Apuntes Geografia Fisica I Completos

 

Tema 1. LA TIERRA

1.  El objeto de la Geografía es la superficie terrestre, ese complejo espacio en el que se interrelacionan cuatro medios físicos: la litosfera, la biosfera, la hidrosfera y la atmósfera.

2.  La tierra es un esfera ligeramente achatada (1/300)

Radio ecuatorial: 6.378,16 Km Radio polar: 6.356,77 Km Radio medio. 6.367,75 Km debido a la fuerza centrífuga, para –mediante esta deformación- lograr el equilibrio entre la fuerza de la l a gravedad y de rotación. r otación. Es un elipsoide de revolución de 40.075 Km de perímetro.

3.  Movimientos de la Tierra 3.1.  Rotación Tarda 23h 56’ 4.09’’ en dar una vuelta, en sentido Oeste a Este. 

Meridianos . Arcos de círculo máximo cuyos extremos coinciden con el polo. Cada uno mide 180º. Paralelos . Círculos completos, obtenidos por la intersección de planos perpendiculares al eje de rotación. Sólo el ecuador es un círculo máximo y divide la tierra en dos mitades m itades iguales llamadas hemisferios. Meridianos y paralelos se cortan en ángulo recto. Para localizar cualquier punto sobre la superficie superficie terrestre se utilizan las coordenadas, definidas por dos valores: longitud longitud y latitud. Longitud: arco de paralelo, medido en grados, entre un punto y meridiano 0 (Greenwich). Va de 0º a 180º Oeste o Este. Latitud: arco de meridiano, medido en grados, entre un punto y el Ecuador. Va de 0º 90º Norte o Sur. son más o menos iguales: Losagrados de meridiano iguales: entre 110,56 (0º) a 111’70 111 ’70 (90º). Los grados de p aralelo van disminuyendo según ascendemos: 111’32 (0º); 85’39 (40º); 0’00 (90º).  La velocidad del movimiento de rotación es: 1.700 Km/h en el Ecuador   recorre 40.075 Km/día 85 Km/h en el paralelo 60   recorre 20.088 Km/día 0 Km/h en el polo Consecuenciass de la rotación Consecuencia   Fuerza centrífuga, que se contrarresta con la fuerza de la gravedad.    Fuerza o Efecto de Coriolis. Todo móvil sobre la superficie terrestre sufre una desviación: 

 

 

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Hacia la derecha, en el hemisferio Norte.  Hacia la izquierda, en el hemisferio Sur.  Alternancia entre periodos     

 

  Iluminación/Calentamiento  día    Oscuridad/Enfriamiento  noche   

Medir el tiempo: la unidad es el día (periodo que tarda la tierra en girar sobre sí misma), que se divide en 24 horas, cada hora corresponde a 15 º. 

3.2.  Traslación.

Giro completo alrededor del Sol, de Oeste a Este. Tarda 365d 5h 48’ 45.6’’, lo que equivale a un año.   Año astronómico: tiempo transcurrido entre dos pasos sucesivos de la Tierra por un mismo punto, tomando como referencia a una estrella fija. Año solar: tiempo transcurrido entre dos equinoccios. El movimiento de traslación forma una elipse de muy pequeña excentricidad, con el Sol en uno de sus focos. La distancia media al Sol es de 150.000.000 Km mayor proximidad 147.000.000 Km Perihelio: Aphelio : máximo alejamiento 152.000.000 Km La velocidad media es de 107.000 km/hora La tierra gira inclinada 23º 27’ sobre el plano de traslación o plano de la eclíptica. 

Solsticio de invierno (22/23 de Diciembre) Rayos del Sol perpendiculares al plano tangente a la superficie terrestre en el Trópico de Capricornio (paralelo a 23º 27’ latitud Sur).  En el hemisferio Norte los días son más cortos cuanto más nos acerquemos al Polo Norte. A partir del Círculo Polar Ártico (66º33’) es noche permanente. 

 

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Solsticio de Verano (22 de Junio) Rayos del Sol perpendiculares al plano tangente a la superficie terrestre en el Trópico de Cáncer (paralelo a 23º 27’ latitud Norte).  En el hemisferio Norte los días son más largos cuanto más nos acerquemos al Polo Norte. A partir del Círculo Polar Ártico (66º33’) es día permanente.  En ambos casos, lo contrario sucede en el Hemisferio Hemisferio Sur.

Equinoccio de Primavera (22 de Marzo) Equinoccio de Otoño (22 de Septiembre) Rayos de sol perpendiculares a la superficie terrestre en el Ecuador. El día y la noche tienen la misma duración (aequos nox  igual noche). El movimiento de traslación provoca las la s estaciones. estaciones. Esta sucesión de estaciones es de vital importancia. importancia. Podemos delimitar 5 zonas climáticas:   Zona intertropical. Zona cálida .    Rayos del Sol perpendiculares.   Día y la noche sensiblemente igual a lo largo del año.   El calentamiento diurno supera al a l enfriamiento nocturno.   Zona templada. Situada entre los trópicos y los círculos c írculos polares.    Rayos del Sol más má s oblicuos cuanto mayor sea la latitud.   Notable oscilación entre día y noche a lo largo del año y según la latitud.   Grandes diferencias de temperatura, aunque en general se mantienen moderadas.   Zona polar. Zonas frías. Limitada por los círculos polares.    Desigualdad extrema entre el día y la noche (6 meses contínuos).   La larga duración de la noche más la extrema oblicuidad de los rayos solares explican las bajas temperaturas. 





4.  Cuerpos celestes que afectan a la Tierra. 4.1.  Luna

Satélite de la Tierra:   Diámetro: 3475 Km (1/4 de la Tierra)   Masa de 1/8 de la Tierra. Órbita elíptica de Oeste a Este. Distancia media: 381.500 Km Perigeo: 356.000 Km Apogeo: 407.000 Km Su movimiento de traslación es igual al de rotación, por eso presenta siempre la

misma cara a la Tierra. 27d 7h (referidosalaSol) una estrella fija) 29d 12h43’ 11.5’’ (referido

 

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Según la posición que ocupa con relación a la Tierra y al Sol se nos presenta con diferente iluminación, son las llamadas fases de la Luna. Las mareas son el único efecto directo y demostrado de la Luna sobre la Tierra. 4.2.  Meteoritos

Son cuerpos:

Metálicos: hierro puro y algo de níquel   Pétreos: silicatos Giran en órbitas independientes alrededor del Sol, pueden entrar en colisión con la Tierra. La mayoría son pequeños y se volatilizan en la atmósfera, pero lo grandes impactan contra la superficie terrestre y producen cráteres, los muy grandes pueden ocasionar grandes desastres en la naturaleza.  

5.  Representación de la Tierra. Cartografía

Desde sus orígenes la Geografía ha estado vinculada a los mapas, a la Cartografía, que constituye una ciencia independiente de enorme importancia. Los mapas son imprescindibles para representar la superficie terrestre sobre la que vivimos para poder “abarcarla” con la mirada. Inicialmente surgen dos

problemas esenciales, uno el del tamaño, que se resuelve con la escala y otro el paso de la curva al plano, p lano, que se resuelve con los sistemas de proyección. 5.1.  La

escala.

El mapa es la representación convencional de la configuración superficial de la superficie terrestre. Como toda representación debe guardar relación de tamaño o proporción con el objeto real. Esta proporción viene dada por la escala, que es la relación de reducción entre las distancias reales y las del mapa. La escala numérica se expresa como una fracción, en la que el numerador es la unidad y el denominador indica el número de veces que cualquier medida del mapa es mayor en la realidad. 1:100.000 quiere decir que 1 cm en el mapa son s on 100.000 (1 Km) en la realidad

Se denomina de gran escala a la que tiene pequeño denominador y pequeña escala a la que lo tiene grande. Los mapas de escalas más grandes se denominan planos. La escala puede ser numérica y gráfica. 5.2.  Triangulación

De cualquier punto terrestre podemos conocer su posición relativa y su posición absoluta. Para levantar mapas se realiza una triangulación, esto consiste en cubrir la zona a cartografiar de una red de triángulos, cuyos vértices serán puntos de referencia conocidos. 5.3.  Determinación

de la altitud

Existen tres métodos: m étodos:   Barométrico. Se basa en la disminución de la presión con la altura. Muy sencillo de determinar, pero con gran riesgo de error.

 

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 

Trigonométrico. Se halla el desnivel a partir del ángulo de la pendiente y la

distancia. Es poco preciso.   Nivelación. Se utiliza un nivel –telescopio montado horizontalmente, con un nivel de burbuja en el tubo- y se van realizando mediciones. Es un método lento y costoso, pero de gran precisión. En la actualidad hay métodos mucho más rápidos a partir de la fotografía aérea, pero no tan precisos. 5.4.  Proyecciones

La Tierra es una esfera y por lo tanto pertenece al grupo de figuras no desarrollables, no se puede cortar y desenvolver a lo largo de una recta. Si se pretende representar una parte muy pequeña de la superficie, la distorsión puede ser mínima, pero ésta aumentará según lo haga la superficie a representar, llegando al máximo si se pretende abarcar todo el globo. La proyección consiste en pasar al plano la red de meridianos y paralelos. Existen multitud de sistemas de proyección o métodos de correspondencia entre los puntos del globo terráqueo y el plano. Se diferencian tres tipos básicos:   Proyecciones conformes: Conservan los ángulos, o sea que las líneas en la esfera forman al cortarse el mismo ángulo que en la representación plana.

 

 

Por queútiles representan la esfera respetando la forma, pero pues no el reflejan tamaño. Son lomuy para representaciones de carácter general, bastante bien las características físicas. Son muy utilizados para la navegación marítima. Proyecciones equivalentes: Conservan las dimensiones de las áreas pero no sus formas, ya que las deformaciones de los ángulos, sobre todo en los bordes, son considerables. Utilizados para representar la distribución de un fenómeno (p.e. las áreas de bosque). Proyecciones equidistantes equidistantes: Conservan las distancia real entre los distintos puntos del mapa. Muy útiles para mapas que sirvan para medir distancias desde un punto.

Tipos de proyecciones   Cenitales o acimutales.  Resultan de proyectar la superficie del globo sobre un plano, desde cierto centro de perspectiva, el cual puede estar situado en el centro, en la antípoda de lo que se pretende representar o, incluso, en el exterior. Estas proyecciones poseen simetría radial respecto a un punto central. Toda recta trazada desde el centro hacia el exterior, coincide con un círculo máximo. Según sea la posición que tenga con respecto al globo, pueden ser de tres formas:   Polar, si el plano de proyección es perpendicular al eje terrestre. Los meridianos son líneas rectas y la distancia entre paralelos disminuye según nos alejamos del centro. 

 

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 

 

Ecuatorial, si el plano es paralelo al eje, o sea, perpendicular al

Ecuador. Los paralelos son líneas rectas, al igual que el meridiano central, mientras que el resto r esto tienen forma de arco. Oblicua, si el plano es perpendicular a cualquie c ualquierr punto intermedio.

Entre las más importantes proyecciones cenitales se pueden citar, según la localización del foco:  

Ortográficas. Consiste en representar elementos geométricos o

volúmenes en un plano, mediante proyección ortogonal. Se obtiene de modo similar a la “sombra” generada por un “foco de luz” procedente de

   

 

una fuente lejana.  Estereográficas. Se obtiene suponiendo que el foco de luz se encuentra en la antípoda de lo que vamos a representar. representar.  Gnómicas. Se obtiene suponiendo el foco de luz en el centro del globo terrestre. En esta proyección toda línea recta es un círculo máximo terrestre.  Acimutal o Equivalente de Lambert . Conserva deliberadamente las áreas, pero no los ángulos (no es conforme). La escala disminuye según nos acercamos al borde exterior, pero en menor medida que en la proyección estereográfica. Es muy adecuado para trazar mapas de pequeña escala.  

Cónicas  Se proyecta la red geográfica sobre un cono tangente a la superficie terrestre, que se desarrolla sobre un plano, suponiendo que un foco de luz se encuentra en el centro del globo. Se caracteriza caracteriza porque porque los meridianos aparecen como líneas rectas dispuestas radialmente y los paralelos como arcos de círculo concéntricos. La escala aumenta a mediada que nos alejamos del paralelo de contacto entre el cono y la esfera. Resulta especialmente útil para zonas situadas en latitudes medias, siendo



 

imposible por sistema totalidad del globoel único que conserva   representar Cónica simple . Laeste tangente al la globo es un paralelo, la escala. También puede ser tangente a dos paralelos de referencia. referencia.   

Proyección cónica o conforme de Lambert. Es conforme. 

Utiliza un cono tangente a la superficie terrestre y su eje coincide con el eje de la Tierra. Utiliza dos meridianos de referencia. Los meridianos son líneas rectas concurrentes y los paralelos arcos concéntricos centrados en el punto de intersección de los meridianos. Muy

utilizada, todo en la navegación aérea,  ya que su error esobre rror en la escala es muy pequeño,

 

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sobre todo en los paralelos de referencia. Una recta trazada sobre el mapa resulta muy aproximada a un segmento de círculo máximo, y muestra la distancia verdadera entre puntos.  

Policónica. Cuando se utilizan varios paralelos de base, por medio de

varios conos. El resultado es un mapa dividido en franjas. El único meridiano que tendrá la misma escala es el central, que aparece como una recta. Los demásel meridianos curvas, y la perpendicular escala aumenta con lalínea distancia. También ecuador es son una línea recta, al meridiano central. Los demás paralelos son arcos concéntricos. Esta proyección ni es conforme ni conserva las áreas, pero en la zona central las variaciones de escala son mínimas 

Cilíndricas  Se proyecta la red geográfica sobre un cilindro tangente a la esfera terrestre, para desarrollarla luego en un plano. En ellas los paralelos aparecen como rectas con un espaciamiento más acusado según nos alejamos del Ecuador. Los meridianos aparecen con 

 

idéntica decir,deparalelos latitudesseparación, bajas y paraesmapas conjunto.entre sí. Es muy útil para  

Proyección de Mercator. 

Los meridianos son líneas paralelas y equidistantes, mientras que los paralelos son representados por rectas perpendiculares a los meridianos. Sólo mantiene la separación real en el Ecuador, al que el cilindro es tangente. Es conforme  y según nos alejamos del Ecuador la escala aumentaMercator rápidamente. Ideada por Gerardus en 1569, es muy utilizada en navegación y en mapas mundi, a pesar de no ser recomendable por la deformación que produce en las altas latitudes.

 



 

Transversal de Mercator, U.T.M. (Universal Transversa de Mercator) o conforme de Gauss. El cilindro es tangente a un meridiano. meridiano. 

Otros sistemas de proyección. 

En la actualidad la mayoría-adeveces los mapas se hacen a base de proyecciones modificadas o combinadas con varios puntos focales a fin de corregir en lo

 

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posible las distorsiones en ciertas áreas seleccionadas- aun cuando se produzcan otras nuevas en lugares a los que se concede importancia secundaria, como son por lo general las grandes extensiones de mar. Son especialmente utilizadas para mapas mundi. Las más interesantes son:   Homolográfica o de Mollweide. Conserva las áreas. Los paralelos aparecen como rectas (el Ecuador doble que el meridiano central) y los 

meridianos, salvo el central que es recto, como arcos de elipse. Muy utilizado para representar mapas del mundo, sobre todo las latitudes bajas.  

Sinusoidal. Muy similar, salvo que los meridianos aparecen como curvas  

sinusoidales. Conserva una gran relación de áreas.  

a nteriores. Los Homolosena, o de Goode. Resultado de combinar las dos anteriores. paralelos son rectas y en cuanto a los meridianos utiliza uno como central para cada continente. Se consigue así mantener la sensación de esfera y una distorsión mínima de las zonas continentales. 

Tema 1. La Tierra

 

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 

Proyección de Peters (o de Gall-Peter). Se trata de una proyección

equivalente, por lo que refleja correctamente las áreas de los países pero no sus siluetas, la mayoría de las cuales aparecen demasiado estiradas. Los paralelos y los meridianos son sustituidos por una cuadrícula de 10 grados decimales. Los meridianos aparecen como líneas verticales paralelas y los paralelos como líneas horizontales paralelas que van acortando la distancia entre ellas hacia los polos. Las formas de áreas tropicales y subtropicales aparecen más y alargadas  ylaslas áreas de altas latitudes aparecen más estrechas ensanchadas y más achatadas que en otras otras proyecciones m más ás habituales. Sus formas han 

sido enormemente distorsionadas y las distancias son muy imprecisas. Popularizada a partir de 1974, aunque ya Gall la había desarrollado en 1885. La Unesco y muchas ONG la adoptaron y popularizaron desde entonces, convirtiéndose en la visión políticamente correcta del mapamundi.  

Proyección de Robinson. La proyección no es ni equivalente ni conforme,

abandonando ambas propiedades por un consenso. La Proyección de Robinson es una proyección cartográfica del mapamundi, que muestra el mundo entero de una vez. Fue creada específicamente con el objetivo de encontrar un buen consenso al problema de mostrar fácilmente el globo completo en una imagen plana. Los meridianos se curvan suavemente, evitando extremos, pero al mismo tiempo estira los polos en largas líneas en vez de dejarlos como puntos. Por lo tanto la distorsión cercana a los polos es severa pero rápidamente pasa a niveles moderados a medida que nos alejamos de ellos. Los paralelos rectos implican una severa distorsión angular en las altas latitudes cerca de los márgenes del mapa, un problema inherente a todas las proyecciones seudocilíndricas. Creada por Arthur H. Robinson en 1961, y fue usada por Rand McNally desde la  Tema 1. La Tierra

 

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década de 1960 y por la l a National Geographic Society Society entre 1988 y 1998, siendo reemplazada por la proyección de Winkel-Tripel.

 

Proyección de Aitoff. Es una proyección acimutal modificada, que no es

equivalente (distorsiona las proporciones de las áreas) y no es conforme (distorsiona las formas). Fue propuesta por David A. Aitoff en 1889. Esta proyección es un artefacto matemático, no una representación de 

una construcción geométrica. Se construye con el hemisferio central de la proyección azimutal equidistante añadiendo a ambos lados el resto del globo doblando la escala horizontal hasta formar una elipse el doble de ancho que de alta. La escala es constante a lo largo del Ecuador y del meridiano central.  

Proyección de Winkel-Tripel. Proyección acimutal modificada. La

proyección es la media aritmética entre la proyección cilíndrica equidistante y la proyección de Aitoff.  Está considerada como una de las mejores proyecciones conocidas para representar el mundo entero, produciendo muy pequeños errores de distancia, pequeños errores de combinaciones de elipticidad y área, y menor asimetría estadística que cualquier otro mapa.

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En 1998, proyección de Winkel-Tripel reemplazó a la proyección de Robinson como proyección estándar para los mapamundis hechos por la National Geographic Society. Muchas instituciones educacionales y publicaciones siguieron su ejemplo adoptándola. Sabemos que la mejor representación de la tierra es el globo, pero, puesto que es inevitable el uso de mapas, hemos de tener muy claro que debemos elegir el que mejor se adecúe a nuestros fines, para lo cual hay que prestar atención a la proyección utilizada en su confección.

