitudes medias tiene mares más agitados con costas que reúnen condiciones para una importante erosión, mientras los litorales de zonas cálidas reúnen condiciones óptimas para formaciones de origen animal y predominio de la acción química y biológica.

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

3. Sistemas morfogenéticos según el clima. Según sea el clima de cada zona actuarán diferentes sistemas morfogenéticos que presentarán unos materiales en distinto estado para reaccionar frente a la erosión costera. En regiones tropicales húmedas hay intensa actividad química, mientras en regiones frías hay materiales afectados por la gelifracción.

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

5. Naturaleza del roqueado y estructura

En el litoral se combinan procesos morfogenéticos marinos y contientales, con cierta azonalidad, produciéndose acciones mecánicas y químicas asociadas.

4.2. Principales formas litorales de erosión. 4.2.1. De ablación.

Son las resultantes de la acción del mar sobre el relieve costero, propias de costas rocosas y abruptas.

Acantilado. Escarpe litoral modelado por la erosión marina enzonas montañosas, volcánicas, macizos antiguos y en afloramientos de rocas duras. Existe mucha variedad, dependiendo del tipo de roca, estructura geológica y de la forma de modelado. Tienen una considerable pendiente y una altura variable. Los más verticales son los formados por rocas sedimentarias, esquistosas coherentes y eruptivas. Hay que distinguir entre acantilados vivos (batidos por el agua) y muertos (quedan separados del agua por acumulación de materiales delante de ellos). Hay falsos acantilados, que corresponden a formas producidas por otros sistemas y sólo están modelados por el mar en su base.. En los acantilados aparecen otros accidentes, como arcos, cuevas, islotes, etc. El horadamiento de las olas en su base suele producir derrumbamientos.

Plataforma de abrasión. Se desarrollan al pie de los acantilados, en la zona de actuación de las olas. Tienen forma de rampa de anchura variable, con una pendiente dependiente de los materiales. Pueden presentar cierto escalonamiento y no suelen ser lisas. Pueden terminar en una terraza de acumulación, donde puede desarrollarse una playa.

4.2.2. De acumulación. Se originan por sedimentación marina o por la acción de organismos vivos. Suelen aparecer en costas bajas. La sedimentación es el resultado del balance entre los materiales que llegan a la costa y la capacidad de las corrientes marinas de transportarlos mar adentro.

Playas. Se forma por acumulación de materiales detríticos. Las más importantes se dan en mares con mareas. Una parte de la playa está siempre cubierta por el agua mientras la otra tan sólo durante la marea alta. Por el lado de tierra suele acabar en una cresta de playa donde se acumulan los materiales más gruesos. Detrás puede haber un acantilado o una zona de dunas. La superficie está amenudo accidentada por pequeños surcos (ripplemarks) de gran movilidad. El perfil de una playa es ligeramente cóncavo y de suave pendiente. Todas

están formadas por arenas, gravas y cantos sueltos procedentes en su mayor parte de aportes continentales de los ríos, que el mar tritura, transporta y acumula. Adosadas a la costa. Hay playas adosadas a la costa, algunas con forma de arco

perfecto entre promontorios rocosos, que son muy duraderas. Las de tipo rectilíneo, al pie de un acantilado, se desplazan impulsadas por las corrientes. Se forman playas al abrigo de cualquier obstáculo situándose en la cara opuesta a la corriente, formando una cola de cometa.

Tómbolos. Acumulación de arena que une un islote a tierra firme. A menudo son dobles y forman una laguna.

Barras costeras. Acumulaciones en zonas bajas de costas llanas provenientes de materiales de playas adosadas, que constituyen fondos altos donde rompen las olas. En principio están sumergidas pero con el tiempo y nuevos aportes aparecen en superficie. Cuando están unidas a tierra constituyen las flechas, que pueden estar oblícuas a costa o en la entrada de una bahía, que llegan a veces a cerrar, convirtiéndola en una laguna. Los cordones litorales son formas emergidas delante de la costa en forma de cadenas de hasta cientos de kilómetros.

Flechas Cordones litorales Dunas litorales. Son frecuentes en costas llanas, detrás de la playas. Son construidas por el

viento y favorecidas por la escasa vegetación, pudiendo originar campos móviles.

Otras formas Marismas y zonas pantanosas. La sedimentación de materiales muy finos, limos, controlada

por las mareas, da lugar a marismas y zonas pantanosas. Su composición es principalmente arcillosa, con materiales procedentes de la erosión marina y de aportes de los ríos. En los medios limosos hay una importante población de animales y plantas con un ghran papel en la fijación de los sedimentos. El resultado se esta sedimentación es una llanura baja, con una parte exterior pantanosa y susceptible de ser cubierta durante la marea. Tiene dos partes: el slikke, sin vegetación, blanda y empapada, que se cubre con la marea alta, y el schorre, con vegetación fija. En costas tropicales aparecen los manglares, foprmados por árboles que soportan estar en el agua gracias a sus raíces. El paso siguiente es la formación de una marisma, que es una llanura de acumulación litoral que puede explotarse grícolamente. Es más elevada en la zona próxima al mar, lo que dificulta la evacuación de las aguas continentales, que se estancan en el interior formando turberas. Es importante la acción humana sobre las marismas, con obras encaminadas a desecar para el cultivo estas fértiles zonas, como en los famosos polders holandeses.

Deltas. De los materiales del río una parte sedimenta y otra constituye un aporte importante para la posterior formación de flechas, barras, etc. La parte final del valle es invadida en algunas costas por el mar, dando formas como rías y fiordos.

Acumulación de materiales en la desembocadura de un río caudaloso donde la labor esencial corresponde al propio río, modelando el mar sólo el borde exterior. Tienen una considerable potencia. Los alelementos gruedos son abandonados por el río al llegar al mar, constituyendo las capas del fondo y las frontales, sobre las que se depositan las capas superiores. Son de compleja evolución, formándose una llanura en la zona emergida por la que circula en canales el río; en ella hay lagunas y zonas pantanosas en la parte interior, y albuferas y cordones litorales en la exterior. Suelen clasificarse por su forma: digitados, lobulados, en forma de media luna, redondeados, etc.Existen en zonas frías, con el aporte de gruesos materiales procedentes del deshielo, y en zonas intertropicales con materiales finos de meteorización química.