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Tema 2. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS I LA ATMÓSFERA Y LA TEMPERATURA Tiempo atmosférico. Conjunto de la variables meteorológicas (temperatura, presión, viento, humedad, precipitación) que caracterizan el estado de la atmósfera en contacto con un lugar l ugar determinado del globo, en un instante preciso. Tipos de tiempo. La repetición de determinadas combinaciones de elementos del tiempo, aunque varían, a lo largo del tiempo. Clima. Sucesión de tiempos atmosféricos más o menos diferentes a lo largo de al menos 30 años. Los valores medios terminan reflejando situaciones atmosféricas que aparecen con una cierta c ierta regularidad. El estudio del clima puede realizarse desde dos orientaciones metodológicas diferenciadas:   Climatología estática. Se limita a la descripción, mediante mapas y gráficos, de los elementos del clima en un espacio determinado, medidos por sus valores medios.   

una metodología sintética y se dirige al Climatología dinámica. Utiliza estudio de los mecanismos atmosféricos que explican su distribución espacial y temporal. De esta manera, la temperatura, humedad, presión, etc, son el resultado y manifestación de una sucesión de fenómenos concatenados. 

1.  Composición de la atmósfera

Aire. Es el componente fundamental de la atmósfera y es una mezcla de gases, acompañados de aerosoles, pequeñas partículas líquidas y sólidas dispersas en su seno. Nitrógeno (N2) 78,08 %. Necesario en la nutrición de los seres vivos. Oxígeno (O2) 20,94 %. Esencial en la respiración de los seres vivos. Hidrógeno (H2)+ gases nobles (Ar, Ne, He, Kr, Xe)+ metano (CH4) Vapor de agua (H2O), desde el 0 al 4%. Dióxido de carbono (CO2) 0,0325% (en aumento). Ozono (O3), monóxido de carbono (CO), anhídrido nitroso (N20), anhídrido sulfuroso (SO2)

Vapor de agua. Desde le punto climático es el componente de mayor importancia de la atmósfera. Penetra en la atmósfera por la evaporación de los mares, lagos, ríos e incluso transpiración de las plantas. Su condensación en minúsculas gotitas forma las nubes  y su precipitación posterior sobre la superficie terrestre que cierra el ciclo hidrológico del agua. Tiene la propiedad de absorber los rayos infrarrojos de mayor longitud de onda del espectro solar, emitidos por la Tierra. Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

Tema 2. La atmósfera y la temperatura

 

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Dióxido de carbono (anhídrido carbónico CO 2). Procedente de las emanaciones volcánicas, de las combustiones y de la respiración de los seres vivos. Desde principios del s. XX se ha observado un incremento notable debido a la combustión de combustibles (madera, carbón, petróleo, gas natural). Refuerza considerablemente la acción del vapor de agua en la absorción de los rayos infrarrojos, incrementando el llamado “efecto invernadero”.  Ozono (O3). Se forma por la absorción a bsorción de los rayos ultravioletas procedentes del Sol, que descomponen el oxígeno molecular biatómico, provocando la constitución de moléculas triatómicas del mismo. Impide el paso de la radiación ultravioleta de longitud de onda entre 0,20µ y 0,29µ, que haría imposible la vida en nuestro planeta. Deja pasar la radiación ultravioleta entre 0,29µ y 0,40µ que ha demostrado que posee propiedades benéficas. Partículas sólidas. De procedencia y naturaleza variable (polvo, sales, humos, etc). Servirán como núcleos de condensación en la formación de nubes.

2.  Estructura atmosférica. 2.1.  Troposfera

Capa inferior de la atmósfera, donde se encuentran las 3/4 partes de la atmósfera y la casi totalidad del vapor de agua. Es el dominio de las nubes, precipitaciones y demás fenómenos meteorológicos. Existen dos capas:   Peplopausa, capa geográfica o capa sucia (3.000 m). Presenta una mayor actividad de la dinámica atmosférica, debido a las impurezas y a la mayor turbulencia del aire.   Capa libre. La atmósfera se presenta más limpia y homogénea. Presenta un gradiente térmico negativo de -0,65º cada 100 m. La inversión térmica se interrumpe al alcanzar la Tropopausa: en los polos a 6.000 m y -45º en el Ecuador a 14.000 m y -85º 2.2.  Estratosfera

Situada entre la Tropopausa  y la Estratopausa , mide unos 50 Km. Presenta una ausencia casi completa de vapor de agua y progresiva rarificación de gases con la altura. A partir de los 20 Km de altura la temperatura va aumentando a razón de 3º por Km ascendido, incrementándose a partir de los 30-35 Km. Este incremento de temperatura es debido a la presencia del ozono y su capacidad de absorber las radiaciones ultravioletas. ultravioletas. Por eso a esta capa se le denomina Ozonosfera. Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

Tema 2. La atmósfera y la temperatura

 

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Existen perturbaciones violentas, de dirección horizontal, con vientos que a veces superan los 250 Km/h con predominio Este en verano y Oeste en invierno, quizás relacionado con la radiación térmica provocada por el diferente calentamiento de la ozonosfera. 2.3.  Alta

atmósfera

Podemos diferenciar dos capas: Mesosfera (80Km) o alta estratosfera. El gradiente de temperatura se vuelve a invertir, descendiendo la temperatura hasta la Mesopausa. Termosfera. Se vuelve a invertir el gradiente térmico, aumentando la temperatura. La rarificación atmosférica es casi total, aunque la densidad gaseosa es suficiente para provocar calentamiento por rozamiento (estrellas fugaces). La hasta  ytemperatura en las latas capas casciende apas puede llegar llega200º-300º r a 1000º. Otra consecuencia de la radiación y de su absorción por el aire es la ionización, permitiendo que la atmósfera sea conductora de electricidad. Existen vientos del Oeste de gran velocidad (10-20 Km/sg), aunque de débil energía, debido a la baja densidad.

3.  Propiedades del aire. 3.1.  Movilidad.

Provoca el viento, y su velocidad, que será fundamental para comprender la dinámica atmosférica. 3.2.  Presión.

A mediada que nos elevamos en altura, la capa de aire existente por encima se reduce y también su peso, por lo que la presión disminuye en la misma proporción. 5 Km  50% de la atmósfera; 10 Km  25% de la atmósfera Existen también diferencias de presión en superficie con origen térmico y dinámico. Si el suelo se calienta, el aire se dilata y pesa menos por lo que tiende a ascender, dejando un espacio libre que provoca un descenso de presión. El aire también puede ascender/descender por fenómenos derivados de corrientes de aire existentes en altura, provocando altas o bajas presiones de carácter dinámico. 3.3.  Temperatura.

El calor es una forma de energía, mientras que la temperatura es una consecuencia del anterior. Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

Tema 2. La atmósfera y la temperatura

 

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Calor específico de un cuerpo es la cantidad de calor que se necesita para

elevar a un gramo del mismo m ismo un grado de temperatura. El calor específico del aire es 1/5 el del agua, por lo que la misma cantidad de calor elevaría 5 veces más la temperatura del aire que la del agua. El suelo seco posee un calor específico similar al del aire. 3.4.  Densidad.

El aire más denso se estabiliza, mientras que el menos denso, de menor peso, tiende a elevarse. La densidad del vapor de agua es menor que la de los principales gases. Por lo que, una masa de aire que contenga mayor cantidad de vapor de agua es un aire poco denso y con tendencia a elevarse y perder su estabilidad. Los cuerpos al calentarse se dilatan y aumentan sus dimensiones y su volumen. Así, una masa de aire caliente ocupa mayor volumen que si estuviera fría, siendo mayor su densidad. El aire caliente tiene, al igual que el húmedo, predisposición a elevarse. 3.5.  Humedad.

Cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera.   Humedad absoluta. Máxima cantidad de agua que soporta una unida de volumen de aire. El aire caliente puede contener mayor cantidad de vapor de agua que el aire frío antes de alcanzar la saturación.   Humedad relativa. Proporción, en %, de la humedad absoluta del aire respecto a la correspondiente c orrespondiente al estado de saturación a esa temperatura. temperatura.

4.  La energía solar y la temperatura terrestre. Equilibrio Térmico de la Tierra

A la Tierra se le ha comparado con un sistema térmico, el cual está constituido por diversos elementos que interactúan entre sí, intercambiando energía calorífica y donde el Sol es el foco cálido que proporciona pr oporciona la energía. abierto Es un sistema  Abierto, porquey equilibrado existe una :relación con el exterior. La energía solar alcanza la superficie terrestre calentándola. A su vez, la Tierra emite energía calorífica hacia el espacio exterior.  Equilibrado, ya que el proceso de entrada y salida de energía calorífica tiene lugar de manera que no exista ni ganancia ni pérdida de calor. El sistema térmico terrestre está constituido en una 1ª fase por dos elementos: la atmósfera y las superficies continental continental y marítima. La atmósfera actúa como filtro, y de la energía solar, sólo la parte conocida como insolación alcanza la superficie. Pero a su vez, la atmósfera y la superficie terrestre, actúan como emisores, interactuando entre entre sí y con el exterior. En una 2ª fase, consideramos a la Tierra de manera no homogénea. Los contrastes térmicos de carácter zonal y su variación en el tiempo son el resultado Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

Tema 2. La atmósfera y la temperatura

 

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del desigual reparto de la radiación solar, motivado por factores de orden cósmico  y geográfico. Este desequilibrio térmico interior exige la existencia de unos mecanismos compensatorios de transferencia de calor desde las regiones cálidas de baja latitud hasta las frías regiones polares. Los movimientos de la atmósfera y de las aguas de los océanos oc éanos actúan como mecanismos de trasvase tra svase energético. energético. A su vez, parte de la radiación solar es absorbida para permitir el cambio de estado del agua, desencadenando el ciclo hidrológico hidrológico del agua. 4.1.  Principales   Radiación.

formas de transmisión del calor.

o

Todos los objetos del universo irradian energía en forma de ondas electromagnéticas, con una longitud de onda que determina el carácter de la radiación. En general, cuanto mayor es la temperatura del cuerpo emisor, más alta es la cantidad de energía radiada y menor su longitud l ongitud de onda.

o

 

Conducción.

Requiere la presencia de un elemento material que sirva de intermediario en la transmisión. El trasvase de calor se realiza de molécula a molécula o de o

 

átomo a átomo sin que la materia se desplace. d esplace. Es típica de los cuerpos sólidos. Convección. También requiere la presencia de un elemento material, en este caso se utiliza un fluido (gas o líquido) en movimiento para producir el trasvase de energía. En general se suelen dar los tres, aunque con predominio de uno de ellos.

4.2.  Balance térmico global entre el Sol y la Tierra. Constante solar. Cantidad de energía que penetra en la atmósfera, cuyo valor es

de 2 langley/minuto. langley/minuto. 1 langley (cantidad de energía solar) = 2 calorías x cm 2 en cada minuto de tiempo.

Existen tres formas principales de filtrar la energía: De la radiación emitida por el Sol, y tras pasar por los diferentes filtros atmosféricos, a la superficie terrestre llega un 20% o

 

Absorción.

o

 

Dispersión.

La radiación solar, al atravesar las capas más densas de la atmósfera, es desviada en todas las direcciones debido a las moléculas de los gases y las partículas de polvo. Durante la dispersión se separan los distintos colores que integran la luz solar, solamente la gama de los azules descienden hacia la superficie terrestre, lo que explica el color azul del cielo. Es la l a llamada dispersión descendente. o

 

Reflexión.

La parte de las nubes se comporta como una superficie reflectante (25-60% de la superior energía recibida). Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

Tema 2. La atmósfera y la temperatura

 

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Pero además según el albedo del suelo receptor, una parte se refleja hacia el exterior. Dependiendo del material del suelo así como del grado de inclinación de los rayos solares, el porcentaje de energía reflejada es mayor o menor. El agua tiene el albedo más bajo (2%) y el hielo y la nieve el más alto (4588%). En resumen, del 100% de la energía recibida desde el Sol, únicamente un 45% alcanza el suelo (insolación). Pero la Tierra no sólo es receptora de energía solar, además es emisora (radiación del suelo) hacia el exterior. Esta radiación emitida es absorbida por la propia atmósfera o se pierde hacia el exterior. La atmósfera, sobre todo en presencia de nubes, se comporta como una pantalla térmica que impide que durante la noche la temperatura descienda excesivamente por la ausencia de rad iación solar. Es el llamado “efecto invernadero”, que permite la entrada de radiación de onda corta y dificulta la

salida del de mayor longitud de onda, como es el caso de la que proyecta la superficie terrestre. o

 

Otros. meca nismos de transformación del calor:La superficie terrestre utiliza otros dos mecanismos   Evaporación del agua y su paso a la atmósfera y que después es devuelto

por el mecanismo m ecanismo de condensación.

Movimiento ascensional convectivo. Las capas bajas de la atmósfera al

 

calentarse producen este movimiento m ovimiento ascendente. ascendente.

5.  El desigual reparto de la insolación terrestre. 5.1.  Factores

explicativos del desigual reparto de la insolación y comportamiento térmico terrestre. Los factores que explican el desigual reparto de la insolación terrestre son: 

  de la distancia la de Tierra el Sol distancia al Aunque laInfluencia energía recibida durante el entre perihelio Eneroy(mínima Sol) es superior en un 7% al correspondiente aphelio de Junio (máxima distancia), la circulación de calor en la atmósfera y la continentalidad enmascaran esta tendencia global.

Influencia de la altura del Sol. Afecta directamente a la cantidad de insolación recibida, ya que la altura del astro solar está medida por la inclinación de los rayos del Sol respecto a la horizontal terrestre. Está condicionada por dos factores:   La estación del año. Durante cada medio año, el Sol incide con mayor  

 

perpendicularidad uno del de los hemisferios. Latitud. Ya que losen rayos Soldos inciden inciden con mayor perpendicularidad perpendicularidad

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Tema 2. La atmósfera y la temperatura

 

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sobre el Ecuador, se podría pensar que la máxima radiación debería alcanzarse en el ecuador y la mínima en los Polos. Sin embargo, aparte de la mayor presencia de nubes en el Ecuador y más despejado en los Trópicos, el paso del sol en la cercanía de éstos últimos se realiza a una velocidad más lenta que en el Ecuador, siendo la causa de que un mayor número de días continuados la inclinación de los rayos solares sea casi vertical:   80 días A 6º de latitud Entre 17,5º y 22,5º  86 días

Influencia de la duración de la luz solar. Cuanto mayor sea el periodo de tiempo de iluminación solar, mayor será la cantidad de radiación diaria recibida.  

Efecto de la atmósfera. En las altas latitudes habría que añadir la superior pérdida derivada del mayor espesor atmosférico que deben atravesar los rayos solares. Pero el principal factor atmosférico causante de la diferente llegada de radiación solar al suelo es la presencia de la nubosidad.  

 

Efecto de la desigual distribución de las tierras y los

mares.   Debido a la superior evaporización de agua de los océanos, el efecto de filtrado atmosférico es superior. Así que de forma general, en una misma latitud el porcentaje de insolación será superior en los continentes que en los océanos. Además el agua tiene una mayor capacidad de almacenamiento de la energía solar.   El albedo del suelo es más elevado, por lo que absorbe menos cantidad de energía solar que los océanos.   También es mayor la facilidad con que las ondas electromagnéticas procedentes del Sol penetran en el agua. Hasta un 20% alcanza una profundidad de 9 m.   La conductividad del calor hacia el interior también es más alta. Todos estos factores determinan que la masa de agua calentada sea bastante superior a la correspondiente a la misma superficie de suelo continental. Pero además, el calor específico del agua es cinco veces superior al de la tierra seca. Todo esto determina que la superficie continental se calienta y se enfría más rápidamente que la oceánica. Es por ello, que el agua se comporta como un gran acumulador de calor durante el día, cediéndolo, en parte, durante la noche. Esto se repite también a lo largo del año, por lo que los inviernos en las proximidades del mar son más bonacibles y los veranos más frescos.   de la elevación y la topografía. La altitudEfecto y la exposición de la vertiente a los rayos solares modifican

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sensiblemente la cantidad de radiación solar que alcanza a lcanza la superficie terrestre. En las latitudes medias, la intensidad de la radiación solar se incrementa entre 5%-15% por cada 1.000 de elevación. Aunque la radiación recibida es superior, también es la facilidad con que se pierde. Esto explica las amplias oscilaciones térmicas existentes existentes entre el día y la noche. También la zona de la montaña situada hacia la solana (Sur en el Hemisferio Norte) recibe mayor cantidad de insolación debido a la perpendicularidad de los rayos solares. 5.2.  Distribución

de la radiación sobre la superficie terrestre.

El efecto de la altura solar se refleja en la disposición latitudinal de las isolíneas, cuyo valor decrece hacia las latitudes más altas. El modelo se rompe por la influencia del contraste tierra-mar y la importancia de la atmósfera en su labor de filtrado. Los valores máximos se localizan, no en el Ecuador si no a lo largo de los Trópicos, principalmente a lo largo del Trópico de Cáncer, en los bloques continentales africano y asiático (desierto de Sahara y NO de la India) y en menor mediada en la costa Oeste de América. El efecto de la nubosidad, mayor en los océanos que en los continentes, se aprecia en el hecho de que de radiación inflexionan hacia los Polos, cuando pasan por encima delas losisolíneas continentes y hacia elseEcuador cuando lo hacen por encima de los océanos.

6.  La diferencia térmica en la Troposfera.

El desequilibrio térmico terrestre pone en marcha la dinámica atmosférica y de las aguas marinas, transportando masas de aire y agua a lugares cuyas condiciones térmicas e hidrométricas son muy diferentes de las del lugar de origen. Podemos hablar de dos estructuras del aire diferenciad d iferenciadas: as:   Estructu Estructura ra térmica en superficie.   Estructu Estructura ra térmica vertical. Y en lo relativo r elativo a la variación temporal distinguiremos distinguiremos las:   Oscilación diaria de la temperatura.   Fluctuación estacional a lo largo del año. 6.1.  Las

temperaturas en superficie.

Es la temperatura del aire que está en contacto con la superficie terrestre, evitando la radiación directa del Sol sobre el termómetro y a una altura del suelo (1,5-2,0 m).   Oscilación térmica diaria. El ciclo diario es el ascenso y descenso rítmico de la temperatura temper atura del aire a lo largo de 24 horas. Durante los horas centrales del día, cuando mayor es el excedente de radiación recibida, la temperatura del aire tiende a aumentar; por el contrario, Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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durante la noche, la temperatura del aire tiende a disminuir. disminuir. Debido a la inercia térmica de la superficie terrestre, la temperatu temperatura ra máxima del aire se produce unas horas más tarde con respecto al máximo de insolación (entre las 12h y las 18h). De igual manera la temperatura mínima se alcanza sobre las 6 h, ya que el aire va perdiendo progresivamente el calor almacenado. A lo largo de d e la oscilación térmica diaria existen dos momentos claves: claves:   Temperatura máxima del día (por ejemplo: 25º C). Temperatura mínima del día ejemplo:térmica 12º C). diaria o distancia También es interesante averiguar(por la amplitud entre valores extremos: 25 – 12 = 13º C.  y la temperatura media diaria, que es el valor medio de las dos temperaturas extremas: (25 + 12) / 2 = 18,5º C. Cuando no se dispone de termómetros de máxima y mínima, se suele tomar como temperatura media la registrada a las 9 h.  

Los factores geográficos y estacionales son decisivos en el perfil de la oscilación térmica diaria. En las latitudes templadas, sobre todo en verano con ausencia de nubosidad, las diferencias térmicas entre los días y las noches son muy marcadas. Algo semejante ocurre en las altas montañas o en las subtropicales desérticas. También ra. la continentalita juega a favor de hacer mayor las diferencias diarias de temperatura. temperatu Por el contrario, la presencia de los océanos o la existencia de capas nubosas de los países tropicales explican las débiles oscilaciones de temperatura a lo largo del día y la noche.

Variaciones estacionales. estacionales. El ciclo térmico anual es muy similar al ciclo térmico diario. La temperatura media mensual es el valor promedio de las temperaturas medias de cada uno de los días del mes. Tomaríamos las temperaturas medias de todos los días y dividiríamos por los días que tenga el mes. Existe también un desfase entre el momento en que la insolación adquiere su  

temperatura valor máximo (solsticio de verano) y el momento en de queunsemes. produce máxima mensual . El retraso es aproximadamente Esteladesfase suele ser aún superior en los océanos, debido a que las masas marinas aún se calientan más lentamente que las masas continentales. Este desfase es similar al que se produce durante el solsticio de invierno, cuando se produce la mínima insolación. La latitud es el factor predominante de la fluctuación térmica anual. En las latitudes medias y altas, la curva de temperatura medias mensuales presentan una variación más marcada y es donde la amplitud térmica anual (diferencia entre las temperaturas del mes más cálido y del mes más frío) es superior. Quizás, la excepción a esta afirmación se presenta en los regímenes oceánicos, donde la acción dulcificadota del mar amortigua la oscilación. En la zona intertropical, los

contrastes estacionales son suaves, remarcados pormarcadas el paso del Sol por el cenit del lugar. Estas variaciones aúnapenas se presentan menos en los Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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regímenes ecuatoriales.

La distribución de las temperaturas sobre la superficie del globo terrestre. Isotermas. Son líneas que unen puntos con el mismo valor de temperaturas, que se reducen a nivel del mar, es decir se le suma 0,65º C por cada 100 m de altura. Los factores que influyen en la desigual distribución de temperaturas de la superficie terrestre, de algunos ya hemos hablado: la altura solar, diferencias entre tierras y mares, nubosidad, etc. Por ello, aquí nos detendremos en los factores extrínsecos:   La influencia del movimiento de las masas de aíre.   Las corrientes oceánicas.  

El movimiento de las masas de aíre influyen de manera importante ya que

las masas de aíre foráneas van comunicando sus propiedades a los lugares por donde se van desplazando. El movimiento más importante en nuestro planeta es la corriente de aire de dirección Oeste a Este que tiene lugar en la franja de las latitudes medias (30º60ºlatitud). La parte occidental de los continentes es invadida por masas de aire marinas, originando inviernos más templados y veranos más frescos; mientras que en las costas orientales, las masas de aire han perdido sus primitivas propiedades, continentalizándose. En América, las cordilleras occidentales actúan a modo de barrera, desecando las masas de aire procedentes del mar y restringiendo su acción a una estrecha franja litoral. En Europa sin embargo, la disposición montañosa, en la misma dirección que el de las corrientes de aire, permiten que las masas de aire oceánico penetren con mayor facilidad. Las corrientes oceánicas superficiales, originadas por la dirección de los vientos dominantes y por la rotación terrestre, transfieren enormes masas de aguas cálidas térmico hacia losterrestre. Polos y frías hacia el Ecuador., en un intento de eliminar el desequilibrio

6.3. La estructura térmica en altura.

La estructura térmica de la troposfera en altura muestra un descenso casi constante de la temperatura a medida que nos elevamos sobre la superficie terrestre. Esta disminución o gradiente térmico negativo se denomina gradiente vertical normal de la temperatura (-0,5º C / -0,7º C cada 100 m de elevación). Hay circunstancias que rompen las condiciones normales del gradiente térmico, como por ejemplo que se produzca un calentamiento o un enfriamiento muy pronunciado, produciéndose lo que se denomina una inversión térmica (p.e. el aire en contacto con el suelo puede estar más frío que el de la parte superior). Un fenómeno cuando formaciónexplican nubosa eldedéficit poca altura la presenciasimilar de un puede mar deproducirse nubes en los vallesuna montañosos de o

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radiación de las capas bajas de la atmósfera. La inversión térmica también puede producirse por la existencia de masas de aire, en contacto, de diferente naturaleza.

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Tema 3. ELEMENTOS Y FACTORES CLIMÁTICOS II LA PRESIÓN Y LA HUMEDAD ATMOSFÉRICAS

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

Teóricamente la distribución espacial de la presión del aire sería uniforme en cada punto de la superficie terrestre y, además, iría disminuyendo proporcionalmente según nos eleváramos en altura. Pero dos hechos modifican esta simplificada imagen de la realidad:   El desequilibrio térmico provocado por el desigual calentamiento terrestre.   El movimiento de rotación de la Tierra.

1.1.  El campo de presión en superficie Isobaras. Líneas que unen puntos de igual presión, reduciéndolas a nivel del mar

(+11 milibares por cada 100 m de altura) y tomándolas a la misma hora todos los días. La presión normal a nivel del mar son 1015 milibares (775 mm) y separa las áreas de alta y baja presión, que son los principales individuos isobáricos y que son llamados centros de acción.

Individuos isobáricos   Anticiclones (A, H (High), +). Áreas que presentan líneas cerradas de alta

 

presión. Aunque no son fijas, son más estables que las bajas presiones y se desplazan lentamente. Van acompañadas de tiempo seco y soleado. Pueden alcanzar o incluso superar los 1.040 milibares. Borrascas, Ciclones o Depresiones (B, D, L (Low), -). Áreas que presentan líneas cerradas de bajas presiones. Presentan más movilidad y cambian más rápidamente de posición que las altas presiones. Van asociados a tiempo variable, nuboso y productor de precipitaciones. precipitaciones. Pueden llegar a los

 

980 milibares o incluso menos. Líneas isobaras abiertas, cuya línea interior es de inferior valor Vaguada.

   

que la exterior. Dorsal. Líneas isobaras abiertas, cuya línea interior es de mayor valor que la exterior. Pantano isobárico. Cuando el espacio de presión es confuso y poco diferenciado.

1.2.  El campo de presión en altura Isohipsas. Líneas de presión que unen puntos de presión iguales a diferentes

alturas.

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Tema 3. La presión y la humedad

 

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1.3.  Causas

de las diferencias de presión atmosférica

La desigual distribución de las presiones en la masa atmosférica terrestre tienen un doble origen: térmico y dinámico. Origen térmico. Cuando exista un calentamiento diferencial entre dos partes de la superficie terrestre, se origina un sistema de circulación térmica. (por ejemplo; entre la tierra y el mar, montaña y llanura, gran ciudad y sus alrededores, bosque y prado, …).  Como consecuencia de las diferencias de temperatura debidas a la insolación diurna, se producen vientos locales que cambian de dirección cuando llegan la noche. Origen dinámico. Más importantes que los anterio a nteriores. res. Los principales centros de acción que determinan la dinámica atmosférica hay que buscarlo en altura y su origen será, tanto el desequilibrio térmico terrestre como el hecho fundamental de la Tierra girando sobre sí misma.

2.  Los vientos y la circulación atmosférica.

Viento. Todo movimiento del aire ocasionado por una diferencia de presión. Dos

elementos lo integran:   Dirección. Es aquella de donde procede.   Intensidad. La velocidad del viento mediada m ediada en Km/h o millas/h (nudos).

2.1.  Análisis

dinámico del movimiento del aire.

Según la dinámica de Newton, las partículas del aire son puestas en movimiento por la existencia de una fuerza exterior que actúa sobre ella ellas. s. Las fuerzas que actúan sobre ellas son:   Fuerza del gradiente del viento. Son debidas a las diferencias de presión. Es perpendicular a las líneas de máximo gradiente.   Fuerza de Coriolis. Son perpendiculares al movimiento del aire.   Fuerza de rozamiento. Va en sentido contrario al movimiento del aire.

2.1.1 El movimiento del aire debido a las diferencias de presión. La fuerza motriz inicial será las diferencias de presión existentes en el campo de presión atmosférico terrestre. Las diferencias de presión no suelen escapar hacia los niveles más altos de la atmósfera debido a la fuerza de la gravedad, es el denominado equilibrio aerostático. El movimiento horizontal de aire se establecería, de acuerdo al campo de presión en superficie, desde los centros de alta presión o anticiclones hasta los de baja presión o ciclones. La dirección del viento sería perpendicular a las líneas isobaras y su intensidad dependerá de dos factores:   Gradiente de presión o diferencia de presión por unidad de longitud. Generalizando, podemos afirmar que si las isobaras están muy próximas entre sí, la velocidad es más elevada que si están separadas.   Densidad del aire. A menor densidad, mayor aceleración y velocidad, en Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

Tema 3. La presión y la humedad

 

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definitiva más fuertes. 2.1.2.  

La fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos.

El resultado de la acción del movimiento de rotación terrestre es una desviación de la trayectoria prevista para el viento, que de esta manera deja de ser perpendicular la línea gradiente.del aire en sentido de las latas El resultado afinal es dequemáxima el movimiento presiones hacia las bajas presiones, según la línea de máxima gradiente, se ve modificado por la componente debida a la fuerza de Coriolis. Esto fue observado por el meteorólogo holandés Buys-Ballot, lo que dio origen a la ley que lleva su nombe. Ley de Buys-Ballot: todo observador situado en el Hemisferio Norte, colocado en el sentido del desplazamiento del viento, dejaría sobre su derecha las latas presiones y sobre su izquierda las bajas presiones. Lo contrario ocurriría en el Gradiente A Hemisferio Sur. La fuerza aparente de Coriolis tiene una dirección perpendicular al movimiento del aire. Su intensidad establecida por el propio Coriolis equivale a: W= velocidad de rotación de la Tierra Fcoriolis= 2·W·V·sen Φ  V= velocidad del viento Φ= latitud del lugar  Es decir, el efecto de la fuerza de Coriolis depende de dos factores:   Velocidad del viento. Un aire que se moviera a 20 m/sg sufrirá un desplazamiento doble que si la velocidad fuera únicamente de 10 m/sg m/sg..   Latitud del lugar. En el Ecuador (Φ = 0º   sen 0º= 0) la fuerza de Coriolis será nula y máxima en los Polos (Φ = 90º  sen 90º= 1). 2.1.3.   Fuerza

de rozamiento

Una vez puesto en movimiento el aire, aparecen fuerzas en sentido contrario a la trayectoria, que se deben al rozamiento sobre los elementos materiales por donde tiene que desplazarse (suelo, atmósfera, etc). El movimiento del aire se ve frenado por la superficie terrestre, disminuyendo su velocidad. Es menor en los océanos (10º-15º) que en los continentes rugosos (pueden alcanzar los 30º). Viento geostrófico. En la atmósfera libre (a partir de los 1.000 m) las fuerzas se contrarrestan y como el rozamiento es prácticamente nulo, el viento sopla perpendicular al gradiente de presión. Por ello el viento geostrófico sigue aproximadamente la dirección de las isobaras. Según la espiral de Ekman, si fuéramos ascendiendo desde la superficie hasta una altitud de 500-1.000 m, la dirección e intensidad del viento se modificaría progresivamente hasta alcanzar el valor del viento geostrófico.

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B

 

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2.1.4.   Los

movimientos de convergencia y divergencia

El aporte o pérdida de aire que tiene lugar en superficie, en los centros de latas y bajas presiones, deben ser lógicamente compensado con movimientos atmosféricos ascendentes o descendentes. Así, hablamos de convergencia en superficie cuando existe una acumulación de aire en un área limitada del espacio y divergencia, cuando existe una pérdida del mismo. Los ciclones o áreas de bajas presiones actúan a modo de centros de convergencia atmosférica. El aire se eleva en una depresión y desciende en un anticiclón. Pero independientemente de todo lo hablado y salvo en casos aislados de los centros de acción térmicos, la circulación atmosférica está dominada por los movimientos que se producen en altura a ltura. 2.2.  La circulación atmosférica. 2.2.1.   El mapa de la distribución

de presiones y el sistema de

vientos dominantes en superficie.

Observando estos mapas, podemos deducir una serie de rasgos generales: a)  Tendencia a la zonalidad. Se aprecia una zona de: a.  bajas presiones en el Ecuador, b.  altas presiones en latitudes subtropiocales, c.  bajas presiones en latitudes medias o subtropicales, subtropicales, d.  altas presiones en ambos polos. b)  Las diversas franjas de presión varían su posición estacionariamente . En Enero se encuentran más desplazadas hacia el Norte que en el mes de Julio. c)  El modelo zonal queda alterado por la distribución de los océanos y los continentes. En verano los continentes se calientan más rápidamente que los océanos y son ocupados por bajas presiones térmicas; durante el invierno, la presencia de aire pesado y frío es la causa de la existencia de altas presiones. d)  En le Hemisferio Sur, Sur, los contrastes de presión entre tierras y mares son Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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menos marcados, debido al inferior porcentaje de tierras emergidas. Esta distribución de presiones es la causa del movimiento del aire. a ire. La relativa estabilidad de las posiciones de los centros de acción permite hablar de la existencia de un sistema de vientos dominantes  y de un modelo explicativo de los mismos. Con objeto de simplificar el esquema general de la circulación atmosférica en superficie, no vamos a entrar en detalle influencia relieve terrestre. Y lo que explicaremos a continuación tiene de másla que ver condellos vientos dominantes sobre los océanos, aunque de forma general, las conclusiones pueden ser válidas para el conjunto del globo terrestre. 1.  Entre los 5º N y 5º S, se encuentra el cinturón ecuatorial, un área de bajas presiones, los débiles gradientes de presión apenas tendrían fuerza suficiente para poner el aire en movimiento. Estas áreas de calma reciben el nombre de Doldrums. 2.  Entre los 5º y los 30º N y S, se encuentra el cinturón de los vientos alisios. Estos vientos son consecuencia del gradiente de presión existente entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones ecuatoriales. Como consecuencia de la rotación terrestre, en el Hemisferio Norte el aire desviado hacia laSE-NO. derecha, soplando de NE-SO; en el Hemisferio Sur, es ocurre lo contrario Estos vientos se caracterizan por la regularidad de su velocidad (20 Km/h aprox.) y dirección (vientos del Este). La intensidad es superior en invierno, así como la inclinación de su dirección con los paralelos (30º-35, invierno; 20º, verano), en razón al desplazamiento de las células anticiclónicas. Fueron denominados los Trade Wings (Vientos del Comercio) y están mejor definidos en los océanos Atlántico y Pacífico. El lugar de convergencia de ambos alisios, procedentes del Hemisferio Norte y Hemisferio Sur, se denomina Línea de Convergencia Intertropical (C.I.T.) y coincide prácticamente con el área de calmas ecuatoriales. 3.  Vientos generados entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones superficie Su fuerza subsolares. es bastanteEn considerable. conside rable.aparecen soplando en dirección Oeste. 4.  Entre las bajas presiones subsolares y las altas presiones polares, los vientos vuelven a cambiar de dirección dominante. Vuelven a ser de dirección Este. 2.2.2.   La

circulación atmosférica en altura.

El dispositivo general atmosférica en altura es más simple que el de superficie. La atmósfera libre, a partir de una altura de 1.000 m, se muestra fuera del ámbito de influencia de los factores geográficos. La acción de los ciclones y anticiclones de origen térmico desaparecen. Por el contrario, las altas presiones subtropicales, cuyo origen es fundamentalmente dinámico, aparecen en los mapas de altura.Oeste Un cinturón de hasta anticiclones enmarca la corriente de dirección existentes las bajassubtropicales presiones polares. La trayectoria de los Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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vientos (geostróficos, por tanto paralelos a isobaras) manifiesta la existencia existencia de un flujo zonal de dirección del Oeste. Los vientos del Este quedan reducidos a una estrecha franja ecuatorial, que aparecen como prolongación de los alisios. El cambio estacional decelera las corrientes del

A

Vientos del Oeste

A

A Vientos del

Este Oeste, que son más lentas en verano y las desplaza hacia las altas latitudes. Esta circulación dominante del Oeste alcanza velocidades máximas a niveles superiores de la atmósfera, que llegan a valores comprendidos entre los 200-400 Km/h (invierno). El flujo de mayor velocidad se encuentra concentrado en una estrecha franja situada hacia los 30º latitud (oscilante según estaciones) y entre los 9.000 y 15.000 m de altitud. Es la llamada Corriente del Chorro o JetStream. Esta corriente puede tener un ramal secundario subtropical, situado en los límites de las altas presiones subtropicales; y otro ramal en las altas presiones polares, el Jet Polar. En la Corriente del Chorro se pueden p ueden observar cambios que afectan tanto a su

latitud, trayectoria. es particularmente rápido ycomo bajoa suenvelocidad latitud; ymientras queEneninvierno, verano,el laflujo corriente se debilita, ascendiendo en latitud y realizando una trayectoria sinuosa. A veces también se observan cambios más bruscos que modifican el carácter del Jet-Stream en un tiempo más breve. En general, el ciclo de la corriente del jet pasa por varias fases sucesivas: 1.  La corriente es rápida (150 Km/h), casi zonal y relativamente alta en altitud. 2.  Comienzan a aparecer ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, en una corriente aún de velocidad elevada, que dan nacimiento a curvaturas positivas (sentido agujas del reloj), anticiclones, y negativas, negativas , ciclónicas. 3.  La circulación se hace más lenta (70 Km/h) y la corriente del Jet describe una trayectoria cada vez más sinuosa que puede dar lugar a las gotas frías. El origen de la Corriente del Chorro es incierto y está aún por determinar. En la explicación cabe considerar factores dinámicos (rotación terrestre) y factores térmicos (desigual calentamiento terrestre). En realidad, por medio de las ondas del Jet, el aire caliente de los trópicos es arrastrado hacia el norte y el aire polar hacia el sur, nivelándose el desequilibrio térmico existente entre el Ecuador y los Polos. Su importancia es tal, que se le ha llegado a definir como el verdadero sistema nervioso de la atmósfera inferior.