Estuarios.Forma de desembocadura donde un río forma un gran canal rodeado de acumulaciones sed mentarias. Son exclusivas de mares con mareas y pueden alcanzar una gran extensión (como el Amazonas). Su morfololgía es variada, a veces limitado por zonas rocosas y otras por zonas bajas de materiales acumulados. Unos son amplios y abiertos, permitiendo que el mar penetre profundamente, y otros están dotados de barreras y cordones litorales, que cierran la entrada y favorecen la sedimentación.La sedimentación se realiza siempre en los márgenes del canal y no es homogénea. En ella toma parte activa la marea, pues con la pleamar llegan aguas llenas de fango, que se deposita dando lugar a llanuras y marimas.

Arrecifes coralinos: arrecifes barrera, arrecifes costeros, atolones. Proceden de restos de seres vivos. Están formados por una acumulación de esqueletos de animales que viven en colonias. Su armazón está formado de políperos, y en sus partes vivas coexisten numerosas asociacones vegetales y animales. Esta compleja biocenosis tiene unas exigencias claras: aguas a no menos de 18° sin variaciones anuales, con óptimos entre 20° y 30°. Son sólo

posibles en mares tropicales, con aguas claras, bien oxigenadas y con un nivel de salinidad que no baje de 27 por mil. Constan de varias partes:

- Frente : hacia el mar abierto, con un escarpe fuerte que va avanzando por la presencia de organismos vivos y la acumulación de bloques de coral, que tras ser arrancados,, son nuevamente cementados contra el frente,

- Plataforma arrecifal : queda cubierta por la pmarea alta en buena parte, destacando acumulaciones de esqueletos, que constituyen islas con dunas y vegetación con palmeras y manglares.

- Dorso : de pendiente más suave, formado por arena coralina.Hay tres tipos de arrecifes coralinos:

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

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

- Atolones : de forma más o menos circular, en cuyo interior hay un lagoon que mantiene un canal con el exterior. Son de pequeño tamaño, sin superar los 50 km de diámetro. El fondo es plano con algunas irregularidades, y las vertientes son abruptas. llegando a grandes profundidades, lo que llevó a la explicación de que muchos se han formado a partir de arrecifes costeros que hubo en unas islas que se hundieron (subsidencia), mientras los corales se mantenían emergidos por su rápido crecimiento.

4.3. Tipos de costas. 4.1. Criterios de clasificación

4.2. Variaciones del nivel del mar- Movimientos eutásticos- Regresión- Transgresión

4.3. Costas en las que son determinantes los factores continentalesa) Influenciadas por la estructura.

- Tipo pacífico (costas dálmatas)- Tipo atlántico

b) Influenciadas por el modelado subaéreo- Costas de rías- Costas de fiordos- Costas de zona de casquete glaciar- Costas de calas

4.4. Costas en las que la acción erosiva del mar condiciona el modelado.a) De ablación: acantiladasb) De acumulación

- De Dunas- De marismas- De lidos- Coralinas

4.5. Clasificación de las costas por su posición en los procesos de dinámica global.- Costas de colisión- Costas de cuencas marginales- Costas asísmicas

5. Dinámica y morfogénesis glaciar. Los glaciares, resultantes de la acumulación de hielos, son agentes erosivos de notable eficacia. Su

marco de acción es más reducido que el de las aguas corrientes, afectando sólo al 10% de la superficie continental, y hoy día están limitados a las altas latitudes y a las zonas más elevadas de las cordilleras. Su extensión en el pasado fue muy superior a la actual (más de la cuarta parte de las tierras emergidas), y su efecto erosivo se extiende a zonas más amplias que las hoy cubiertas de hielo, lo que permite estudiar su evolución.

5.1. Las glaciaciones.

La superficie total invadida por los hielos en el Pleistoceno fue de más de 20 millones de km2. Las series sucesivas de depósitos han permitido saber que el fenómeno glaciar se produjo en cuatro grandes glaciaciones, llamadas en Europa Günz, Mindel, Riss y Würm. Hay diversas hipótesis para explicar las glaciaciones: cambios en los movimientos de la Tierra, cambios de posición de los polos y cambios en la topografía, la atmósfera o la radiación solar. En la actualidad parece que estamos en un período interglaciar.Las formas de relieve glaciar son los aspectos más jóvenes (salvo la actividad volcánica y algunas fallas) de la superficie terrestre. Al aparecer sus efectos no sólo en altas latitudes, constituye una prueba más de la deriva de los continentes. Los continentes sufrieron un hundimiento por el peso de los casquetes de hielo, pero al producirse la fusión se elevó el nivel del mar (movimiento eustático) y por otro lado se produjo un movimiento isostático de ascenso de los continentes, libres del peso del hielo. En este complicado proceso de movimientos se han esculpido formas, en especial en las costas, donde aparecen playas levantadas, deltas levantados y cortados en terrazas, etc.

5.2. Formación de los glaciares. Los glaciares son masas de hielo que, por la gravedad, se deslizan desde su lugar de formación hasta zonas más bajas, dado que el hielo se comporta, en grandes espesores, como un material plástico. La nieve va acumulándose, y su peso la va aplanando al tiempo que se produce la fusión parcial y sublimación, por lo que unos cristales crecen a expensas de otros, formando así el nevé o neviza y, en fases sucesivas, el hielo. Este hecho necesita que la cantidad de precipitación sea suficiente y que la cantidad caída en invierno supere a la evaporada en verano. Las zonas más adecuadas son las de pendiente suave y las depresiones protegidas de viento y sol. Actualmente las condiciones se dan sólo en regiones árticas y polares, y en las montañas por encima del nivel de las nieves perpetuas (que varía con la latitud).

5.3. Tipos de glaciares. 5.3.1. Glaciares regionales.

Islandsis o glaciares regionales. Grandes extensiones de hielo en forma de casquete, de perfil convexo. Actualmente hay islandsis sobre la Antártida y en Groenlandia, y parece que para su formación es necesaria la presencia de tierras. No siguen la forma del relieve ni una dirección de pendiente determinada. Se mueven desde la zona de mayor espesor, cubriendo el relieve de manera uniforme, dejamdo al descubierto a veces las cumbres más elevadas (nunataks, en esquimal). Llegan al mar, penetrando varios kms. creando plataformas flotantes que acaban en grandes acantilados de hielo, de los que se desprenden enormes icebergs. Los casquetes glaciares mantienen bajas temperaturas (-25 a -40°C), por lo que hay pocos fenómenos de fusión y recongelación. La nieve se transforma en hielo pese a que hay poca neviza y soplan fuertes vientos. La escasa alimentación actual no puede explicar estas vastas extensiones de hielo, por lo que se cree que son herencias del pasado.

5.3.2. Glaciares locales.Los glaciares locales de casquete son pequeños, pero con cierta independencia del relieve. Tienen forma de montaña y pueden emitir lenguas divergentes.Los glaciares de zonas altas de montaña de latitudes medias están relacionados con el relieve. En determinadas áreas se acumula la nieve, que se transforma en hielo. Es el circo glaciar, rodeado de paredes rocosas. Si las condiciones son adecuadas y el volumen de hielo es grande, del circo sale una lengua móvil que se desplaza por el valle. Aguas abajo convergen varias lenguas que constituyen un gran aparato glaciar. En las montañas, por encima de las nieves perpetuas, hay tan sólo glaciares de circo, pero en altas latitudes y en las grandes cordilleras se dan glaciares de valle. En la actualidad hay en Alaska lenguas de hasta 120 km, mientras en los Alpes la mayor es de 33 km. Cuando las lenguas llegan a una zona baja saliendo de un valle estrecho, se expansionan en lóbulos de piedemonte, como en el glaciar de Malaspina (Alaska).Los glaciares locales tienen temperaturas de 0°C, por lo que se dan los procesos de fusión y recongelación. Las lenguas suelen estar cubiertas de neviza y surcadas por multitud de grietas (seracs) y oquedades. Debido a la fusión, hay una circulación de agua superficial e interna, que colabora a la erosión, arrastrando materiales.

5.4. Flujo glaciar. Evidencias del movimiento. Los glaciares tienen movimiento, lo que es esencial para su labor erosiva, que se evidencia por señales externas, como la formación de grietas por la tensión, los avances y retrocesos del frente, los desplazamientos de objetos en su superficie, etc.Condiciones para que se inicie el movimiento. El movimiento comienza cuando el espesor es de unos 15 m y la pendiente de unos 10_. La velocidad no es uniforme, siendo fundamentales el espesor y la pendiente. Los glaciares de valle no alcanzan más de unas decenas de metros al año, salvo excepciones. La velocidad 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 (fusión y evaporación de la nieve y el hielo).

Glaciares activos, pasivos y residuales. En función de la dinámica, también hay diversos tipos de glaciares: Tipo activo : bien alimentado, potente y rápido. Tipo pasivo : delgado, lento y de poco caudal. Glaciares residuales : estancados, sólo se mueven por la gravedad débilmente (glaciares

pirenaicos).Por lo general, en los glaciares simples hay un equilibrio entre la velocidad de acumulación en la parte superior, y la de ablación en la inferior. Suelen mantenerse constantes tanto la longitud como el área transversal del glaciar.

5.5. Labor erosiva del glaciar. Erosión, transporte y sedimentación. La labor erosiva de los glaciares depende de su dinamismo. Su trabajo es realizado por el triple mecanismo de erosión, transporte y sedimentación. El paso del hielo sobre la roca arranca los fragmentos, que son arrastrados. El efecto producido recibe el nombre de abrasión. Los mayores fragmentos estrían el fondo y las paredes, siendo ellos a su vez, aplanados y estriados. Menos frecuentes son las acanaladuras, de mayores dimensiones.Sobre rocas cristalinas y calizas, la acción abrasiva da lugar a un efecto de pulido, que deja la roca lisa y brillante. En grietas y fisuras pueden volver a darse fenómenos de recristalización del hielo, que contribuyen de nuevo a desgajar bloques. Esta labor es mayor en los desniveles del lecho.Factores de la labor erosiva. Los factores que intervienen en la labor erosiva son:

a) Espesor del hielo y velocidad de desplazamiento.b) Resistencia de la roca.c) Volumen y abundancia de los fragmentos transportados.d) Alteración preglaciar y trituración tectónica anterior al glaciar.

- Espesor del hielo y velocidad.- Resistencia de la roca subyacente.- Abundancia de materiales transportados.- Alteración preglaciar.- Valor de la pendiente.

Morrenas.Los materiales que el glaciar arrastra, así como los depósitos, se denominan morrenas. Las hay de varios tipos:

De superficie: alimentada por desprendimientos de las vertientes próximas. Laterales: cuando son mayores en la proximidad de los bordes. Central: cuando hay confluencia de dos o más glaciares. Frontal o terminal: en la parte terminal del glaciar. Interna y de fondo: en contacto con el lecho.

- Ablación y fusión.La acumulación de materiales se realiza de varias formas. Por ablación se depositan

materiales en los márgenes. Si la ablación supera al movimiento del glaciar, se produce un retroceso, dejando abandonados los materiales. Las corrientes de agua producidas por la fusión colaboran indirectamente en el transporte y depósito de materiales. Las acumulaciones suelen tener espesor menor de 100 m, y los materiales están poco desgastados, con estrías producidas por las rocas, y aparecen desordenados, con una gran variedad de tamaños envueltos en una matriz limo-arcillosa. Estos depósitos se llaman till o tillitas. El glaciar abandona, al producirse la fusión, grandes bloques que descansan en un substrato rocoso diferente. Se les llama bloques erráticos.

5.5.1. Formas de relieve resultante de la erosión glaciar. Las teorías clásicas son las siguientes:

Ultraglaciaristas: el hielo es el más poderoso agente erosivo. Antiglaciaristas: el glaciar es únicamente un agente de transporte. Transaccionistas: el glaciar puede excavar, pero no crear una topología nueva.

Entre las formas de relieve resultantes de los glaciares hay que distinguir entre los dos grandes tipos, de montaña o de inlandsis, y las formas de erosión y de acumulación

a) De erosión Acción de los glaciares de montaña. La mayoría de los sistemas montañosos elevados han

sido modificados por la acción erosiva de los glaciares, produciendo una notable transformación en su aspecto y características. Las formaciones más características son el circo y el valle glaciar.

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

Valles glaciares: El valle fluvial original, ocupado por la lengua glaciar, es desgastado, se ensancha y profundiza, transformando su perfil en V por otro en U o en artesa. El valle glaciar se caracteriza por:

Perfil longitudinal muy irregular: cubetas, hoyas y cuencas separadas por umbrales (salientes rocosos limados por la erosión). Las cuencas pueden albergar lagos.

Perfil transversal irregular: en forma de U, con hombreras o rellanos, a menudo zonas de asentamiento de pueblos.Los valles afluentes del principal suelen quedar colgados, debido a la diferente capacidad erosiva entre las lenguas. Los ríos que actualmente ocupan estos valles se precipitan en cascadas.El fondo del valle presenta un micromodelado característico, con estrías y acanaladuras (la superficie estriada se llama lamiar), y pueden observarse rocas pulidas y aborregadas, resultado del paso del hielo.