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Tema 3. La presión y la humedad

 

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 

 

2.2.3.   Explicación de circulación general de la atmósfera. El primitivo modelo de Halley consideraba las diferencias térmicas existentes

entre el Ecuador y los Polos como el verdadero motor desencadenante del movimiento de los vientos. El aire a ire cálido del Ecuador se elevaría, transportando el calor desde el foco caliente ecuatorial al frío polar. Los alisios constituirán los vientos superficiales descendentes en latitud, que al confluir en la línea de  C.I.T. darían lugar en altura a una corriente de contralisios. De esta manera, la corriente o flujo de aire en movimiento tendría una dirección fundamentalmente fundamentalmente meridiana. Pero quedaba sin explicación el cinturón de altas presiones subtropicales y los vientos dominantes del Oeste de las latitudes medias. A finales del XIX, Rossby, introdujo una construcción tricelular de la circulación atmosférica, donde se tenía en cuenta la fuerza de Coriolis    La anterior célula de Halley quedaba restringida hasta los 30º de latitud, entre las bajas presiones ecuatoriales y las altas presiones subtropicales.   Existiría otra celular similar, la célula polar, entre las altas presiones polares y las bajas presiones subsolares, con vientos del Este soplando en superficie, compensados por vientos en sentido contrario en las altas o

o

capas de la troposfera. Una tercera célula sobre las latitudes templadas, intercalada entre las dos anteriores y de origen exclusivamente dinámico. Originaría vientos en superficie de componente Oeste. La presencia generalizada de contralisios en altura no ha podido nunca ser demostrada y además, la Fuerza de Coriolis desviaría la corriente superior de la célula intermedia en dirección Este, lo que entraría en contradicción con la existencia de la Corriente del Chorro en sentido contrario. Las más recientes ideas sobre la circulación atmosférica han confirmado a la corriente del Jet-Stream como el verdadero motor de la din dinámica ámica atmosférica. Se abandona la célula polar y se admite la existencia de una corriente o

 

 

turbulenta, que coincide presenciaOeste en lasa altas de la troposfera de  movimientos de airecon deladirección Este,capas que aceleran su velocidad precisamente en las áreas donde el contraste térmico es más elevado (superficies térmicas denominadas frentes). Las ondulaciones de la corriente del jetStream permitirían conciliar dos hechos aparentemente contradictorios: la tonalidad de los flujos de viento y el trasvase de calor en sentido meridiano. Serían, precisamente, estas ondulaciones de la corriente del Chorro, las causantes de las altas presiones subtropicales y de las bajas presiones subsolares. Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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2.3.  Los

vientos locales.

La influencia de las irregularidades del terreno puede dar lugar a condiciones meteorológicas favorables a la existencia de vientos localizados en áreas reducidas:   Entre el mar y la tierra. Durante el día, el superior calentamiento de la superficie terrestre provoca diferencias de presión que originan una corriente de aire que sopla hacia la tierra en superficie, las brisas marinas, que refrescan el ambiente caluroso de las costas en verano, al ser portadoras de un aire cálido y húmedo. El viento invierte su sentido durante la noche, las brisas terrestres.   Valles y montañas. Las laderas de las montañas reciben la radiación de forma más directa, lo que provoca un descenso de presión, la diferencia con respecto al valle origina una corriente ascendente del valle hacia la montaña. Por la noche, las laderas se enfrían más rápidamente, invirtiéndos invirtiéndosee la dirección de la corriente, en este caso desde la montaña hacia el valle.   De drenaje o vientos catabáticos. Se producen por desplazamiento del aire frío por acción de la gravedad, desde regiones topográficamente más altas hacia otras de menor altitud.

 

un valle o ensuundensidad. altiplano durante un cierto tiempoEl valle puedeacumulado enfriarse,en aumentando Este aire puede encontrar salida a través de desfiladeros, alcanzando las áreas más bajas en forma de viento fuerte y frío. Estos vientos de drenaje se originan en muchas regiones montañosas del mundo y reciben nombre locales: mistral, bora, etc. Originados por barreras montañosas. El más conocido es el denominado foëhn o chinook. El ascenso forzado del viento al atravesar una montaña puede provocar su desecación. El aire a sotavento es, por tanto un aire cálido y seco.

3.  Masas de aire, frentes y perturbaciones. Las masas de aire. 3.1. Podemos definirlas, como un gran volumen de aire, cuyo contenido de humedad

 y gradiente térmico vertical son más o menos uniformes en una extensión de centenares de kilómetros. Además de su homogeneidad, la masa de aire es móvil y transformable en su desplazamiento. desplazamiento. Para que grandes extensiones de aire adquieran propiedades uniformes es preciso que hayan estado en contacto con una superficie térmica e higrométricamente higrométricamen te estable y homogénea. Son las zonas de altas presiones (en las altas y bajas latitudes) las principales regiones origen de las masas de aire. Y serán las latitudes medias las zonas de contacto de masas de aire de diferente naturaleza. El desplazamiento de las masas de aire puede llegar a modificar sensiblemente propiedades inicialesque del tienen aire: las propiedades iniciales.   Masaslas primarias. Son aquellas Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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Masas secundarias. Aquellas cuyas propiedades iniciales se han transformado en otras.

 

3.1.1. Principales tipos de masas de aire. La clasificación atiende, tanto a sus regiones de origen como a sus propiedades de temperatura y humedad. Al igual que los centros de acción a los que están asociados, modifican su situación de manera estacional, ascienden en latitud en verano y descienden en invierno.   Masas de aire tropical. Son subsidiarias de las altas presiones subtropicales: subtropicales:    Tropical Marítima (Tm), situada su origen inicial sobre los océanos. Se caracteriza por una elevada temperatura y humedad. Ej.: la masa de aire tropical marítima de las Azores, puede ascender a 50ºN en verano y descender a 30ºN en invierno. La posición de este anticiclón subtropical es fundamental para comprender el tiempo atmosférico en la Europa mediterránea. Su presencia va acompañada de buen tiempo y de una masa de aire cálido c álido y húmedo.   Tropical Continental (Tc), su origen inicial sobre los continentes. Suele ser seco y estable en invierno; en verano puede inestabilizarse si abandona los continentes. Ej.: el aire sahariano cuando cruza el o

o

Mediterráneo se aire cargatropical, de humedad. el ascenso brusco de sobre todo si contiene un alto grado de vapor de agua, puede causar lluvias torrenciales de enorme magnitud, es el fenómeno de las gotas frías.  

Masas de aire polar. Se forman sobre los 60º-70º de latitud. latitud.    Polar Continental (Pc), se origina sobre los continentes en invierno. Su o

baja temperatura y elevada sequedad explica que, a veces, puedan producirse inversiones térmicas en altura. a ltura. A pesar de su baja humedad, su reducida temperatura le condiciona para que con facilidad pueda alcanzar el punto de saturación durante la noche (nieblas nocturnas que se disipan durante el día).

o

 

 

Durante elterrestre, verano, producen las bajasel ascenso presiones,del originadas por su el calentamiento aire, originando inestabilidad. Polar Marítima (Pm), se originan en las altas latitudes oceánicas. Se caracterizan por su relativa alta humedad, que puede ser modificada por los continentes, sobre todo en el Hemisferio Sur.

Masas de aire ártico (Am, Ac) . Son producidas en contacto con el casquete

polar. Se caracterizan por su débil humedad y baja temperatura. temperatura. 

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3.2.  Los

frentes.

La existencia de masas de aire de características muy contrastadas hace a parecer superficies de separación entre ellas, denominadas frentes. La presencia de un frente es tanto más potente cuanto más grandes y vigorosos sean los contrastes entre las dos masas de aire. La mayor densidad del aire frío, explica que tienda a itroducirse en el cálido a modo de cuña, produciendo una superficie de contacto oblicua. La existencia de estas discontinuidades es fundamental para comprender la génesis y evolución del tiempo atmosférico en determinadas zonas geográficas, sobre todo en las latitudes medias, donde el contraste es mayor y los frentes quedan mejor delimitados. delimitados.   Frente polar. Es el que se produce en la separación del aire polar y tropical. Es quizás el de mayor personalidad y potencia. Sus desplazamientos estacionales (asociados a sus centros de acción) tienen lugar de forma paralela a los de la Corriente del Chorro, de manera que se aprecia que ambos, frente y JetStream, forman parte de una misma realidad.    Frente mediterráneo. Separa las masas de aire continental de carácter polar y tropical.    Frente ártico. Separa las masas de aire polar y ártico. Su acción es muy débil, debido a las escasas diferencias entre estas dos masas de aire.  3.3.  Las

perturbaciones.

El tiempo variable y nuboso con precipitaciones en forma de lluvia, nieve o granizo está estrechamente relacionado con las perturbaciones atmosféricas propias de cada lugar. La mayor parte de las perturbaciones están relacionadas con las bajas presiones o depresiones. Las perturbaciones del aire tienden a elevarse, enfriándose, inestabilizándose  y provocando mal tiempo y precipitaciones. Lo contrario acontece en los centros de altas presiones, donde el aire se calienta al descender, diluyendo la presencia de vapor de agua en la atmósfera y alejando a la masa de aire del punto de saturación.  

3.3.1.   Las perturbaciones de las latitudes extratropicales. Perturbaciones frontales 

El límite del frente, como superficie separadora de las masas de aire, es bastante recto en un 1 er momento, pero tiende a curvarse con facilidad, permitiendo que el aire cálido penetre en el interior del aire frío y viceversa. Aparecen dos discontinuidades: discontinuidades: 1.  Frente cálido (símbolos semicirculares negros), entre el aire caliente c aliente y el aire frío anterior. Aquí, el aire cálido es el protagonista, elevándose sobre la superficie de separación del frente. 2.  Frente frío (símbolos semicirculares negros), entre el aire cálido y el aire frío posterior. Aquí, el aire frío se introduce como una cuña en la masa de aire cálido, embistiéndola y elevándola. Estas elevaciones del aire cálido dará lugar a precipitaciones de carácter frontal. Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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Las perturbaciones frontales son fenómenos efímeros, que no duran más de 3-4 días y que rara vez alcanzan la semana de duración. El ciclo completo comprende: nacimiento, desarrollo y desaparición de la perturbación. Estos frentes, raramente se presenta aislados y sí en familias de 4 o 5 individuos, en estado de evolución escalonada.  

Depresiones extratropicales extratropicales de carácter no frontal    o 

o

Gota fría Tornado

3.3.1. Perturbaciones atmosf. de los trópicos: los huracanes

Su origen exacto tampoco es conocido, aunque se tienen que dar una serie de circunstancias imprescindibles imprescindibles para que el fenómeno pueda desencadenarse. Las altas temperaturas de la superficie del mar, superior a 27ºC, son de gran importancia para la formación de una borrasca inicial. El calentamiento del aire en contacto con el mar lo vuelve inestable, con tendencia a ascender y a girar en espiral creciente. La energía que se requiere para mantener estas altas velocidades, alrededor del centro de bajas presiones, es procurada por el calor latente de condensación (el agua se evapora y absorbe el calor del mar y luego lo devuelve cuando seque condensa). El huracán se comporta comolatente una gran máquina térmica, transforma el calortropical en trabajo (el calor de condensación en energía cinética del viento). Estas condiciones sólo se cumplen en océanos muy calientes, próximos al Ecuador (8º-15º), pero suficientemente alejados del mismo, para que la fuerza de Coriolis procure la deflación del viento y mantenga la estructura del huracán. Su formación y desarrollo pasa por diversas fases: 1.  El centro de bajas presiones progresa, para lo cual necesita que no exista una corriente de aire muy organizada que lo destruya. 2.  El huracán se desarrolla e intensifica, adquiriendo una estructura característica. a.  En el centro aparece el ojo del huracán, núcleo cálido (10º-18ºC de temperatura máselalta los alrededores) de y20-25 Km las de diámetro, donde aireque desciende desecándose disipando nubes de su interior. b.  Esta región es circundada por una cerrada muralla de nubes de desarrollo vertical, que pueden alcanzar la tropopausa, hasta una altura de 17 Km. La máxima velocidad del viento se encuentra en esta zona, alcanzando velocidades que pueden sobrepasar los 200 Km/h. c.  La parte exterior del huracán está formada por bandas de nubes es espiral, que se extienden en un diámetro de hasta 300 Km. d.  Y sobre estas últimas , una sombrilla de nubes de hielo (cirrus) que pueden alcanzar los 600-800 Km de diámetro. 3.  los se desde suelen su verlugar envueltos en corrientes de airefinal, máslos generales, quehuracanes lo trasladan de origen. En esta etapa Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

Tema 3. La presión y la humedad 

 

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huracanes desaparecen al sobrepasar un continente, por la ausencia de humedad que los alimente. Otras veces, al entrar en contacto con el aire más frío de las latitudes elevadas, se transforman, convirtiéndose en ciclones extratropicales de carácter frontal. El efecto destructor de los huracanes es terrible, sobre todo en las poblaciones costeras e insulares. El nivel del agua, por causa de la fuerte presión del viento, se eleva, penetrando tierra adentro y provocando grandes inundaciones. Estos fuerteefectos viento. negativos se ven incrementados por la gran cantidad de lluvias y el Figura V.35

4.  La humedad atmos atmosféri férica ca 4.1.  El

ciclo hidrológico del agua

El agua es el elemento más versátil de todos los que integran la atmósfera terrestre. Su facilidad para cambiar de estado origina el ciclo c iclo hidrológico, con tres fases fundamentales desde el punto de vista climático: evaporación-condensaciónprecipitación. Si la fuente de energía de la máquina terrestre es el Sol, el fluido de trabajo es el agua y la caldera de la alimentación el mar. El agua se evapora y pasa a formar parte de la atmósfera en estado de vapor. Para que el agua vuelva a la superficie terrestre (en estado líquido o sólido) debe condensarse, al alcanzar la saturación. El mecanismo principal que conduce a la saturación es el enfriamiento adiabático, que tiene lugar por el ascenso de una masa de aire. Las causas que originan este ascenso pueden ser de: tipo geográfico (aire en movimiento que se encuentra un obstáculo montañoso), de tipo convectivo (calentamiento terrestre), o de tipo ciclónico o frontal. Este movimiento ascensional del aire se ve favorecido o dificultado según sea el gradiente térmico vertical de la troposfera. Las minúsculas gotas condensadas en forma de nubes y nieblas pueden agruparse en gotas de mayor tamaño, cayendo por efecto de la gravedad en forma de lluvia, nieve o granizo. Lo que origina uno de los elementos climáticos de mayor interés: la precipitación. precipitación. Las moléculas de agua cambian de estado físico con suma facilidad. En orden ascendente el agua pasa del estado sólido al estado líquido mediante la fusión1  y del estado líquido al gaseoso por la evaporación. Estas dos transformaciones se producen mediante la absorción de calor. c alor. En sentido inverso, el paso de gas a líquido recibe el nombre de condensación  y el de líquido a sólido, solidificación o congelación. En estos dos cambios de estado se libera la energía calorífica acumulada en el proceso de cambio directo. o

o o

Calor latente de fusión. Es el calor necesario para cambiar de sólido a líquido. El agua utiliza 80 calorías para transformar un gramo de hielo al estado líquido. 1

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La transformación de sólido a gas, o de gas a sólido, sin pasar por el estado líquido, recibe el nombre de sublimación, y también se verifica mediante el aporte o la cesión de calor. Así, el agua de los océanos, mares e incluso las plantas, se evapora y pasa a la atmósfera, incrementando su humedad. El contenido de vapor de agua atmosférico depende de diversos factores entre los que, sin duda, la temperatura es el más importante. Cualquier Cualquier fenómeno que provoque el descenso de temperatura limita la capacidad del(formación aire de mantener estado de vapor su condensación de nubes)la yhumedad posteriorenprecipitación o caíday adetermina la superficie terrestre. La precipitación cae sobre los continentes y sobre los océanos, pero el balance es desigual en ambos. Así, en los continentes la precipitación supera a la evaporación, mientras que en los océanos la l a evaporación supera a la precipitación precipitación.. La versatilidad del agua para el cambio de estado facilita la labor de la atmósfera, a través del mecanismo de la evaporación-condensación-precipitación, en la redist r edistribución ribución del agua de la naturaleza. 4.2.  La

evaporación

El cambio de estado líquido-vapor necesita calor. Calor latente de

evaporación, es el calor necesario para cambiar del estado líquido al gaseoso. Si este fenómeno tiene lugar en toda la masa del líquido, se denomina ebullición. Si sólo se verifica parcialmente, recibe el nombre de evaporación, y tienen lugar a

cualquier temperatura. El calor latente de evaporación necesario para evaporar un gramo de agua varía con la temperatura, desde un valor de 600 calorías a 0ºC hasta 540 calorías a 100ºC, cuando tiene lugar la ebullición. Los factores que influyen son:   La temperatura es el principal factor que afecta a la evaporación, desempeñando un papel doblemente positivo:  Facilita la amplitud del movimiento molecular en el seno del líquido y las posibilidades de escape hacia la atmósfera. o

Permite quedelel punto aire pueda contener alejándose de saturación. saturación . un mayor porcentaje de humedad, La evaporización máxima tiene lugar en condiciones de fuerte insolación. La evaporización eleva la cantidad de vapor existente en la atmósfera formando una capa, cuyo contenido creciente en humedad limita las posibilidades del paso del líquido a vapor. Se alcanza así un estado de equilibrio. Otro factor que favorece la evaporación es la presencia de una corriente de aire que limpie la capa de humedad existente en la proximidad del líquido y la remplace por aire seco. De esta forma se puede evaporar de manera más continuada.  Hay un factor que lo hace de forma negativa, la presión atmosférica exterior, al obstaculizar el paso de las moléculas de vapor a la atmósfera libre o

 

 

disminuyendodisminución las posibilidades de se evaporación. ello, con  la altitud y la consiguiente de presión favorece laPor evaporación. Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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 

La evaporación depende de la presencia de una masa suficiente de agua que asegure la alimentación continua del vapor. 

4.3.  Condensación

y precipitación

El vapor de agua necesita un soporte material donde condensarse; habitualmente,, son las impurezas que el aire contiene las que facilitan la operación. habitualmente En otros casos, la condensación tiene lugar directamente sobre la superficie de objetos cuya temperatura esté por debajo del punto de rocío. Algunas partículas de agua condensadas son tan pequeñas que permanecen flotando en el aire formando las nubes, mientras que otras de mayor entidad precipitan en forma de lluvia, nieve o granizo. 4.3.1.   Los

mecanismos de saturación

Las circunstancias favorables que provocan que el aire alcance el punto de saturación son:   El enfriamiento por contacto. Esto sucede cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre una superficie fría. Durante el invierno, las masas de aire oceánico, más calidas y cargadas de humedad, sobre todo durante la noche, en contacto con la superficie terrestre más fría, se enfrían por debajo del punto de rocío, dando origen a nieblas por condensación condensación de vapor de agua.  Esto mismo sucede en verano sobre la superficie fría del mar, cuando una masa de aire cálido, procedente de la tierra, se pone en contacto con el agua. Este principio general es conocido en física como el de la pared fría.   La mezcla de masas de aire no saturadas a distintas temperaturas . Es quizás el mecanismo más inusual para llegar a la saturación. Las masas de aire de diferentes características térmicas e higrométricas poseen densidades distintas, por lo que no suele se frecuente su mezcla.  Por el contrario, su separación, formando un frente, provoca otro tipo de condensación y precipitación: enfriamiento por ascendencia de tipo dinámico.   El enfriamiento por ascendencia. Constituye, con mucho, el mecanismo más eficaz. Al producirse en amplios volúmenes de aire, este mecanismo es el responsable de las fuertes condensaciones abundantes a bundantes precipitaciones.  Las causas de más la ascensión del aire pueden yser de origen:precipitaciones.   Convectivo o Térmico. Cuando el aire es calentado en la base y tiene tendencia a subir.   Dinámico. Cuando en las depresiones de carácter dinámico, el aire se ve obligado a ascender por convergencia c onvergencia..   Orográfico. Cuando el aire se eleva por irregularidades del relieve. Si la ascendencia en altura tiene lugar rápidamente, sin intercambio de calor con el exterior (adiabático) –situación que se aproxima bastante a la realidad- el aire disminuye aproximadamente su temperatura en 1ºC por cada 100 m de desnivel. Es el llamado enfriamiento adiabático seco. Cuando alcanza punto de saturación, se produce la condensación liberación de se calor, por loel que la necesidad de calor se reduce a la mitad, por porylola Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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que será únicamente de 0,5ºC por cada 100 m de desnivel. Es el llamado enfriamiento adiabático húmedo. 4.3.2.   Los tipos de ascendencias 1.  Ascensión convectiva o térmica. Cuando el aire es calentado por el suelo,

pierde densidad y presión y se ve obligado a subir. Su origen es fundamentalmente térmico. Es muy frecuente en las regiones tropicales y ecuatoriales, aunque también en muy familiar en las latitudes medias, en las tormentas de verano. 2.  Ascensión orográfica. El aire en movimiento se encuentra a su paso con algún obstáculo montañoso y asciende por la llamada vertiente de barlovento, descendiendo por la de sotavento, originando el denominado efecto Foëhn. El aire al ascender por la ladera de barlovento se va enfriando, lo que provoca la condensación y precipitación del vapor de agua atmosférico. Al bajar por sotavento el aire ha perdido parte de la humedad, por lo que baja más seco y algo más cálido. 3.  Ascensión dinámica. Tienen origen en las perturbaciones frontales o ciclónicas. El avance de los frentes cálido y frío provoca una elevación del aire que puede tener como consecuencia la saturación y posterior condensación del vapor de agua atmosférico. La pendiente del frente frío es bastante superior (10-100 por 1.000) a la del frente cálido (1-10 por 1.000), lo que se deja sentir en el tipo de nubes y de precipitación que se producen.

La brusca elevación del aire caliente, por acción del frente frío, provoca en general lluvias abundantes, que contrastan con las de menor intensidad consecuente al paso del frente cálido. Así, en el paso de una perturbación frontal hay una sucesión de diferentes tiempos atmosféricos. La perturbación comienza con lluvias suaves y moderadas, correspondientes al frente cálido, mejora sensiblemente con la llegada del aire cálido y termina con una gran inestabilidad atmosférica provocada por el frente frío, acompañada de fuertes lluvias, granizo o nieve, según la estación del año. Los obstáculos orográficos incrementan los efectos desestabilizadores. desestabilizadores. Inestabilidad . Siempre temperatura del airey ascendente sea más elevada queatmosférica la del aire que le rodea,que su ladensidad será inferior la Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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tendencia será a continuar elevándose. Estabilidad atmosférica. Cuando el aire ascendente alcanza una temperatura inferior a la de las capas de aire estacionario, su densidad será superior y el movimiento ascendente se detendrá. La situación de estabilidad/inestabilidad depende, tanto de las características del aire estático (medidas por su gradiente), como del aire ascendente. Así, un gradiente estático reducido permitirá que el aire en movimiento de elevación se ocurrirá iguale pronto la temperatura atmósfera, estabilizándose. Lo contrario con un gradiente estáticodemuyla pronunciado (grandes variaciones térmicas con la altura). Por su parte, a igualdad del gradiente estático, la inestabilidad atmosférica será más manifiesta cuanto mayor sea la humedad del aire ascendente. Si el desplazamiento vertical del aire está causado por la presencia de un obstáculo orográfico, el movimiento ascencional se mantendrá hasta alcanzar la cumbre de la montaña. Una vez allí, la elevación continuará o no, dependiendo de la estabilidad o inestabilidad inestabilidad atmosférica. 4.3.3.   Condensación

y formación de nubes. Los mecanismos de

precipitación El vapor de agua, al alcanzar el estado de saturación puede condensar, dando lugar a la aparición de nieblas y nubes, mezcla o disolución de una masa de pequeñísimas gotitas gotitas de agua líquida l íquida o hielo en una masa de aire. Para la condensación es necesaria la presencia de partículas muy pequeñas, que actúan a modo de núcleos de condensación. Su tamaño no sobrepasa la décima de micra (0,1 µ = 0,0001 mm) y su procedencia es muy variada (cenizas volcánicas, pólenes, partículas higroscópicas de sal marina, …). La presencia de iones (átomos

cargados eléctricamente) acelera el proceso de condensación, algunos elementos procedentes de la contaminación industrial poseen un poder de atracción muy superior. Estas circunstancias explican que en determinadas zonas industriales y urbanas la abundancia de polvo y sustancias de desecho aceleran la condensación y la formación de nieblas. El proceso de por formación condensada está aún explicareenincremento detalle. del tamaño de las gotas de agua 4.3.3.1.  Los tipos de nubes

Tanto en la forma como en la transparencia de las nubes nos indican su génesis o formación.   Nubes cumuliformes. Se forman cuando el aire es inestable, la ascensión del mismo va conformando la nube, dibujando sus contornos.    Cúmulos. Son las nubes algodonosas de color blanco, aunque pueden ser grises en su base o en las partes expuestas a la sombra. En caso de buen tiempo suelen ser de pequeño p equeño tamaño.   Cúmulo-nimbos. Nubes tormentosas de gran tamaño, acompañadas de grandes precipitaciones y aparato eléctrico. Tienen una forma o

o

característica de yunque. alcanzar una altura de 5-6 Km, peroEnenlaslaslatitudes regionestempladas tropicales pueden la inestabilidad Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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 

posibilita su ascenso hasta la troposfera. La parte superior presenta un color blanco intenso, debido a los cristales de hielo que se forman. Nubes estratiformes. Se forman cuando el aire es estable, son nubes planas, de forma tabular, sin espesor, a las que denominamos estratos. Son más largas que gruesas y se subdividen según la altura a la que se encuentran. encuentran.    Entre 6.000-12.000 metros de altitud. Son los cirros. Son nubes de hielo, delgadas y transparentes. Permite el paso de la luz solar o lunar. o

o

 

   

Cirroestratos. Son como velos ligeros que producen un halo característico en el Sol y la Luna. Cirrocúmulos. Constituyen masas globulares muy apretadas a las que

popularmente se les conoce como cielo aborregado. Alturas intermedias (2.000-6.000 m)   Altoestratos. Se disponen a menudo en una capa que cubre la totalidad del cielo.   Altocúmulos. Aparecen formados por pequeños cúmulos que toman formas geométricas. Su presencia suele ser signo de condiciones atmosféricas benignas. benignas. Nubes bajas, por debajo de 2.000 de altitud. Más sombrías y cargadas de agua, que precipitan con mayor intensidad. o

o

 

o

o

 

 

Nimboestratos . Son de color grisyoscuro y tienen basedeirregular. Algunas veces cubren todo el cielo no pueden verse una los ejes l a nube. la

Muy asociadas a lluvia y nieve Extratocúmulos. Es una nube grande, oscura y de formas redondeadas. Suelen presentarse en grupo, alineadas o en ondas. No suelen aportar precipitación, y en ese caso sería en forma de llovizna.

en el caso de perturbaciones frontales, los distintos tipos de nubes desfilan con el paso de los frentes cálido y frío:   Cuando el sistema se la perturbación se aproxima, aparecen los cirros filamentosos,, los cirroestratos y los cirrocúmulos. filamentosos   A medida que la discontinuidad frontal se aproxima al suelo, comienzan a

   

verse nubes más como altoestratos y posteriormente nimboestratos, más bajas, sombríos, son los los que la lluvia comienza. Aunque conlos la débil inclinación del frente cálido, las precipitaciones precipitaciones son moderadas. El intervalo de aire cálido suele ir acompañado de altocúmulos, con una mejoría relativa del tiempo. La llegada del frente frío provoca gran inestabilidad y nubes de desarrollo vertical, como los cúmulo-nimbos y las precipitaciones son mayor violencia. violencia.

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4.3.3.2.  Las precipitaciones: la formación de lluvia, nieve o granizo

La precipitación aparece cuando en la nube se produce la condensación a gran escala. Si comparamos el tamaño de las minúsculas gotas que forman la nube (1025µ) con las de las gotas de lluvia (0,5-3 mm) podemos deducir que una gota al precipitar estaría formada por un millón de gotitas de la nube. El mecanismo productor de la lluvia aún sigue planteando grandes interrogantes. En el crecimiento de las gotas dos mecanismos parecen predominar sobre losCoalescencia demás: . Las gotas por acción de la gravedad, van descendiendo y colisionando y fusionándose con otras y así a sí van aumentando su tamaño.   Cristales de hielo. La existencia de cristales de hielo en una nube modificaría su estabilidad de manera muy sensible. La tendencia de los cristales a crecer, a costa de las partículas de agua, ocasionaría que en pocos minutos éstos alcanzaran el tamaño de varios centenares de micras. Los cristales podían a demás fusionarse entre sí, provocando por su precipitación. Los tipos de precipitación dependerían de las características de la ascendencia del aire y de la temperatura existente debajo de las nubes.  

 

 

Lluvia. más por común de precipitación. gotas recibe puedenelalcanzar hasta 7 Es mmladeforma diámetro, debajo de 0,5 mm de Las diámetro nombre de llovizna. 

El agua al atravesar una capa más fría se puede congelar y produce la denominada agua-nieve . Nieve. Cuando la temperatura de congelación está tan próxima al suelo que los conglomerados de cristales de hielo alcanzan la superficie terrestre antes de fundirse.  Granizo. Es una de las formas de precipitación característica de los cúmulonimbos. Las potentes corrientes ascensionales de los mismos arrastran las gotas de lluvia ll uvia hacia arriba, enfriándolas y solidificándolas solidificándolas.. Esta fuerza vertical permite mantener en suspensión las bolas de hielo, durante el tiempo necesario para incrementar su tamaño. de granizo por efecto gravitatorio escapa de la corriente de aireAly final, c ae a la bola cae superficie.  

Medidas de precipitación   Milimetro (mm). El suelo estaría cubierto de agua hasta tantos milímetros,

si no existiera correntías.   Litro/m2. equivaldría a 1 mm de agua recogido por cada metro cuadrado de superficie. 1 litro/m2 = 1 mm = 1 x 1.000 x 1.000 = 1.000.000 mm3 = 1 litro La medida siempre se hace con referencia r eferencia a un periodo de tiempo de recogida de la precipitación pr ecipitación (día, mes, año). La nieve se mide de la misma manera, indicando la altura alcanzada durante un periodo de tiempo determinado. 10 mm de nieve equivaldría a 1 mm de agua a gua líquida.

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5.  Distribución de precipitaciones en la superficie terrestre 5.1.  El reparto desigual sobre la superficie Isoyetas. Líneas que unen puntos que tienen el mismo promedio anual de

precipitaciones. Existen una serie de factores geográficos geográficos que determinan que en ciertas áreas se alcancen más o menos precipitaciones.   Factores que favorecen un volumen de precipita precipitación ción elevado:    Proximidad a los océanos cálidos, cuanto mayor es la evaporación, mayor será la precipitación. precipitación.   Factores que favorecen el enfriamiento adiabático:   Existencia de gradientes térmicos inestables a lo largo lar go del año.   Situación en un área afectada a fectada por perturbacion perturbaciones. es.   Orografía de un territorio.   Factores que influyen en que los promedios de precipitación sean bajos:    Lejanía a los centros suministradores suministradores de humedad.   Altas presiones subtropicales.   Presencia de gradientes térmicos estables a lo largo del año.   Situación alejada de la trayectoria de las tormentas.   Condiciones de sombra pluviométrica a sotavento de las montañas.   Bajas temperaturas del aire. Que aunque favorezca la saturación, la cantidad de vapor de agua que puede contener el aire es tan limitada que las precipitaciones no son muy abundantes.   Presencia de corrientes marinas frías. Crean desiertos costeros, ya que las masas de aire marítimo se recalientan re calientan al llegar a tierra, disminuyendo su humedad relativa. o

o

o

o

o

o

o

o

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 

Las áreas de máxima precipitación se caracterizan por presentar al menos dos de las cuatro condiciones citadas  

Zona próxima al Ecuador. Aparece una estrecha franja donde se

alcanzan altos valores pluviométricos, debido a la conjunción de   la cercanía a extensas masas de agua cálida,   la inestabilidad de las bajas presiones ecuatoriales y   la situación en zonas de tormentas   Cuenca del Amazonas, costa Norte de Brasil y las Guayanas, cuenca del Congo, Camerún (incrementada por lo orografía). or ografía).  

Latitudes medias. Es el lugar de enfriamiento de masas de aire de

características diferenciadas.   Muestra una predisposición a las precipitaciones de carácter frontal.   El flujo predominante de los vientos del Oeste incrementan las precipitaciones en la fachada occidentales de los continentes.   La orografía (montañas perpendiculares a la dirección dominante de los vientos) la favorecen   Costa Oeste de América del Norte, Sur de Chile, Nueva Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

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Zelanda   Europa. La dirección zonal de las cadenas montañosas favorecen que las masas húmedas penetre profundamente en el continente.  

Lluvias monzónicas de Asia subtropical. Debido probablemente a la

modificación de la circulación atmosférica general a lo largo del año como

consecuencia del Himalaya. En invierno, la Corriente del Chorro está situada al Sur del Himalaya, lo que determina que el Frente Polar ocupe una situación similar. La línea CIT está al Sur del Ecuador, por lo que los vientos alisios dominantes de procedencia continental producen sequía en la mayor parte de la India y Malasia. Durante el verano, la Corriente del Chorro asciende en mayor proporción de lo habitual, situándose al Norte del Himalaya, con lo que la línea CIT se sitúa muy al interior del continente, provocando que el aire cargado de humedad afluya hacia la línea CIT, lo que provoca lluvias muy abundantes en el SO de Asia.  

Áreas más atmosférica. secas. En gran medida son una consecuencia de condiciones de estabilidad  

 

Consecuencia, en general, de condiciones de estabilidad atmosférica: altas r ecalientan la atmósfera: atmósfera: presiones subtropicales que recalientan   Sahara continental , península de Arabia , a pesar de las bajas presiones térmicas del verano. Se acentúan por el efecto de corriente marinas frías:   Desierto de California , relacionada con la corriente fría de California. Se extiende sobre el Océano Pacífico subtropical en el hemisferio Norte.   Desierto de Atacama, relacionada con la corriente fría de Humboldt. 

Norte de , corriente fría de Canarias. Desierto subtropical de Namibia,del ccorriente orriente fríaÁfrica de Benguela. Interior de los continentes de las latitudes medias . La sequedad del aire, consecuencia de la lejanía del mar, se acentúa por la estabilidad atmosférica de las masas de aire en invierno. El relieve orográfico condiciona, como factor adicional, la ausencia de precipitaciones: pr ecipitaciones:   Norteamérica, desiertos y praderas a sotavento de las Rocosas. Rocosas.   Asia, el Himalaya impide la penetración de las lluvias monzónicas.   Centro de Australia. En este caso incrementada no por el relieve orografico, sino por la corriente fría australiana del oeste. Altas latitudes polares. La baja humedad absoluta del aire, la subsidencia debida a la circulación ciclónica y la estabilidad del aire actúan a lo largo de todo el año.  

 

 

 

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Tema 3. La presión y la humedad

 

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5.2.  Variaciones estacionales Histograma de frecuencias. Representación gráfica en forma de barras,

donde se muestra los valores medios de las precipitaciones para cada mes del año. Régimen de precipitación. Variación de la distribución de las precipitaciones mensuales a lo largo del año. Para ello, se toman los valores representativos de éstas, tomando períodos de tiempo no inferiores a treinta años. La tendencia de esta distribución depende del tipo de clima. cl ima. p recipitaciones más característicos característicos son: Los regímenes de precipitaciones   Zona intertropical intertropical. El reparto anual de las lluvias está ligado al paso del Sol por el cenit del lugar.    Ecuatorial. Aparecen marcados con nitidez dos periodos de sequía relativa (solsticios de verano e invierno), separados por dos periodos de lluvia (equinoccios de primavera y otoño).   Tropical. A una larga estación seca le sigue una única estación lluviosa, que coincide con el paso del sol por el cenit en dos momentos muy próximos entre sí.   Monzónico. Muy similar al Tropical, con grandes precipitaciones concentradas durante el verano.   Zonas extratropicales o de latitudes medias . En las latitudes medias, las o

o

o

variaciones se manifiestan manifiest an según la posición en la fachada oriental u estacionales occidental de las regiones costeras o endelellugar interior de los continentes.    Oceánico. Fachada occidental de Eurasia, con precipitaciones durante todo el año, aunque predominantes en invierno.   Continental. Precipitaciones principalmente durante el verano, debido a la superior inestabilidad atmosférica en esta época del año. Los contrastes estacionales de las precipitaciones son menos acentuados a excepción, quizás de   Mediterráneo. La sequedad estival asemeja su régimen pluviométrico al de las regiones subtropicales. o

o

o

Bloque 2 Elementos y Factores Climáticos

Tema 3. La presión y la humedad

 

Geografía General Física

Tema 5. LOS OCÉANOS

1.  Las aguas marinas

Atmósfera y océano guardan una estrecha relación en su franja de contacto, influenciándose ambos en sus características y en su dinámica, ejerciendo una directa influencia sobre los climas. 1.1.  Composición

de las aguas marinas

En el agua del mar se encuentran disueltas gran número de sales, representando el 3,5% del peso total del agua oceánica: cloruro sódico, cloruro magnésico, sulfato sódico, cloruro cálcico y cloruro clorur o potásico. Además de las sales, encontramos los gases atmosféricos disueltos en pequeñas cantidades: oxígeno, nitrógeno, anhídrido carbónico, argón, hidrógeno, ... Sobre la procedencia de los componentes de las aguas marinas, las teorías modernas se basan en las corrientes c orrientes de convección: convección:   la expansión del fondo oceánico provoca la aparición de aguas juveniles (aquellas que procedentes del manto nunca han estado en fase líquida),   además de los aportes de los sólidos en suspensión generados por los      

oceánicos erupciones submarinas subma  ydorsales de los aportes deylas laslasaguas continentales continen talesrinas -ríos- (Boyle,1670) e intercambios iónicos muy activos y complejos, no del todo conocidos.

Composición.  

 

Gases disueltos. Muy importantes para el desarrollo de la vida marina. A mayor temperatura y salinidad, menor oxígeno; por lo que menos desarrollo biológico. Salinidad.