Micromodelado de fondo característico: estrías y acanaladuras, rocas pulidas y aborregadas, resultado del paso del hielo sobre rocas resistentes

Acción de los casquetes glaciares. Su erosión no es tan localizada como los de valle, y afecta a extensiones considerables. El movimiento es lento, y a su paso deja vastas llanuras y suaves plataformas, con ondulaciones. Hay estrías y acanaladuras, y rocas aborregadas, con suave curvatura por el lado del que vino el hielo, y de perfil más abrupto por el opuesto. La monotonía sólo queda rota por la presencia de cubetas cubiertas por lagos. En los márgenes de los casquetes hay dos formas erosivas características: los fiordos (artesas glaciares ocupadas por el mar) y los strandflat (plataforma litoral entre el continente y el mar, con una parte sumergida, q hace q se presente como un archipiélago).

b) De acumulaciónLas formas resultantes son parecidas a en los dos tipos de glaciares, salvo que la extensión de los depósitos de islandsis fue mucho mayor que la de los glaciares alpinos.Los depósitos de los casquetes glaciares tienen gran difusión actual, lo que es indicativo de su magnitud.

Barros glaciares: Son de materiales heterogéneos, irregulares, de varios tamaños y empastados en arena, arcilla o roca pulverizada, donde aparecen grandes cantos o bloques erráticos.

Morrenas: Aparecen en todos los tipos de glaciar. Son los depósitos de materiales transportados por el glaciar cuando el hielo desaparece o retrocede. Hay varios tipos: Morrena terminal : situada en el frente del glaciar, marcando su alcance máximo.

Tiende a formar grandes arcos que indican la forma de avance del glaciar. Morrenas de retroceso : aparecen tras la morrena terminal, e indican que la retirada

del glaciar se produjo en etapas, y entre cada etapa hubo un período de actividad en el que se produjo una nueva acumulación frontal de materiales. Se disponen casi paralelas a la terminal, aunque suelen ser más delgadas y discontinuas.

Morrenas laterales : son morrenas de retroceso que se atraviesan en el valle con forma de media luna, y suelen continuar a lo largo de las laderas.

Drumlims: Aparecen en las llanuras glaciares detrás de las morrenas. Son como pequeñas colinas lisas como lomos de ballenas. Suelen estar agrupadas, siendo un buen ejemplo las de Irlanda del Norte. Son de dimensiones variables sin sobrepasar el km de longitud, con anchura sobre los 300 m y entre 15 y 30 m de altura. Parecen formadas bajo el hielo del glaciar, y están constituidas por diversos materiales mal estratificados.

Depósitos fluvioglaciares: El agua es un importante agente erosivo capaz de transportar abundantes materiales. Por delante de la morrena terminal se extiende una amplia llanura de suave pendiente que presenta una tosca estratificación de materiales. Suele haber cavidades, a veces ocupadas por lagos, resultado del estancamiento de bloques de hielo. Aparecen en ellas otras formas de acumulación:

Kame: almacenamiento de derrubios estratificados de arena y grava, realizados por una corriente de agua que corre entre una zona montañosa y una masa de hielo. Al desaparecer el hielo quedan los kames como formas aisladas.

Os y esker: son formas de colmatación que asemejan a un terraplén de ferrocarril irregular. Su anchura va de 30 a 500 m, su altura de 10 a 50 m y su longitud puede ser de decenas de kms. Sus materiales (arenas y gravas) están estratificados y

poco alterados. La teoría más aceptada sobre su formación es que son depósitos de un río que corría por un túnel subglaciar.

Lagos: en ellos se depositan los materiales procedentes de los glaciares, que constituyen las varvas, depósitos alternantes en forma de bandas claras y oscuras de arena y arcilla. Cada par de varvas constituye el depósito de un año, y se han usado para datar las épocas de retroceso de los glaciares.

6. El viento como agente erosivo. Es el agente menos eficaz, incapaz de crear formas erosivas de importancia. Su labor resulta

limitada al necesitar ciertas condiciones. Actúa sobre toda la superficie, pero su eficacia varía mucho de unos lugares a otros.

6.1. Movimiento del aire. El aire se mueve de forma laminar (en forma de hilos paralelos a la superficie) y turbulenta (aumento de velocidad, variaciones de temperatura y obstáculos). La circulación del aire en superficie es muy compleja, y está afectada por multitud de factores. La turbulencia del viento es más compleja que la del agua. En la superficie, el movimiento del aire es semejante al del agua en su lecho.

6.2. Acción erosiva. 6.2.1. Deflacción.

El viento realiza una labor de barrido que transporta materiales sueltos de pequeño tamaño. La superficie debe estar seca y existir material suelto sobre ella suministrado por la meteorización, facilitada por la ausencia de vegetación.El proceso es selectivo. Las partículas más pequeñas son transportadas en suspensión, y las de mayor tamaño, por saltación y rodamiento. Por saltación se mueve el mayor volumen de partículas, sobre todo arenas, que no suelen sobrepasar los 0’5 mm de diámetro. Los granos más gruesos son rodados. La movilización de partículas sólo se realiza a partir de una velocidad crítica. La importancia del transporte eólico se calcula mediante el caudl sólido del viento, que es el volumen de arena que atraviesa una columna vertical de un metro de anchura y altura ilimitada, durante un año.

6.2.2. Abrasión o corrasión. El viento ejerce una labor erosiva directa, en una acción mecánica que actúa sobre las rocas contra las que choca. La corrasión se da en las partes bajas, cerca del suelo, ya que las partículas más grandes no pueden alcanzar gran altura. Es una acción selectiva. Una forma espectacular son los cantos facetados, que semejan pirámides. Si hay diferencias de dureza, tiende a crear resaltes y provoca alveolos y estrías, y al actuar en la base, modela curiosas rocas-seta. Como resultado del desgaste por deflacción o corrasión, los materiales transportados son redondeados y consumidos.

6.2.3. Formas de relieve producidas por la acción del viento. Por acumulación

Dunas: Al perder velocidad el viento, las partículas comienzan a depositarse. Las dunas son las formaciones más características. Son acumulaciones de arenas que ocupan la quinta parte de la superficie ocupada por los desiertos, donde apenas existe vegetación. Ante la presencia de un obstáculo, comienza la acumulación de los materiales transportados en forma de montículo, que es el germen de la duna.