1.2.  Propiedades  

 

de las aguas marinas

Densidad. Los líquidos van aumentando su densidad según baja su temperatura al líquida. punto deEl solidificación, es ley decirsolamente la fase sólida es máshasta pesadallegar que la agua sigue esta hasta alcanzar los 4ºC y a partir de ahí empieza a dilatarse progresivamente. Así Así el hielo alcanza una densidad inferior a la del agua, de modo que puede flotar sobre su superficie. Capacidad calorífica. El agua tiene un elevado calor específico, con respecto a la tierra, lo cual lleva consigo que se caliente y se enfríe más lentamente que ésta. Añadamos su transparencia  y movilidad, que hace que los rayos del Sol afecten a una capa más espesa (100-200 m, frente a los 20 m en la tierra) y que la temperatura se transmite por mezcla a mayor profundidad. Por todo, la temperatura de las aguas marinas es menos variable que la de la tierra. Conimportantísimo la suma de todo obtendremos un de conjunto que es considerado como un la Tierra depósito de calor

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 4. Los Océanos

 

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 

1.3.  Las

Albedo menor en la superficie marina.

masas de agua

Masa de agua: amplia porción de agua singularizada por su temperatura, salinidad y densidad. Las distintas masas oceánicas se van configurando como resultado de los intercambios mar-aire y por las mezclas que se producen entre aguas de distintas procedencias. Podemos diferenciar tres conjuntos de masas de agua:   Masas superficiales. De espesor reducido (300-400 m), reflejan la temperatura ambiental media de la latitud en que se encuent encuentran: ran:   Aguas ecuatoriales.   Aguas oceánicas centrales.   Aguas subárticas.   Aguas circunpolares.   Masas profundas. De gran espesor, sus aguas son más densas y frías. Su origen se encuentran en las latitudes más altas, de aguas más frías.   Masas intermedias. Hasta 1.500 m de profundidad. Se le denomina capa termoclina  y en ella la temperatura va descendiendo paulatinamente, paulatinamente, al tiempo que va aumentando su densidad.

2.  El movimiento de las aguas marinas Repercute en:   El clima. El movimiento del agua del mar, junto a la circulación general atmosférica, redistribuyen el calor y por lo tanto es el causante de las características y de la diversidad d iversidad de los climas costeros. Las corrientes cálidas suavizan las temperaturas costeras, y las frías, en latitudes templadas, contribuyen a acentuar la dureza del clima cl ima  y en las tropicales originan originan los desie desiertos rtos costeros.   La economía.   Riqueza pesquera. Las corrientes ascendentes que llevan agua fría de las profundidades son ricas en placton.   Transportes. En el pasado la dirección de las corrientes marcó las principales rutas del comercio.   Las costas, afectando a su morfología.   Explicación de diversos hechos históricos. o

o

2.1.  Movimientos

de equilibrio (movimientos verticales)

Tienden a equilibrar los contrastes de composición y temperatura de las aguas superficiales. Su causa está en la diferente densidad de las masas de agua (por su temperatura, temperatura, salinidad y presión atmosférica). Factores que dan lugar l ugar a los movimientos de equilibrio: equilibrio:

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 4. Los Océanos

 

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 

 

Contrastes de temperatura. Parece ser que la densidad está más relacionada con la temperatura que con la salinidad. Las masas de agua son menos densas cuanto mayor es su temperatura y más densa cuanto menor es ésta.  La salinidad. Presenta una variación menor a la de la temperatura en la superficie de los océanos.  La mayor o menor salinidad depende de:   La evaporación que se produzca sobre las aguas  formación del hielo, que produce una separación de la salmuera que La difunde se en el agua que hay debajo de la banquise. banquise.    El aporte de aguas dulces también provoca que las densidades sean más bajas en zonas de elevadas precipitaciones, aportes fluviales o deshielos.    Cuencas de dilución, los aportes fluviales o pluviométricos superan la evaporación.   Cuencas de concentración, la evaporación supera los aportes. El viento. Puede provocar modificaciones en la temperatura o en la salinidad de las aguas. Si las corrientes provocadas por el viento:    Convergen, la acumulación de agua en un punto p unto tiende a hundirse.    Divergen , provocan movimientos ascendentes de las aguas profundas.  

 

 

 

Es el mismocon caso que cuando las corrientes chocan(nieblas contraenlosla continentes, importantes repercusiones climáticas costa) y biológicas (zonas ricas en pesca).  Corrientes de turbidez. Las aguas turbias o lodosas (por desplome o corrimientos) se hunde debido a su mayor densidad.  Consecuencias:    El agua se hunde en:    Altas latitudes, donde se enfría las corrientes cálidas y se originan corrientes en profundidad debido a la mayor concentración de sales ocasionadas por la formación del hielo y a su menor temperatura. temperatura. o

o

Cinturón de altas presiones subtropicales, por su balance mayor concentración de sales, debidas al deficitario evaporación/precipitación.   Zonas de convergencia de vientos.   Zonas donde se encuentran masas oceánicas de distinta densid densidad. ad. Asciende:    Zonas de divergencia de vientos.   Zonas costeras, sobretodo en las occidentales de los continentes, donde los vientos se desvían de la costa.  

o

o

 

o

o

2.2.  Movimientos

de origen cósmico o gravitatorio (movimientos

horizontales) Corrientes de marea. Las mareasdel sonabombamiento consecuencia de la atracción que ejerce la Luna sobre la Tierra. La ampliación abomb amiento inicial está en relación con Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 4. Los Océanos

 

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la configuración física de las cuencas. La deformación elipsoidal que se forma en la superficie terrestre es el resultado de la aplicación de dos fuerzas, la fuerza centrífuga y la fuerza gravitatoria, y según sea el balance entre ambas así se pondrá de manifiesto la marea. Mareas vivas. Cuando el Sol, la Luna y la Tierra se encuentran en línea recta se alcanzan los máximos de marea. Mareas muertas. Cuando los tres astros se encuentran en cuadratura, las mareas se reducen al mínimo. Existen tres tipos de mareas:   Mareas diurnas. Poco común, constan de un solo ascenso (flujo) y descenso (reflujo) al día. Es típica del Golfo de México y algunos mares parcialmente cerrados.   Mareas semidiurnas. Con dos ciclos completos al día. Típica del Océano Atlántico.   Mareas mixtas. Tienen dos flujos al día, pero uno de ellos es tan bajo que el reflujo siguiente apenas muestre su descenso o que una de las mareas bajas sea bastante alta con lo que no se diferenciaría del flujo siguiente. Típicas del Índico o Pacífico. La amplitud de las mareas es variable, según las condiciones locales: pendientes de la plataforma continental, trazado de la orilla, bahías, ...; en general son sensibles a los contactos con su recipiente. Suelen ser máximas en los bordes de las cuencas y muy reducidas en las islas oceánicas o en mares cerrados.

2.3.  Movimientos  

eustáticos y tectónicos

Movimientos eustáticos. Movimientos ascendentes o descendentes del océano. Provocan cambios lentos pero continuos.   Variaciones de temperatura. El intenso frío hace que los glaciares o

retengan agua, haciendo que las el temperaturas. nivel del mar contrario ocurre cuando suben temperaturas . descienda. Lo   Cambios de tamaño y forma de las cuencas. Debido a los continuos flujos de depósitos en el fondo de los océanos.   Aportación de aguas juveniles. j uveniles. Tectónicos. De carácter espasmódico, provocan cambios de alcance local y/o temporal. o

o

 

2.4.  Movimientos

debidos o los vientos

La movilidad de las aguas superficiales se produce, por lo general, como consecuencia de la acción de los vientos, que se traduce en unos movimientos ondulatorios -olas y ondas marinas- y en unos movimientos horizontales -corrientes-.

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2.4.1   Olas

u ondas marinas

Son movimientos ondulatorios que se forman en lugares donde soplan fuertes vientos -olas-. Este movimiento ondulatorio -ondas- se puede propagar a gran distancia (miles de km). También puede haber olas sísmicas. Cuando la profundidad del fondo es menor a media longitud de onda, se produce el rompimiento de la ola.  

2.4.2.   Las

corrientes superficiales

Son corrientes de impulsión y están provocadas por la acción del viento, predominan en las latitudes bajas y medias. La dirección dominante de la circulación general de los vientos, a través de su acción continuada sobre la superficie oceánica, provoca la circulación de unas corrientes de agua en superficie. Por esto es por lo que, a nivel planetario, resultan muy parecidos los sistemas oceánicos y atmosféricos, aunque la circulación de las aguas es más lenta. Estas corrientes son como grandes ríos que se desplazan sobre la superficie del los océanos, diferenciándose de las aguas ccircundantes ircundantes por su temperatura –marcadamente más cálida o más fría-. En las latitudes medias, las corrientes que procedentes del Oeste chocan con los continentes provocan en su desviación hacia el Ecuador corrientes frías, mientras que las que se desvían hacia los Polos originan corrientes cálidas. Las corrientes experimentan modificaciones en función de la naturaleza del viento en cada momento, del lugar y de la fuerza que ejerce sobre las aguas. Hay dos tipos de circulaciones:   Las derivadas de corrientes medias. Son corrientes anchas, lentas y constantes.   Circulación sinóptica. Son variaciones diarias o mensual. Son estrechas, tortuosas y rápidas, al tiempo que muy volubles. No tienen contrapartida con la atmósfera.

 

2.4.3. Corrientes de descarga.

Otras corrientes son producidas por movimientos compensatorios de temperatura y densidad o por la diferencia del nivel de las aguas que determina el desagüe de una cuenca. Para comprender la trayectoria de las corrientes marinas hay que tener en cuenta diversos factores:   Vientos.   Rotación de la Tierra, a través de la Fuerza de Coriolis, provocando el desplazamiento de los giros circulatorios hacia el Oeste, provocando una intensificación de las corrientes en el lado occidental de las cuencas. Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 4. Los Océanos

 

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 

Presencia de barreras continentales, con notables repercusiones climáticas: desviación de corrientes cálidas hacia latitudes más frías hacen que se suavicen las temperaturas costeras, al contrario sucede con las frías.   Zona intertropical. Las costas occidentales de los continentes reciben las corrientes frías en los Trópicos, con lo que su temperatura es más fresca que en las orientales. o

o

o

2.5.  La

 

 

ZonaLatitudes templada,bajas, con una más variada: lassituación costas orientales de los continentes son más cálidas, formando desiertos costeros, que las occidentales.   Latitudes más altas, las costas orientales continentales son más templadas que las la s occidentales que son más frías. Zona polar, las costas occidentales de los continentes tienen temperaturas más suaves que las orientales.

 

circulación abisal Está configurada por corrientes de aguas muy frías, iniciadas por el descenso del agua fría en las regiones polares que al ser más densas se deslizan por debajo de las aguas menos frías y se van trasladando lentamente hacia el Ecuador, formando una corriente profunda general de aguas frías. Esta circulación debida al efecto de rotación de la Tierra, se realiza a lo largo de las costas occidentales de las cuencas oceánicas.

3.  La atmósfera y el océano

La atmósfera gobierna la circulación general oceánica e influye en gran medida sobre las propiedades del agua del mar, mientras que, a su vez, la atmósfera toma del océano una parte de su energía y de su constitución (temperatura, humedad, sales)

3.1.  Influencia      



 

de la atmósfera sobre e! océano

Movimiento de las aguas superficiales: Formación de olas y corrientes. Densidad de las aguas, a través de los procesos de precipitación y evaporización. Temperatura   Enfriamiento superficial superficial de las l as aguas, a través del proceso de evaporización.   Calentamiento, las condiciones atmosféricas determinan cuánto y dónde cubrirán las nubes e impidiendo su calentamiento. calentamiento.

Presión. Las y bajas atmosféricas implican un aumento o descenso de altas la presión de presiones las aguas. atmosféricas

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Tema 4. Los Océanos

 

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3.2.  Influencia

del océano sobre la atmósfera

Según la humedad, calor y sales que aporta a las masas de d e aire. Transferencia de calor. El océano repercute más en la temperatura atmosférica, que ésta en el océano. Así, por término medio, el mar está:   más caliente en el Ecuador (0,4ºC),   en los Trópicos a 10º latitud está menos caliente (1,2ºC)    y a partir de 40º latitud, latitud, su temperatura es superior a la del aire (50ºlat = 2ºC).

Masas continentales. La distribución de las tierras cambia totalmente la configuración de las masas atmosféricas y la movilidad de éstas y de las aguas oceánicas.   Su distinto comportamiento con respecto a la insolación repercute notablemente sobre la circulación atmosférica.   Los vientos que llevan las aguas contra el continente, al chocar contra él tienden a divergir en sentido Norte y Sur, provocando una desviación de las aguas hacia distintas latitudes en superficie y unos movimientos en la vertical. 3.3.  La

participación de las masas continentales en la relación atmósfera-océano

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Tema 5. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA I CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS LOS CLIMAS AZONALES

1.  El clima y su clasificación 1.1.  Conceptos

de tiempo y clima

Tiempo atmosférico. Conjunto de las variables meteorológicas (temperatura, presión, viento, humedad, precipitación) que caracterizan el estado de la atmósfera en contacto con un lugar determinado del globo, en un instante preciso, es decir, durante un periodo muy corto de tiempo.

Tipos de tiempo. La repetición de determinadas combinaciones de elementos del tiempo, aunque varían, a lo largo del tiempo. Clima. Sucesión de tiempos atmosféricos más o menos diferentes a lo largo de al menos 30 años. Los valores medios terminan reflejando situaciones atmosféricas que aparecen con una cierta regularidad. El estudio del clima puede realizarse desde dos orientaciones metodológicas diferenciadas:   Climatología estática. Se limita a la descripción, mediante mapas y gráficos, de los elementos del clima en un espacio determinado, medidos por sus valores medios.    Climatología dinámica. Utiliza una metodología sintética y se dirige al estudio de los mecanismos atmosféricos que explican su distribución espacial y temporal. De esta manera, la temperatura, humedad, presión, etc, son el resultado y manifestación de una sucesión de fenómenos concatenados.    Lacombinación diversidaddedelosclasificaciones climáticas 1.2.La diversos elementos climáticos da lugar a una gran

variedad de climas. Para poder estudiarlos, se han elaborado una gran diversidad de clasificaciones climáticas, que en general se resume en dos grandes grupos según el procedimiento proc edimiento seguido:   Fisionómicas. Combinan parámetros climáticos, obedecen a criterios biogeográficos u optan por un enfoque de síntesis geográfica:   Clasificaciones climáticas: Thornthwai Thornthwaite, te, Bagnouls-Gausse Bagnouls-Gaussen, n, W. Köppen .   Ecológicas: Papadakis , cuyo sistema es empleado para diferenciar las regiones agroclimáticas en el “Mapa de Cultivos y o

o

Aprovechamientos de las provincias de España”, del Ministerio de

Agricultura.deBasado en datosecológicos termopluviométricos básicos y con referencia los requisitos de las plantas cultivadas Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

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o

 

representativas (avena, maíz, arroz…).  Geográficas. Enmmanuel de Martonne y actualizado por Viers . Se

identifica un clima en el territorio donde posee carácter prototípico designándolo con el nombre de ese territorio y extendiendo, por analogía, la denominación a espacios de rasgos climáticos similares. Ej.: variedades del clima mediterráneo: “clima portugués”, “clima heleno” y “clima californiano”.   

Genéticas. Parten del análisis de la interacción entre hechos básicos de la circulación atmosférica general y factores geográficos a gran escala. Se

basan en las causas que originan los distintos climas, es decir, las que toman como referencia las masas de aire que organizan la Circulación General Atmosférica. A este sistema se le llama explicativo, por dar una explicación del clima. Un ejemplo es la de H. Flohn1, que sostiene que para que una clasificación sea satisfactoria debe tener en cuenta las causas del clima; otras: Hettner, Pettersen, Alison.

1.2.1   La

clasificación climática según su finalidad

Dependiendo de la finalidad se deberán destacar unos u otros aspectos. Por ejemplo:  

Clasificaciones con fines turísticos se deberá resaltar los días de sol, de precipitación y las temperaturas.

 

Clasificaciones con fin hidrológico, el volumen de las máximas

precipitaciones;

 

Clasificaciones para la agricultura tendrá importancia la relación entre

evaporación y cantidad de precipitación, por lo que deberá tomarse como base la evapotranspiración potencial, que nos da una idea de las

La clasificación climática que Hermann Flohn propone en 1950 es una de las pocas que tiene una componente genética, genética, es decir decir,, se fundamen fundamenta ta en los movimientos de la atmósfera, en lugar de en el estado medio de temper temperaturas aturas y precipitaciones precipitaciones.. Las caracter características ísticas de los climas dependen de los grandes cinturones de viento del planeta y en e n las precipitaciones. Estos cinturones cambian su posición a lo largo del año debido debi do al balanceo estacional. Así, divide los climas en dos tipos: A.  Climas homogéneos, aquellos en los que todo el año están dentro de un mismo sistema de vientos B. Climas heterogéneos, aquellos que están sometidos a las variaciones del sistema de vientos. Flohn distingue siete zonas climáticas: 1.  Zona ecuatorial de vientos del oeste. Siempre húmeda precipitación recipitación en ver verano ano 2.  Zona tropical de vientos alisios en verano. Con p 3.  Zona subtropical seca de vientos alisios o cinturón de altas presiones tropicales. Seco todo el año 4.  Zona subtropical de lluvias invernales. Con precipitación en invierno 5.  Zona templada de los vientos del oeste a lo largo de todo el año. Con precipitac precipitación ión moderadaa repartida durante de todo el año moderad 6.  Zona subpolar de vientos del este en verano. Con precipitaci precipitación ón importante a lo largo del año a.  Zona subpolar continental. Con lluvia en verano y nieve temprana en invierno 7.  Zona polar de vientos del este. Con precipitación débil todo el año

1

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

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condiciones de humedad de un medio. Clasificación de Thornthwaite, utilizada con fines agroclimáticos y se basa en los resultados de un balance hídrico del suelo y utiliza índices anuales de la evapotranspiración potencial, la precipitación media, el déficit de agua y el exceso de agua. La evapotranspiración es la pérdida de humedad provocada por la evaporación directa del suelo y por la transpiración de las plantas. La evapotranspiración real hace referencia a la pérdida de agua que se produce del suelo.realmente y que disminuye a medida que se reduce la humedad La evapotranspiración potencial es la pérdida del agua que podría producirse en relación con el total de energía disponible, en determinadas condiciones.   Clasificaciones biogeográficas biogeográficas. Elaboradas por botánicos, seleccionan sus

   

 

variables en función de las condiciones favorables para algunas plantas, clasificando los climas con denominaciones como: “clima del baobab”, “clima del olivo”, …  Clasificaciones climáticas. Utilizan variables y términos meteorológicos: frío, calor, lluvia, sequía. Clasificaciones geográficas. Relacionan los elementos climáticos con todos los elementos naturales del paisaje: vegetación, suelos, relieves… y dan a sus climas nombres vinculados a regiones geográficas como: “clima bretón”, “clima portugués”… portugués”…  Clasificaciones morfoclimáticas. Utilizan parámetros bioclimáticos y

aspectos morfológicos para establecer diferentes dominios morfoclimáticos, diferenciando: dominio glaciar, periglaciar, semiárido, árido, templado-húmedo, continental, tropical de sabana y tropical de selva. La mayoría de los mapas climáticos obedecen a dos variables fundamentales: la temperatura  y la precipitación. 1.2.2   La

clasificación climática según la escala de estudio

El grado de precisión de una clasificación depende de la escala. Una clasificación que considere todo el planeta no tendrá en cuenta materias y cuestiones de detalle, resaltando los rasgos r asgos generales. Sin embargo, otra centrada a nivel más reducido (por ejemplo, provincial), resaltará las cuestiones de detalle. En una clasificación climática general, se valora enormemente su flexibilidad o capacidad de adaptación a espacios más reducidos. Por ello, la bondad de una clasificación radica en que, al tiempo que reviste carácter global y define con precisión, no requiera excesivas subdivisiones para identificar adecuadamente áreas climáticas de distinta escala. En climatología, la noción de escala implica la jerarquía de una serie de espacios, que básicamente son: zona climática, región climática, clima local y microclima.  