En una duna modelo aparece una pendiente suave del lado del viento, con una inclinación de unos 10°, por donde ascienden los granos, y una pendiente brusca a sotavento de unos 30°, donde los granos caen por su peso. Hay diversos tipos de dunas. Las hay vivas (activas, que evolucionan y cambian de forma y posición), y dunas fijadas por la vegetación, que varían de forma y tamaño, y pueden aparecer aisladas o agrupadas. Los tipos más destacables son:

Barcanas : aisladas, con forma de media luna. Se forman con vientos constantes en la misma dirección. Se mueven a razón de 6-15 m/año.

Dunas transversales : se alinean como olas empinadas, formando ángulo recto con el viento.

Dunas longitudinales : se alinean paralelas al viento, formando colinas de cientos de metros de altura y kms. de longitud. En Australia constituyen los desiertos de bandas de arena, de gran tamaño.

Erg : vastos campos de dunas que pueden estar constituidos por cualquiera de los tipos anteriores.

Dunas costeras : se forman en zonas bajas de costa arenosa y albufera. Son También móviles, a unque a menudo están fijadas por el hombre.

Arenas movedizas y goze : acumulaciones informes. Loess: Polvo muy fino transportado por el viento durante miles de años y que recubre el relieve,

en especial en latitudes medias. Es de color amarillo ceniciento y de composición variable, predominando el calcáreo. Su origen parece provenir de arenas del desierto y de la harina de roca que quedó al desaparecer los glaciares. Es un material no estratificado, con tendencia a agrietarse y con una topografía sin relación con el terreno al que cubre. Los grandes depósitos

están en China (hasta 30 m de espesor), con terrenos muy erosionados. También hay en América del Norte, Pampa sudamericana y en menor medida en Europa. Los loess tienen gran importancia económica al haberse desarrollado sobre ellos fértiles suelos negros.

Por deflacción o abrasión Depresiones de deflacción: Como efecto de la deflacción se forman las depresiones de

deflacción, de poca profundidad, pero diámetros amplios (hasta varios kms). Se forman en zonas llanas de clima árido y semiárido, pudiendo aparecer rellenos por una laguna. Algunas depresiones, por tener agua subterránea, pueden ser fecundos oasis.

Reg: En zonas de enérgica deflacción y materiales de distinto tamaño, todos los que superan una dimensión y no son arrastrados, forman un reg, donde a veces los cantos están cementados por precipitación de sales, yesos y carbonatos disueltos en aguas saturadas.

Las formas más características son los yardangs. Un yardang es un cerro rocoso de perfil disimétrico y planta longitudinal de varios metros de altura. Su vertiente de sotavento es más pendiente y la de barlovento es más redondeada, por estar más desgastada. Se encuentran alineados en la dirección de los vientos dominantes.

Las rocas con forma de seta, producto de la erosión diferencial eólica que ataca más la base de la estructura que la cima.

1.1. Factores condicionantes de la erosión eólicaLa eficacia de la acción erosiva del viento está condicionada por:

La topografía: un terreno abrupto reduce la velocidad del viento. Presencia de abundantes materiales sueltos. La presencia de cobertera vegetal espesa y enraizada dificulta la acción del viento. La humedad da a las partículas mayor consistencia y dificulta la deflacción. Las condiciones idóneas se dan en regiones llanas sin vegetación, con poca humedad y con

materiales meteorizados sueltos de pequeño tamaño. La temperatura alta del suelo es también favorable al producir mayor turbulencia del aire.

BLOQUE TEMÁTICO VIGEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA.

TEMA 12. GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA. Diagrama conceptual.Intoducción. Breve historia de la Geomorfología Climática. Clima y morfogénesis. La influencia del clima en las formas de relieve. Paleoclimas y herencias morfoclimáticas. Las grandes zonas morfoclimáticas. Divisiones morfoclimáticas. La zona morfoclimática fría. Dominio glaciar. Procesos. Formas resultantes. Tipología de dominios glaciares. Dominio periglaciar. Procesos. Formas resultantes. Tipología de dominios periglaciares. La zona morfoclimática de latitudes medias. Dominio marítimo. Dominio continental. Dominio templado mediterráneo. La zona morfoclimática xérica. Procesos. Formas resultantes. Tipología de dominios áridos: semiárido, árido, hiperárido. La zona morfoclimática tropical húmeda. La sabana. El bosque denso. La morfogénesis en áreas de montaña. Los pisos morfoclimáticos: piso forestal , piso periglaciar, piso glaciar.

1. Breve historia de la Geomorfología Climática. 2. Clima y morfogénesis. La geomorfología climática se basa en cuatro principios esenciales:

El relieve está condicionado por el clima En el modelado se da una marcada diferenciación climática La evolución del relieve es más compleja del ciclo propuesto por Davis ( juventud, madurez y

vejez, terminando en peniplanación) No se vuelve a una situación igual a la de partida: la evolución es constantey las condiciones

de esta misma evolución van cambiando 2.1. La influencia del clima en las formas de relieve. =T.XXEl clima influye poderosamente sobre el relieve y lo hace afectando al comportamiento de la roca y a su modelado. Los distintos aspectos en los que influye el clima son:

El comportamiento de las rocas frente a la erosión depende, en gran parte, del clima: una roca que en un clima templado puede resistir mejor a la erosión que otra, en un clima frío puede resultar más afectada.

La evolución de las formas estructurales presenta características diferentes según el clima en que se encuentre: así, un relieve con cuestas presentará un frente abrupto en un clima árido, mientras que en un clima templado mostrará frentes suaves.

Hay formas específicas de relieve características de determinados climas: por ejemplo, el valle glaciar o los campos de dunas.

También la acción de los ríos puede variar según el clima en el que se encuentren. Al mismo tiempo, la acción climática tiene una serie de factores que la condicionan:

Si existe vegetación, la influencia del clima es mayor y más intensa, al no haber una cobertera vegetal que atenúe su acción, evitando determinados procesos (la deflacción eólica) y potenciando otros (la meteorización mecánica).

Los climas áridos y fríos se caracterizan por el predominio de las acciones mecánicas, mientras que los templados, húmedos y cálidos por el de las acciones físico-químicas y bioquímicas.

Las características de la roca también son un factor condicionante de la influencia climática, dependiendo del sistema morfogenético que domine: si predominan las acciones mecánicas (climas áridos y fríos) será fundamental la permeabilidad de la roca, pero si son las acciones fisico-químicas las que predominan (climas templados, húmedos y cáidos), lo fundamental será la composición mineralógica de la roca.