Escala zonal o macroclimática. Se pueden diferenciar tres zonas climáticas:

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

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Climas intertropicales o cálidos. Temperatura media del mes más frío en torno a 18ºC, lo que implica ausencia ausencia de invierno.   Climas templados o de latitudes medias.   Climas polares o fríos. Temperatura media del mes más calido inferior a 10ºC, lo que implica ausencia de verano y, por tanto, desaparición de árboles. El interés de esta escala es limitado, por la abstracción de

 

o

o

o

resultados que exigen y porque un estudio global es poco significativo. significativo.

 

Escala regional o mesoclimática. Analiza las diferencias climáticas de

cada una de las zonas, quedando configuradas las regiones climáticas por los climas intrazonales. A esta escala entran en juego diversos factores geográficos: contrastes tierra-mar, relieve, posición más o menos protegida, circulaciones celulares propias por condiciones geográficas…  Para establecer diferenciación climática a esta escala, Péguy utilizó los husos climáticos meridianos, que permite establecer diferencias entre las fachadas occidentales y orientales; entre los climas costeros y continentales.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

 

 

 

   

Escala de provincia climática. Analiza espacios insertos en una región

climática, donde el medio físico impone unas particulares condiciones en los elementos del clima, que lo individualizan, aunque estén insertos en los rasgos generales de la región. Viers, distingue dentro de la región climática mediterránea: el clima portugués, heleno y californiano. Escala local o de topoclimas. Afecta a extensiones de sólo algunos Km2 y que están afectadas por unas condiciones geográficas precisas, como, por ejemplo, la configuración y orientación de d e un valle. Escala microclimática. En el seno de un clima local pueden yuxtaponerse multitud de microclimas, que afectan a una pequeña extensión, resultado de; actividad urbana, cultivos, infraestructuras…   Piso climático. Concepto que se utiliza para resaltar la influencia de la altitud en las condiciones climáticas. Escala temporal. Reconstruye las características atmosféricas del pasado:   Paleoclimático o geológico   Secular   Reciente o

o

o

La clasificación climática según el método de clasificación

1.2.3  

Se diferencian las clasificaciones racionales y empíricas.   Racionales emplean valores numéricos que demuestran físicamente variaciones del clima, aunque hay pocos valores de este tipo.   Empíricas no pueden realizar demostraciones físicas, pero utilizan valores de delimitación estadísticos. Los límites se establecen por combinaciones aritméticas de los elementos climáticos, biológicos, etc. Con este método se estableció el límite de 10ºC para el mes más cálido, que se identifica, más o menos, con el límite de crecimiento de los l os árboles. 1.2.4  

La clasificación climática según la disponibilidad de

datos

Cuando se trata de hacer una clasificación a escala mundial hay grandes diferencias de unos países a otros en cuanto a información climatológica. climatológica.  



1.2.5   La clasificación Clasificaciones zonales 

climática según la escala

Son las que abarcan mayor ma yor ámbito de estudio, y se basan en:   Características térmicas (insolación): se llega a una diferenciación en tres zonas climáticas: climas cálidos, templados y fríos, que se establece en función de la ausencia de verano (desaparición de árboles) en los climas fríos, y de la ausencia de invierno (no se producen heladas) en los climas cálidos.    Circulación general atmosférica: se diferencian tres grupos climáticos 

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

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fundamentales: climas intertropicales, climas de latitudes medias y climas polares.  



Clasificaciones intrazonales 

A una escala más pequeña se analizan las diferencias climáticas de cada zona, que delimitan unas regiones climáticas. Entran en juego un mayor número de factores geográficos, como los contrastes tierra-mar, la continentalidad, el relieve  ygeográficas. la existencia existenci a deellos circulaciones celulares determinadas por las condiciones Todos dan lugar a un mayor número de clasificaciones. Se ha intentado establecer una clasificación a través de una estructura en cuadrícula, que permitiría establecer diferenciación de climas costeros (más lluviosos) y continentales (más secos), considerando la latitud. El problema surge con los climas áridos, que presentan disposiciones diagonales, así como la diversidad dada por el relieve y las costas.  



Clasificaciones locales 

Se reduce más el ámbito de estudio, llegando a algunos km 2, afectados por factores geográficos más precisos, que matizan la circulación regional, dando lugar a una circulación local y a unas condiciones específicas. A partir de este nivel,a través las clasificaciones climáticas presentan menos problemas, pudiendo definirse de datos da tos numéricos.  



Clasificaciones micro climáticas 

Corresponden a la división climática más pormenorizada, y afecta a una pequeña extensión y a una capa atmosférica de algunas decenas de metros. Las características climáticas concretas son el resultado de unas condiciones muy particulares de la circulación a ras de suelo, o de la influencia de factores como una formación vegetal o la actividad urbana. 1.3. 

Variables de referencia en las principales clasificaciones

climáticas Son muchas las clasificaciones que toman como base los elementos

determinantes del tiempo, como la temperatura, la presión, los vientos y las precipitaciones, en algunos casos individualmente y en otros combinados, lo que da lugar a unas clasificaciones más completas y precisas. pr ecisas. Los datos deben resaltar las variaciones a lo largo del año, y no los valores medios o totales anuales. 1.3.1.  Las

temperaturas

En los climas zonales determinan diferencias en latitud. Se han establecido clasificaciones relacionando la temperatura media del mes más frío con la del mes más cálido, que da lugar a 14 tipos de clima en función de su oscilación térmica media anual, sin mayor precisión. Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

1.3.2.  Las

precipitaciones

Otras clasificaciones toman como base sólo la cantidad precipitada, pero también tienen imprecisiones, puesto que las repercusiones hídricas de un clima no importan tanto como la proporción de agua precipitada que permanece en el suelo, que depende de la temperatura del aire, la cual ocasionará mayor o menor evaporación. Una de estas clasificaciones es la de Blair , con 5 tipos de clima en función del total precipitado. El problema es que pueden quedar bajo la misma clasificación los desiertos cálidos y las zonas áridas, ya que el resultado de una precipitación escasa varía con la temperatura. temp eratura. 1.3.3.  La

relación temperatura/precipitación

Es un método de clasificación sencillo, pero de gran precisión. Es el más utilizado y se adapta bien al nivel regional por la uniformidad de los datos. Se han realizado gran cantidad de índices para relacionar temperatura y precipitación, denominados índices de aridez, que nos darán diferentes climas. Para diferenciar los límites entre estos climas se usan las modificaciones en la vegetación. o

Índice de Lang

Se calcula como el cociente entre la precipitación media anual (en mm) y la temperatura media anual (en °C). Su aplicación debe limitarse al área de lluvias mediterráneas y a las zona térmicas de los países subtropicales, templados cálidos y templados húmedos.  L

 P    t

 

L= Precipitación media anual en mm t = temperatura media anual en ºC

El resultado se ajusta la siguiente escala: L < 40 L   160 40 L > 160 o

 árido   húmedo   superhúmedo

Índice de Gaussen (xerotérmico) (xerotérmico)

Se basa en el número de días biológicamente secos (precipitación inferior al doble de la temperatura media), lo que permite trazar un gráfico donde se representan las curvas de temperatura y precipitaciones (a mitad de escala). Pmm = 2Tª

Cuando las dos curvas se cruzan, quedando por encima la de las temperaturas, el área entre ambas indica el período y el grado de Si lasseco precipitaciones sonaridez. elevadas, el valor de su eje Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

7

 

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suele establecerse en 4 veces el de las temperaturas. Pmm = 4 Tª o

 

Martonne

El índice de aridez se expresa a nivel del balance anual, relacionado con la temperatura media anual.  I



 P t

P = Precipitación total anual en mm t = Temperatura media anual en ºC

 10

La escala resultante r esultante queda así: I 20  clima húmedo o

 

Índice de Birot i

nP

 

t  

i= índice mensual n= nº de días d ías de precipitaciones al mes p= precipitación mensual en mm t= temperatura media mensual en ºC i > 10  Clima seco i > 20  Clima húmedo o

Índice de Thornthwaite Th ornthwaite

Entre los índices propuestos por Thornthwaite está la fórmula para calcular la evapotranspiración evapotranspiración potencial:  t    E  1.6 10    l   a

 

t = la temperatura media mensual m ensual l = el índice mensual de calor a = constante para cada estación

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

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o

 

Índice de necesidad de agua de Köppen/Patton

E = 20t + 490 – 7PPW E = necesidad de agua T = temperatura media mensual en ºC PPW = % de la precipitación pr ecipitación en mm que cae durante los 6 meses de invierno (octubre-marzo  H. Norte / abril-septiembre abril-septiembre  H. Sur) E > precipitación  BS (Estepa) E < 2precipitación  BK (Desierto) 1.3.4.  El

viento

Se utiliza para el estudio en climas muy pormenorizados, donde se tiende a analizar su influencia sobre el hombre. Se han elaborado clasificaciones climáticas relacionadas con los distintos elementos del clima con fenómenos biológicos, y generalmente reciben el nombre de índices de confort. En el caso del viento, que tiene gran capacidad de refrigeración, se han establecido algunos índices de confort: o

 

Índice de Siple

Relaciona viento y temperatura, que marcan límites de carácter relajante, hipotónico e hipertónico para el hombre. o

 

Índice de Taylor

Relaciona temperatura y precipitaciones, estableciendo unos límites a partir de los que se consideran situaciones de calor o frío excesivos, y de aridez o humedad extremas. 1.4.  Representaciones o

 

gráficas del clima

Climodiagrama

Es la representación de los valores de temperatura y precipitación por medio de un sistema de coordenadas, relacionándose ambos elementos climáticos para un periodo determinado d eterminado de tiempo, normalmente un año.   En el eje de abscisas se disponen los meses del año   El eje de ordenadas se desdobla:   Temperaturas en º C, en el izquierdo. Se representa como una curva.   Precipitaciones en mm, en el derecho. Habitualmente con el doble valor, para visualmente obtener el índice de Gaussen. Para los climas tropicales se establece el índice de P. Birot con el cuádruple de las temperaturas. Se representa mediante barras. Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

o

 

Curvas ombrotérmicas

La representación es igual que en el climodiagrama, pero utilizando curvas para la representación, tanto de las temperaturas, como de las precipitaciones. o

 

Climogramas

Se relacionan los valores de temperatura y precipitación mediante un solo eje de ordenadas, quedando la componente temporal implícita dentro de la propia representación.   En el eje de abscisas se disponen los valores de precipitación. precipitación.   En el eje de ordenadas se disponen los valores de temperatu temperatura. ra.  

 

 

Cuando el polígono resultante es bastante equilibrado en la horizontal y en la vertical, estamos en presencia de un clima oceánico, en el que las oscilaciones de temperatura y precipitación a lo largo del año son moderadas. Cuando es una banda estrecha y alargada en el sentido de las temperaturas, con una cierta inclinación a la diagonal, nos encontramos ante un clima de acusadas características continentales. Cuando el polígono resultante es una banda estrecha y alargada en sentido lasmonzones. precipitaciones, estamos ante un clima con un régimen paralelo tropical oa de

o

 

Climograma de confort de Taylor

Sobre un climograma se marca un rectángulo delimitado por:   Temperaturas, entre 5ºC y 20ºC   Precipitaciones, entre 35 mm y 150 mm Todo lo que quede por fuera del rectángulo es desagradable desagradable para el ser humano.

2.  La diversidad climática. Clasificación de Köppen W. Köppen, botánico y biólogo alemán, en que 1989 sistema de clasificación climática, posteriormente revisadadescribió y ampliada, estásubasada en los elementos climáticos de temperatura y precipitación, pero para definir los límites entre los distintos climas se apoyó en la distribución de la vegetación. de esta forma, creó cinco grupos principales de climas que corresponden a las cinco principales coberturas vegetales del mundo: bosque ecuatorial, sabana-estepa, desierto, bosques frondosos o de coníferas, y tundra. Así pues, se trata de una clasificación empírica, sin tener en cuenta las causas. La difusión alcanzada por esta clasificación se debe a ciertas ventajas:   Facilidad de obtener los datos climatológicos en todas las estaciones meteorológicas, pues utiliza valores medios mensuales o anuales de  

temperatura Diferenciacióny precipitación. de climas en un número reducido de categorías, pero

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

suficiente para la escala mundial. Hay adaptaciones para clasificar espacios más reducidos. r educidos.   Quedan bien reflejados otros criterios, como la evaporación, la vegetación natural y los suelos. La clasificación tiene distintos niveles que se van pormenorizando paulatinamente. El primer nivel es prácticamente zonal, denominándose los climas con letras mayúsculas, a las que sucesivamente sucesivamente se les va añadiendo una o dos letras l etras minúsculas, que matizan el tipo de clima. 2.1   Primer

nivel de clasificación: escala zonal (A, B, C, D, E)

El primer nivel de clasificación está constituido por cinco grupos climáticos básicos (A, B, C, D, E), que en general se corresponden con una distribución latitudinal desde el Ecuador hacia los polos, puesto que todos ellos se definan a partir de las temperatur temperaturas as medias, salvo el grupo B, que queda determinado por la relación evaporación/precipitación. evaporación/precipitación. Las características de cada grupo aparecen en el siguiente cuadro:

TIPO 

A 

CLIMA

Tropical

RASGOS

Carece de invierno

LÍMITE

LÍMITE DE

CLIMÁTICO 

VEGETACIÓN 

T media a 18°C todossuperior los meses

Desarrollocuyo de plantas tropicales límite es 18°C Seco Precipitación escasa La evaporación supera a Carece de árboles B  la precipitación anual Plantas xerófilas Plantas mesotérmicas C  Templado cálido Invierno moderado Mes más frío entre -3° y o mesotérmico 18 °C Los -3°C es el límite del d el permafrost Invierno frío Mes más frío con T Plantas microtérmicas. D  Templado de invierno inferior a -3°C. El mes La T de 10°C indica el riguroso o más cálido no supera los límite septentrional del microtérmico 10°C crecimiento de los árboles Polar Carece de verano Carece de árboles Mes más cálido con T E  inferior a 10°C

Para los climas de montaña se utilizan otras dos letras: G  y H (a más de 3,000 m de altitud). 2.2  

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, teniendo en cuenta su distribución estacional y su cantidad total anual. Con lo que se obtiene ya la relación entre temperatura y precipitación. precipitación.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

2.2.1.  División

de los grupos B-E

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 por frío (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 e, Patton utiliza una fórmula simplificada: e = 20t + 490 – 7 PPW

e : necesidad de agua t: temperatura media anual en ºC PPW: % Precipitación de los 6 meses de invierno

e eso superior Si con el usonosdeencontramos la fórmula obtenemos queseco a la sea precipitación total registrada, ante un clima árido. Según esa diferencia, se establece la subdivisión mediante una segunda letra minúscula: m inúscula:   S (estepa)   W (desierto)

El otro grupo en el que no crecen árboles es el clima E, al que se le conoce como clima de hielo. En este caso, la subdivisión se define por las letras mayúsculas:   T (tundra)   F (hielos perpetuos)   División de los grupos 2.2.2. La subdivisión se hace mediante las A-C-D letras minúsculas f , w  y s . En los climas tropicales hay una división más, la m. La definición de cada letra es la siguiente: 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 es superior a 2500 mm menos 25 veces la precipitación del mesdel másaño seco. Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

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 la evapotranspiración potencial, y por lo tanto, con respecto a las características de la población. Combinando los dos grupos de letras para la clasificación climática se obtienen 12 climas distintos.

2.3.3. 3er 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:   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 m enos 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 l a siguiente:   Cfa/Cwa: Clima templado húmedo   Cfb/Cfc: Clima marítimo de latitud media   Csa/ Csb: Csb: Clima mediterráneo m editerráneo   Dfa/Dfb/Dwa/Dwb: Clima húmedo continental   Dfc/Dfd/Dwc/Dwd : Clima subártico Hay otras letras que reflejan matices de temperatura. Así, Así, en los climas B se matizan:   h: clima caluroso y seco, con temperatura media anual superior superior a 18°C.   k: clima frío y seco, con c on temperatura media anual inferior a 18°C. En otros casos se puede añadir una cuarta letra:   i: régimen isotérmico, con débil oscilación térmica anual.   l: régimen templado, con temperaturas medias anuales entre 10 y 22°C.   n: nieblas frecuentes.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

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3.  Los climas azonales 3.1.  Los

climas secos (B)

La escasez de agua es el principal rasgo, el cual no sólo depende de las precipitaciones, si no también de las temperaturas. Ocupan 1/3 de la superficie terrestre y existen diferencias según las zonas donde se localicen.  

Características generales de los climas secos          

 

Precipitaciones escasas e irregulares  Humedad relativa inferior al 50 %, alcanzando incluso el 20%  Fuertes oscilaciones térmicas diarias  Fuerte evaporación, incrementada con vientos desecantes 

Causas de los climas secos  o

 

Zona tropical:  

      o

 

Altas Presiones subtropicales estables. Hay que destacar que, en estas zonas, las AP sólo permanecen todo el año a ño en las fachadas occidentales, mientras que en las orientales se desplazan en verano, dando lugar a los climas Alisiosmonzónicos. c ontinentales continentales Sombra pluviomét pl uviométrica: rica: desiertos de barrera Corrientes marinas frías en las fachadas occidentales

Zona templada:      

Continentalidad. Degradación de las masas de aire marítimo, que entran por las fachadas occidentales. occidentales. Sombra pluviomét pl uviométrica rica Mecanismos de la Circulación General General atmosférica. En invierno, el fuerte desarrollo de la AP canadiense y siberiana impide el paso de las depresiones oceánicas y aportan aire continental frío y seco, mientras que en verano, con el balanceo estacionario hacia el N, estos lugares se ven afectados masas deaunque aire tropical continental muy cálido, que produce fuerte por evaporación, caiga alguna precipitación. precipitación .

o

 

Zona templada:

Relacionada con los suelos permanentemente helados en superficie y con masas de aire seco, que sobre suelo helados se estabilizan manteniendo su baja temperatura. Por desnivel topográfico, pueden deslizarse por gravedad hacia los valles, originando fuertes vientos fríos.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

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 

Tipos de climas secos  



 

BS. Estepa    Semiárido   La evapotranspiración potencial supera a la precipitación pero no la dobla.   Límite climático cuantitativo cuantitativo e > Pmm  

Vegetación de herbácea, crecimiento árboles. insuficiente precipitación anual para el 

 

BW. Desierto    Árido   La evapotranspiración potencial dobla al total de precipitaciones.   Límite climático cuantitativo cuantitativo e > 2Pmm   Sólo planta adaptadas a la sequía



 

Subtropicales de altas presiones (BWh/BSh)  En los desiertos tropicales dominados por las AP se dan las características más representativas del desierto.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

               

 



 

 

Vegetación escasa Australia Sahara, Arabia,

 

Características

Temperaturas regulares y suaves Amplitud diaria modesta Variaciones estacionales de temperatura según latitud Aire saturado de humedad y nieblas frecuentes Vegetación bastante densa   Desierto de California, Norte de Chile, Costa occidental de Africa, Desierto Namibia

Zona templada (BWk/BSk) (entre 35º-50º latitud Norte)             



Temperaturas medias elevadas Temperaturas extremas acusadas Insolación del 90% Humedad relativa inferior al 50% Fuerte evaporación Escasas precipitaciones e irregulares. Muy breves y débiles

Subtropicales costeros (BWk) (15º-30º fachada occidental) occidental)             



Características

Características

Amplitudes medias más elevadas que en los otros Fuertes amplitudes diarias hasta 90ºC Inviernos fríos y prolongados Veranos tórridos Fuerte insolación   Interior América Norte; Asia Central Central

Rasgos biogeográficos: o

 

Vegetación:    

o

 

Suelos:    

o

 

Platas adaptadas a laPlantas sequedad y muy pobre,que matorral bajo Desiertos costeros: características viven de viven la humedad de las nieblas Secos, desérticos arenosos y litosoles l itosoles De tipo ferralítico y laterítico

Ríos:

Régimen intermitente Arreismo Arrei smo (ausencia de desagüe), en los desiertos más puros, y endorreísmo (ausencia de desagüe hacia el mar) En las estepas suelos pardos y vegetación herbácea tropical.

    o

 

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

3.2.  Climas  

de montaña (G y H) Características del clima de montaña 

 

Características Característi cas térmicas

               

Características Característi cas pluviométricas        

 

 

Aumento de la radiación ultravioleta. Vientos locales.