3. Paleoclimas y herencias morfoclimáticas. En el pasado ha habido una sucesión de climas en todas las regiones de la Tierra. Estos paleoclimas han dejado su impronta en la situación actual. La vegetación ante los cambios climáticos puede destruirse o adaptarse. Cuando hay estabilidad entre clima y vegetación hay una situación de biostasia y de resistasia cuando la estabilidad se altera. Al analizar el relieve se encuentran formas vivas, que se están modelando actualmente, y formas relictas o heredadas, formadas con anterioridad y que a su vez están siendo atacadas por la erosión. Siempre que una formación no está en armonía con las condiciones bioclimáticas de la zona es una herencia del pasado. Entre los dominios morfoclimáticos actuales hay algunos muy dinámicos, que tienden a erosionar las formas heredadas (medios periglaciares, de alta montaña y tropicales húmdos), y otros poco activos y estabilizados (dominios desérticos y templados), en los que se conservan las herencias morfoclimáticas del pasado. En las sabanas y estepas semiáridas se da una situación intermedia, ya que coexisten hullas geomorfológicas heredadas de paleoclimas con una gran actividad erosiva actual. En los casos en que coexisten formas vivas y formas heredadas, pueden ocurrir dos situaciones: que las condiciones bioclimáticas en que se han producido todas las formas de modelado (actuales y pasadas) sean parecidas, con lo que dichas formas son homogéneas y se puede predecir la futura evolución del relieve; o bien que las situaciones de formación de las formas actuales y heredadas sean muy diferentes y haya grandes diferencias entre ellas. En este caso, sólo podrán deducirse las características de los bioclimas anteriores. 4. Las grandes zonas morfoclimáticas. En la Tierra existen diferentes dominios morfoclimáticos en los que actúan varios agentes erosivos, aunque pueda predominar uno de ellos, y como consecuencia aparecen diferentes formas de relieve.

4.1. Divisiones morfoclimáticas. La división morfoclimática de la Tierra se ha revelo como una tarea difícil y aún provisional. Las razones de esta dificultad para Tricart son: el escaso número de trabajos sistemáticos sobre el tema; la diferenciación entre la división morfoclimática y la climática, en contra de lo que pudiera pensarse; los límites morfoclimáticos son con frecuencia muy imprecisos, existiendo numerosas zonas de transición. La propuesta de división de Jean Tricart consiste en una serie de zonas:

Zona fría, caracterizada por la presencia dominante del hielo, y dividida en dos dominios: glaciar (hielo siempre presente) y periglaciar (existe una presencia estación del agua en forma líquida)

Zona forestal de latitudes medias, muy influenciada por el hombre y con importante formas heredadas. Se divide en tres dominios: marítimo (invierno suave), continental (invierno frío) y mediterráneo (verano seco).

Zona árida y subárida, en latitudes medias y bajas, caracterizada por vegetación esteparia y escorrentía intermitente.

Zona intertropical, temperaturas altas, gran humedad y escorrentía fluvial. Dos dominios: sabana (vegetación poco densa) y bosque (vegetación espesa y húmeda). 4.2. La zona morfoclimática fría.

La zona dominada por el frío se caracteriza por un déficit muy acusado de radiación solar. Es característica de las altas latitudes que se encuentra por encima de la isoterma de los 10 ºC del mes más cálido. Los dominios morfoclimáticos fríos abarcan el 28 % de la superficie terrestre emergida.

4.2.1. Dominio glaciar.   En el dominio morfogenético glaciar el hielo está permanentemente presente y es el agente modelador del relieve. El elemento esencial que define este dominio es la presencia de glaciares, tanto inlandsis como glaciares locales. Está circunscrito al límite de las nieves perpetuas. Supone el 10 % de las tierras emergidas, de las cuales la mayor parte de ellas corresponden a los inlandsis antártico y groenlandés.     Las precipitaciones son siempre en forma de nieve, por lo que el proceso de formación de neviza y hielo glaciar es continuo. El hielo ejerce una fuerte labor de ablación y transporte, unida a la acción de las aguas de fusión. Los agentes erosivos de este dominio son fundamentalmente el hielo y el agua, así como el viento, que lo hace principalmente en las zonas costeras.     En el dominio glaciar sólo los relieves relacionados con la acumulación son directamente observables, ya que el resto está cubierto por el hielo. Estos conjuntos están localizados en las zonas marginales, costas y frentes de glaciar, y se asocian en construcciones fluvioglaciares y eólicas.     Desde la última glaciación (Wurm) hace unos 18.000 años, los hielos no han hecho más que retroceder dejando al descubierto relieves heredados. Los relieves típicos que ha quedado exhumados son: rocas aborregadas, circos, artesas, cubetas, zonas pantanosas, lagos y turberas y todas las formas creadas por los glaciares. Cuando estas aparecen en plataformas elevadas se llaman fjell. Estos relieves, en la actualidad, no sólo aparecen en las zonas de glaciares activos, sino que se encuentra en toda la extensión que fue ocupada por los hielos durante las últimas glaciaciones.

4.2.2. Dominio periglaciar. El término periglaciar se utilizó en un principio para referirse a las zonas cercanas al glaciar. El dominio morfoclimático periglaciar es fundamentalmente consecuencia de los ciclos de hielo-deshielo, que es lo que provoca el proceso erosivo. Se localiza sobre todo en las regiones frías, distinguiéndose una división entre regiones con permafrost o sin él. Tambien puede darse en regiones templadas e incluso en desiertos subtropicales en forma de fenómenos puntuales. El proceso que afecta esencialmente este dominio es la acción del agua al cambiar de líquido a sólido. La gelifracción es el proceso dominante de erosión, dando lugar a diferentes resultados dependiendo del tipo de roca: si ésta es porosa, se produce una trituración y se forman arenas y gravas (microgelifracción); si la roca es fisurada, se fragmenta en bloques y cantos angulosos (macrogelifracción). Otros procesos, como la disolución, que actúa eficazmente sobre arcillas y limos, se traducen en abombamientos. La crioturbación y la solifluxión son otros procesos que tienen un papel importante en este dominio. Las formas de relieve resultantes son muy peculiares. La formación de conos de derrubios, consecuencia del modelado de vertientes, es bastante frecuente debido a la acumulación de materiales procedentes de la gelifracción de la roca. Tambien aparecen vertientes de goletz, vertientes de gelifluxión (si se producen desplazamientos en masa de los materiales) y nichos de nivación, por acción de la crioclastia o gelifracción. En las llanuras periglaciares, aparecen pingos e hidralacolitos, que consisten en acumulaciones de hielo por debajo del suelo que al fundirse dejan en superficie una balsa de agua o pequeños cráteres de tundra.Otra forma característica es el césped almohadillado, consistente en gran número de pequeños montículos cubiertos por algo de vegetación. Los glacis de acumulación se observan en la unión entre llanura y montaña y en ellos juega un papel esencial la arroyada. El fenómeno del pipkrake (el agua, al congelarse, levanta pequeñas columnas de hielo que elevan gravilla, arena y pequeños cantos a varios centímetros y en el proceso de deshielo se genera un desplazamiento de estos elementos elevados) tiene un importante papel en la formación del suelo poligonal y del enlosado nival.El viento da lugar a la formación de campos de piedras, de dunas y de la acumulación de loess. Dentro del dominio periglaciar existen varios tipos de variedades:

el desierto de gelivación, se encuentra en altas altitudes, no existe vegetación y los procesos dominantes son la crioturebación y la criolastia

la tundra, con climas más suaves y húmedos la zona de transición, con bosque pero con permafrost.

4.3. La zona morfoclimática de latitudes medias. Entre la tundra y los desiertos subtropicales, en las latitudes medias, existen zonas caracterizadas por una vegetación natural de bosque (sobre todo en el hemisferio Norte). La existencia de esta importante cubierta vegetal frena las acciones mecánicas y, junto con unas temperaturas moderadas, suaviza también las acciones químicas. Al mismo tiempo, las condiciones favorecen la

conservación de las plataformas cuaternarias, siendo por tanto el relieve fundamentalmente heredado. Por otro lado, la acción humana ha provocado intensos procesos erosivos. La combinación de las herencias paleoclimáticas, la acción del hombre y los procesos morfoclimáticos actuales ha dado lugar a una gran variedad de formas de modelado, característica de estas zonas templadas.Los modelados fluviales son los mejor representados, con valles bien dibujados, importantes llanuras aluviales y llanuras de nivel de base. En las zonas periféricas abundan los procesos de abarrancamiento en las vertientes y los ríos, muy irregulares tienen un gran poder erosivo. Se pueden distinguir tres dominios fundamentales: marítimo, continental y mediterráneo.

4.3.1. Dominio marítimo. Se caracteriza por una gran humedad a lo largo de todo el año y por una pequeña amplitud térmica. El hielo es muy escaso y los ríos son regulares todo el año, por tanto la acción mecánica es pequeña, predominando la química, que tampoco es muy activa debido a las temperaturas bajas.

4.3.2. Dominio continental. Se caracteriza por un invierno frío, con mayor contraste climático. Los procesos mecánicos son más importantes: la acción del hielo puede ser notable y los ríos están sometidos a crecidas y estiajes. Por el contrario, la acción química es menos intensa.

4.3.3. Dominio templado mediterráneo. Se caracteriza fundamentalmente por la alternancia entre estación seca y húmeda, que provoca régimen torrencial en los ríos y cambios de volumen en las arcillas. La arroyada tiene un papel importante y la acción química está favorecida por las altas temperaturas. Además, la cubierta vegetal, adaptada a una estación seca, es menor que en el dominio marítimo, lo que favorece los procesos erosivos.

4.4. La zona morfoclimática xérica. La zona xérica se corresponde con las regiones que presentan un claro balance hídrico deficitario, tanto por la ausencia de lluvias como por la eficacia de la evapotranspiración. Las plantas más comunes son las xerófilas, que aparecen en formaciones de estepa más o menos densa, hasta llegar a los casos más extremos en los que nos encontramos con el desierto integral. La aridez afecta, aproximadamente, al 30 % de la superficie terrestre emergida. El sistema morfogenético se caracteriza por el predominio de las acciones mecánicas, como en el caso de la zona fría. Los constantes cambios de temperatura y de volumen en las rocas, debido a la súbita presencia de agua y a su rápida evaporación, provocan la fragmentación de las rocas. Las acciones químicas, aunque lentas, también son importantes. Destaca la acción de la disolución que origina barnices o pátinas en las rocas e incluso puede formar costras.La mayor influencia en los procesos morfogenéticas la ejercen las aguas corrientes y el viento: a pesar de la escasez de las precipitaciones, éstas pueden ser torrenciales en un terreno sin apenas vegetación y poco apto para la infiltración, lo que hace que el arroyamiento sea decisivo. De la combinación de todas estas acciones, resulta una gran variedad de formas de modelado, en las que las formas estructurales se conservan nítidamente. La erosión diferencial es notable. Dentro de las más características están los glacis, que se extienden al pie de los relieves estructurales, modelados a veces por ablación o por acumulación, pero resultado siempre de la erosión areolar o lateral del agua corriente.Otra forma son las hamadas, grandes llanuras planas muy poco accidentadas. Tanto éstas como los glacis suelen converger en depresiones cerradas, de dimensiones muy variables. Las depresiones cerradas se caracterizan por su gran extensión, decenas de kilómetros cuadrados, y su altitud normalmente por debajo del nivel medio del mar. Estas depresiones tienen múltiples denominaciones locales: sebja, garaa, enfida en los países árabes, keuir en Irán, takyr en Asia central, «playa» en Norteamérica y Australia, y salar o salina en Suramérica. Otro grupo de formas muy características son las modeladas por el viento, que da lugar a formas de ablación, como los yardang, las rocas facetadas o las de forma de seta, y formas de acumulación, como las dunas. Según el grado de escasez de agua, podemos distinguir tres tipos de dominios áridos: árido, semiárido e hiperárido.

El dominio morfoclimático árido se caracteriza por una pronunciada sequía y una vegetación esteparia discontinua. Las escasa precipitaciones son esporádicas y locales. No hay red hidrográfica organizada y el agua circula en arroyada. Los glacis son las formas de relieve que se desarrollan mejor. Los principales modeladores del paisaje son la meteorización mecánica, el viento y el arroyamiento.

El dominio morfoclimático semiárido, se extiende en los bordes de los grandes desiertos y en las zonas áridas templadas. La presencia de agua y de vegetación es mayor que en los otros dominios, aunque sigue siendo escasa como protección contra la erosión. Hay un cierto volumen de precipitaciones y una red hidrográfica organizada. La acción humana puede ser devastadora en estas zonas, al provocar, por roturación o sobrepasto, la destrucción e la vegetación natural, provocando un intenso abarcamiento y erosión.

El dominio morfoclimático hiperárido, Es el caso extremo. Se caracteriza por una continua falta de precipitaciones, incluso de varios años. No existen, por tanto, procesos de meteorización, excepto en algunos casos de carácter térmico, acción de seres vivos y cambios de presión. La acción del viento es el mayor agente modelador, siendo muy lenta la evolución del relieve. En este grupo se encuentran los desiertos costeros, provocados por las corrientes frías y y en los que, debido a las frecuentes nieblas, sí se desarrollan sobre las rocas procesos de meteorización.

4.5. La zona morfoclimática tropical húmeda. La zona tropical húmeda se caracteriza por los altos niveles de calor y humedad. La media de temperatura está en torno a los 18 ºC todos los meses, con una amplitud térmica de no más de 10 ºC. En estas condiciones la cubierta vegetal es muy abundante. Supone un 20 % de las tierras emergidas y se encuentran entre las zonas áridas de sendos hemisferios, en torno al ecuador entre los paralelos 16º ó 17º de latitud tanto norte como sur. Se diferencian distintos tipos dependiendo de si tienen estación seca ono, lo que se traduce claramente en la vegetación. Distinguimos el dominio del bosque y el dominio de la sabana.Los procesos mecánicos son poco importantes, al no haber hielo, ni grandes cambios térmicos, pero los químicos se ven muy favorecidos por la abundancia de agua y la alta temperatura, produciéndose grandes alteraciones en las rocas. Los ríos, muy caudalosos, arrastran materiales muy finos, siendo muy pequeño su poder de abrasión y muy frecuentes los rápidos y saltos de agua.

4.5.1. La sabana. Se caracteriza por la abundancia de vegetación herbácea y la escasez de árboles. Lo más destacado es que la época seca dura más de tres meses.     La existencia de una estación seca marcada significa que las acciones químicas son muy importantes y las mecánicas adquieren una cierta relevancia.Las primeras lluvias tras la estación seca encuentran un terreno seco y endurecido done la arroyada es la protagonista, junto a la acción de fenómenos como la solifluxión y el deslizamiento. Sin embargo, el suelo es defendido de la erosión en las otras épocas del año por la presencia de una espesa cubierta de gramíneas. La estación seca da lugar también a la formación de corazas, típicas en este medio. Las corazas se forman debido a la fijación estable de sales metálicas liberadas durante la época de lluvias. El que estas costras afloren implica su endurecimiento por desecación y deshidratación durante la estación seca. Según su importancia forman corazas, muy duras, o caparazones, más frágiles de color pardo rojizo. En todo caso, tanto unas como otros, son capaces de frenar la acción de los procesos morfogenéticos. Su aparición en superficie implica la desaparición, previa, del horizonte A. Una vez consolidados pueden, incluso, servir de roca madre para la formación de otro suelo.Los ríos llevan una proporción de materiales más gruesos, de arenas y gravas, que favorecen su papel erosivo. En las zonas periféricas, de estación seca más prolongada, el viento es otro agente erosivo importante. Su mayor incidencia se produce a final de la estación seca, cuando la cubierta vegetal está más dañada y la deflación eólica puede ser más eficaz.La acción antrópica, sobre todo en Africa, es muy intensa. La roturación del bosque ha provocado un gran crecimiento de la sabana a expensas de la selva.

4.5.2. El bosque denso. En este dominio, hay un marcado predominio de la alteración química de las rocas, los procesos de disolución, hidratación e hidrólisis son continuos, al  haber una estación de lluvias prácticamente ininterrumpida.   Se produce generalizadamente un proceso de lateritización (proceso de meteorización química generalizada y profunda en la que el sílice y las bases son extraídas, por la lixiviación, de la roca madre, en la que se producen concreciones de hierro y aluminio), lo que da lugar a la formación de suelos de gran potencia. Las paredes rocosas se degradan lentamente, produciendo descamación, exfoliación y desagregación granular. La arroyada elemental y la reptación, a pesar de la existencia de una espesa cubierta vegetal, están presentes también y si la vegetación desaparece por la roturación, por ejemplo, se producen movimientos en masa. Las formas de modelado en estas condiciones son muy características. Son típicas las medias naranjas, pequeñas colinas de forma semiesférica, labradas por erosión areolar sobre granito muy alterado. Los modelados rocosos están muy dispersos, en ocasiones surgiendo en medio de una superficie plana, como los panes de azúcar, formados por erosión diferencial. El modelado kárstico tiene un papel primordial, al disolverse la caliza muy fácilmente en las condiciones climáticas de este dominio, dando lugar a mogotes y pitones, aislados o combinados con dolinas y valles secos de fondo plano.

4.6. La morfogénesis en áreas de montaña.

El medio montañoso se define por su estructura escalonada. Los factores que influyen en ella más destacables son la altitud y la exposición. La altitud introduce modificaciones que repercuten en la meteorización y la erosión: en ésta última influyen la temperatura el aire que disminuye con la altura, las mayores precipitaciones en la vertiente expuesta a los vientos húmedos, la oscilación térmica acusada y os vientos locales. La meteorización se ve potenciada por las bajas temperaturas y la abundancia de agua. Las condiciones climáticas y de vegetación varían según la exposición: la solana recibe más luz y calor que la umbría, con lo que los árboles crecen más y la vertiente de barlovento tiene más precipitaciones que la de sotavento. Los cambios son progresivos, y además los fenómenos morfogenéticos de los pisos superiores interfieren en los inferiores. Distinguiremos el piso glaciar, el piso periglaciar y el piso forestal.

4.6.1. Los pisos morfoclimáticos.El piso forestal se encuentra en la parte inferior de la montaña, llegando a diversas altitudes según las zonas (hasta los 600 m en las altas latitudes de la zona templada y los 3000 m de las zonas tropicales). La vegetación filtra la meteorización, facilita la infiltración, intercepta parte de las precipitaciones y atenúa las variaciones térmicas. Sin embargo, se producen grandes movimientos en masa y alteraciones de las rocas. El modelado es muy dinámico, al no estar estabilizado este piso.El piso periglaciar está por encima del forestal y se caracteriza por la acción del huelo-deshielo. Los límites varían mucho según la latitud y la exposición. No suele existir un subsuelo helado permanentemente pero sí una espesa cubierta de nieve durante gran parte del año, causante de fenómenos como las avalanchas y la acción del agua de fusión. Los procesos dominantes son los de geligluxión y solifluxión en las laderas, así como la gelifracción. La erosión es fundamentalmente mecánica.El piso glaciar se sitúa a partir del nivel de las nieves perpetuas. Son zonas cubiertas de hielo donde este elemento actúa como agente erosivo de primera magnitud.