Causas del clima de montaña    

 

 

Precipitaciones abundantes, muy contrastada en relación con las tierras llanas próximas. pr óximas. Precipitaciones más regulares que en las tierras próximas. Importancia de la nieve en altura. Diferencias de humedad según la exposición a las masas de aire.

Otras características características  

 

Disminución de la temperatura con la altitud a ltitud (-0,65/100 m). Temperaturas más bajas que las tierras próximas menos elevadas. Estos contrastes son mayores en las bajas y medias latitudes que en las altas. Fuertes oscilaciones térmicas diarias. Gradiente térmico irregular, más elevado en verano que en invierno. Diferencias térmicas según la exposición a solana o umbría. Inversiones térmicas muy frecuentes. frecuentes. Conservan los rasgos zonales.

La altitud modifica la presión y la temperatura. Menor presión lleva consigo que la atmósfera contenga menor vapor de agua y menos gases y partículas, permitiendo mayor insolación del suelo. Menor protección da lugar a una mayor radiación ultravioleta y menos protección a la irradiación nocturna. Esto provoca fuertes contrastes térmicos diarios. diarios.  Configuración y disposición del relieve resulta fundamental, tanto para la modificación de las características entre laderas, valles y cumbres, como para la propia circulación atmosférica local. 

Variedades del clima de montaña  

  Según Köppen    o 

o

 



Clima de montaña (G) Clima de alta montaña (H), a partir de los 3.000 m de altitud

Clasificación de clima de montaña para el trópico americano, de Fco. José de Caldas (1802). 

Piso térmico: -

Cálido (C) 0-1.000 m. Tª ≥ 24ºC. límite superior ±400 m Templado (T) 1.001-2.000 m. 24ºC > Tª ≥ 17,5ºC. límite

superior ±500m, límite inferior ±500m Frío (F) 2.001-3.000 17,5ºC > Tª ≥ 12ºC. límite superior ±400m, límite inferior ±400m Páramo bajo (Pb) 3.001-3.700 m. 12ºC > Tª ≥ 7ºC

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

-

 

Páramo alto (Pa) 3.701-4.200 m. Tª < 7ºC

Rasgos biogeográficos:  o

 

o

 

o

 

Vegetación. Escalonamiento en altura. Se parte de las características

de la zona climática y se degrada de una forma similar a si subiéramos en latitud. Hay que destacar las diferencias entre solana y umbría. Suelos. Según se asciende en altura, suelen ser progresivamente más delgados, jóvenes y pobres. Ríos. Cauces pequeños y de corrientes rápidas. Su régimen suele ser nival o glacial.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 5. Clasificación Climas y Climas azonales

 

Geografía General Física

Tema 6. LA DIVERSIDAD CLIMÁTICA II LOS CLIMAS ZONALES: INTERTROPICALES, TEMPLADOS Y POLARES

1.  Los climas de la zona cálida o latitudes intertropicales Comprende aproximadamente el 20% de las tierras emergidas.

 

Características generales de los climas intertropicales                  

 

Sin invierno  Temperaturas homogéneas a lo largo del año  Diferencias estacionales estacionales se manifiestan con respecto a las Pmm (estación seca/estación húmeda)  Amplitud térmica anual inferior a 5ºC en Af y Am y 10ºC en Aw  Temperaturas medias mensuales superiores a 18ºC  Ausencia de heladas  Abundantes precipitaciones precipitaciones anuales (en los climogramas cuádruple valor de Pmm), con diferentes máximas y mínimas estacionales.  Elevada humedad relativa 

Causas de los climas intertropicales    

 

1.1. 

Circulación General Atmosférica: Atmosférica:    Bajas presiones ecuatoriales   Convergencia de alisios   Altas presiones subtropicales   Procedencia de tierra o de mar de los vientos   Ciclones Perpendicularidad de los rayos solares 

El clima de la zona tropical (Af). Clima Ecuatorial o Selva tropical

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

Geografía General Física

Situado entre latitud 10º Norte y 6º Sur   Amazonas, Centroamérica, Congo, Indonesia  

Características del clima Af  

  Característi Características cas térmicas     

 



Características Característi cas pluviométricas 

       



Precipitaciones regulares, no existe estación seca. Precipitación total superior superior a 1500 mm., por lo general. La precipitación del mes más seco es de 50 mm o más.

Otras características     

 

Temperaturas medias superiores a 18ºC. Amplitud media anual por debajo de los 5ºC.

Elevada humedad relativa (80%, a veces 100%) Nubosidad elevada.

Causas del clima Af 

Las altas presiones subtropicales impiden la llegada llegada de las masas ppolares olares a la zona ecuatorial o

 

Para las precipitacion p recipitaciones: es:   Desplazamiento estacion estacional al de la CIT, que provoca dos máximos     o

 

Para las temperaturas:      

o

 

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

Consecuencias  

   

 

equinocciales Bajas presiones ecuatoriales debido al aire cálido y húmedo, muy inestable. Orografía, brisas mar-tierra y continentalidad continentalidad..

Las bajas presiones y la convergencia de los alisios dan lugar a una gran nubosidad de desarrollo vertical, que se va configurando a lo largo del día y que por la l a tarde descarga en fuertes aguaceros La atmósfera está poco agitada y con vientos débiles (20 Km/h), debido al escaso valor de los gradientes de presión Bajo índice de confort c onfort climático, a esta atmósfera se le denomina estufa húmeda, la transpiración es difícil y lenta

Variedades del clima Af  o

 

o

 

o

 

Zonas donde los máximos de lluvia son equinocciales y otros en que se retrasa a Abril y Noviembre. Progresivo alejamiento del Ecuador provoca descensos pluviométricos más acentuados. Variedad climática las islas, con oscilación térmica muy escasa “clima invernadero”, segúnen  Martonne.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

Geografía General Física

 

Rasgos biogeográficos del clima Af  o

 

Vegetación:        

 

 

Bosque denso, selva tropical Especies que necesitan altas temperaturas para vivir (megatermas), en su mayoría de hoja ancha y perenne. Gran número de especies, predominando las especies arbóreas que suelen estar muy desarrollados en altura al tura (hasta 60 m). Estratificación en altura. Aunque la masa arbórea parece homogénea existen diferencias según los pisos: el superior está espaciado, el segundo tiene mayor continuidad en las copas de los árboles, mientras el inferior son brotes jóvenes y adultos de copas pequeñas y achatadas. Junto a las especies arbóreas están otros componentes como:   enredaderas (lianas de hasta 20 cm de diámetro),   plantas epifitas (se desarrollan sobre otros vegetales, sin raíces en el suelo, como las orquídeas) y   plantas herbáceas (su tamaño y densidad varía en función de la luz y del espacio disponible). disponible). En regiones litorales existe una adaptación a suelos inundados y a la los manglares. Se dan en la costa Oeste, donde salinidad las costas, hay aguasdecálidas y pueden extenderse hacia el interior ocupando marismas y lagunas. Están formados por plantas de raíces aéreas y un follaje adaptado a una elevada transpiración transpiración..

o

 

Suelos:        

o

 

Suelen ser pobres, ya que sufren una fuerte descomposición química, debido a las l as elevadas temperaturas y a las fuertes precipitaciones Escaso humus por la rápida ráp ida descomposición Las fuertes precipitaciones efectúan una fuerte lixivación (lavado de los compuestos solubles del suelo). Son característicos los suelos de tipo ferralítico y laterítico (suelos arcillosos de color rojizo, con elevados porcentajes de óxidos de

Ríos: hierro, aluminio y manganeso.    

Caudalosos y regulares. r egulares. Las fuertes lluvias provocan aguas de escorrentía, que no es capaz de infiltrarse en el suelo y corre por la superficie.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

Geografía General Física

1.2.  El

clima de sabana tropical (Aw). Clima Clim a tropical con estación seca. 10º-30º Hemisferio Norte; 5º-25º Hemisferio Hemisferio Sur



 

Características del clima Aw   

Características Característi cas térmicas     

 

Características Característi cas pluviométricas      

 

Precipitaciones estacionales, estacionales, alternan estación húmeda con estación seca en invierno Precipitación total menos elevada que en el clima de selva tropical Un mes precipita menos de 60 mm

Otras características características  

 

Temperaturas superiores Amplitud mediamedias anual hasta 10ºC a 18ºC

Confortabilidad escasa, con exceso de calor en todos los meses y exceso de humedad o de sequía en algunos.

Causas del clima Aw         

Costas orientales favorecidas por masas de aire oceánicos  Costas occidentales con climas más áridos afectados por alisios cálidos y secos continentales  Masas de aire marítimas en la estación lluviosa (entre equinoccios)  Acción de las altas a ltas presiones subtropicales en invierno 

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

Geografía General Física

 

Variedades del clima Aw   

   

 

Diferencias en relación con la latitud, que incrementa la amplitud de temperaturas medias mensuales y se modifica la alternancia estación seca-estación húmeda. Desde regiones próximas al Ecuador con cuatro estaciones (húmeda-seca-húmeda-seca) a las proximidades de los trópicos con dos estaciones (lluviosa-seca), éstas con mayor o menor duración.  Diferencias entre fachadas occidentales y su interior  Climas que van desde un régimen de precipitaciones equilibradas (igualdad estación seca y húmeda), hasta una estación seca que abarca 2/3 del año 

Rasgos biogeográficos del clima Aw  o

 

Vegetación.

Diversa, debido a la alternancia de estación seca-húmeda, con una gradación relacionada con la sequía, que va desde bosque tropical hasta vegetación herbácea. Sus características generales se traducen en menor número de especies, una vegetación arbórea compuesta por especies resistentes al fuego y menor altura de los árboles (entre 10 y 18 m). La densidad del arbolado decrece con la estación seca hasta llegar llegar a un paisaje con arbustos leñosos con espinas. Las especies herbáceas son de menor altura, hasta 3’6

  o  o  o

m en zonas húmedas por debajo de 60 cm en zonas áridas. ár idas.   Bosques muy claros, de árboles semicaducos. La selva tropical presenta modificaciones respecto a la selva ecuatorial en función de la pluviosidad. La vegetación de la selva tropical es menos densa y con menos estratos que la ecuatorial. Se incrementan las especies de hoja caduca, manteniéndose muchas de hoja perenne, y hay mayor densidad de sotobosque herbáceo al penetrar más la luz. Son características las asociaciones de bambú.   Arbustos leñosos con espinas.   Sabana herbacea. La vegetación de sabana se deriva de un período seco superior a tres meses o una adaptación a las variaciones del contenido acuoso del suelo. Dentro de la sabana existen diferencias según la aridez.   Bosques-galería tropicales, pueden encontrarse en los valles más húmedos dentro de la sabana. Sabana tropical, adaptada a la sequedad de la estación seca. z ona ecuatorial. Suelos: Lateritas, similares a la zona Ríos: de régimen irregular.

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

Geografía General Física

1.3.  El  

 

Guayanas, norte Brasil, Asia suroriental, Indonesia

Características       

 

Clima desplazado en latitud, más al Norte que el resto de los A  Fachadas orientales a la altura de BW occidentales 

Características térmicas veraniegas Característi   Elevadas cas temperaturas   Fuerte amplitud térmica   Temperaturas invernales más bajas que en otros tipos

A

Características Característi cas pluviométricas          

 

clima monzónico (Am)

Régimen pluviométrico muy contrastado entre las dos estaciones Elevado volumen de precipitaciones precipitaciones,, habitualmente en verano El mes más seco precipita menos de 60 mm y puede no registrar precipitaciones Las precipitaciones se producen de forma repentina: r epentina: explosió explosiónn del monzón Diversos matices climáticos en relación r elación con las precipitacione pr ecipitacioness

c ontinente asiático  Causas. Centrándonos en el continente  

En verano. Es la época de lluvias, el Jet-Stream sube en latitud, en función

del balanceo estacional, pero asciende más de lo habitual forzado por la posición del Himalaya. Las abundantísimas precipitaciones que se registran proceden de fuertes ascendencias de aire, cuyo motor se encuentra:   Ascendencias ciclónicas de origen dinámico, influidas por la posición del Jet Stream.   Efectos de la CIT   Fuertes gradientes térmicos, provocados por masas de aire frío en altitud.   Efectos orográficos de enfriamiento adiabático. adiabático.   Acción de los ciclones tropicales.   Corrientes marinas cálidas de las costas orientales   De forma indirecta, debemos considerar las bajas presiones continentales de origen térmico y la circulación de vientos a que da lugar, a los que hay que añadir el flujo general del SO, que aporta masas de aire húmedo procedentes del océano, y a la acción de las corrientes marinas cálidas de las costas orientales, que mantienen la inestabilidad del aire.  

En invierno. La estación seca queda determinada por situación atmosférica

que aportan masas de aire seco o que impiden la llegada de masas de aire húmedo, como son:

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

Geografía General Física

 

 

Altas presiones continentales de origen térmico sobre el continente asiático, que aportan vientos fríos y secos, que al descender de latitud, se van recalentando. r ecalentando. Desplazamiento hacia el Sur del Frente Polar y el Jet y, consiguientemente, la acción de los alisios con vientos de N y NE en el Hemisferio Norte. Que aportan masas de aire tropicales, tanto continentales como marítimas, que pueden provocar lluvias invernales en algunas zonas.

 

Variedades climáticas 

En relación con su localización geográfica y la procedencia de las masas de aire cargadas de humedad, podemos encontrar: encontrar:   Régimen de lluvias semejantes al ecuatorial, como sucede en el archipiélago indonesio.   Regímenes con fuerte contraste entre estación seca y estación lluviosa. lluviosa.   Regímenes con precipitaciones causadas por mecanismos frontales, o por efectos orográficos, durante el invierno en el Hemisferio Hemisferio Norte. o

o

o

 

Rasgos biogeográficos     

Similares a los de climas tropicales con estación seca en cuanto a suelos  y régimen fluvial fluvial  Vegetación similar a la selva ecuatorial 

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

Geografía General Física

2.  Los climas de la zona templada o latitudes medias Entre Trópicos e isotermas 10ºC del mes más cálido  

Factores   

       

Circulación general atmosférica:    Circulación del Oeste:   aporta masas de aire marítimo sobre las fachadas occidentales   empuja hacia el este las bajas presiones del Frente Polar   Contacto entre aire tropical y polar, separadas por el Frente Polar, crean importante variaciones del tiempo atmosférico y crea fuertes inestabilidades   Notables contrastes geográficos, que inciden en la circulación celular en el interior de la zona templada.   Se forman centros de altas presiones en invierno en el interior de los continentes muy fríos, pudiendo bloquear la circulación del Oeste. Anticiclones térmicos más representativos: Manitoba, Escandinavia, Finlandia, Rusia, Siberia y Europa Central .   Bajas presiones térmicas sobre los mares, en relación con las aguas templadas: Golfo de Génova.   Estas situaciones se invierten en verano Latitud, en relación a la mayor/menor perpendicularidad de los rayos solares.  Distribución de tierras y mares, que introducen importantes modificaciones climáticas.  Configuración de los continentes  Corriente marinas, según sean cálidas o frías. 

2.1.  Climas  

mesotérmicos (C) Características generales térmicas           

 

Grandes contrastes térmicos estacionales  Dos estaciones definidas por las temperaturas. Posee verano e invierno.  El mes más frío entre 18ºC y -3ºC  Gran variabilidad del tiempo atmosférico  Modificaciones climáticas climáticas en latitud y según su posición costera o interior 

Variedades climáticas, relacionados con las precipitaciones pr ecipitaciones  

  Cf. Templado húmedo sin estación seca   Lluvias irregulares que caen durante todo el año.    No hay estación seca.  

  

 

Precipitación del mes más seco superior a 30 mm. 

 

Plantas mesotérmicas. 

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

  Cw. Templado húmedo con inviernos secos   Estación seca en invierno    El mes más lluvioso tiene 10 veces más precipitación que el mes más seco    Plantas mesotérmicas con adaptación a la estación seca fría  







  Cs. templado húmedo con veranos secos (Clima mediterráneo)   Estación seca en verano.    Lluvias del mes más seco son muy inferiores a 30 mm    El mes más lluvioso tiene 3 veces más precipitación que el mes más seco    Plantas mesotérmicas con adaptación a la sequía de la estación cálida.  







2.1.1.   Cfa.

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

Subtropical húmedo (Strahler), clima chino (Martonne), cantonés (Viers)

Fachadas orientales, desde Trópico hasta 30º/40º latitud   China Oriental, Sur del Japón, Sureste EEUU, costas Golfo de México, Uruguay, Brasil meridional, Pampa argenyina húmeda, África del Sur y Sureste de Australia  

Características   

Características Característi cas térmicas

 

 

Características Característi cas pluviométricas    

 

Carece de estación seca y, por lo l o general, el mes más seco puede rrecibir ecibir más de 30 mm de precipitación. Precipitaciones irregulares irregulares y abundantes a lo largo de todo el año. Las lluvias anuales oscilan entre 700-1400 mm.

Otras características características    

 

Oscilación térmica relativa grande en las temperaturas anuales:   Verano: elevadas temperaturas, precipitación y humedad, similar al clima ecuatorial ecuatorial   Invierno: temperaturas bajas, incluso menores a 0ºC

Elevada humedad. En verano el ambiente es similar al del clima de selva ecuatorial (Af). (Af).

Causas 

La ausencia de estación seca se debe a distintos centros de acción, que le proporciona una continua influencia influencia de masas de aire húmedo o

 

Verano, muy lluvioso:    

Las altas presiones subtropicales ascienden en latitud, llevando aire tropical marítimo (cálido y húmedo) Lo anterior, unido a las bajas presiones térmicas, provocan tormentas

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o

 

Invierno:

Al descender las altas presiones subtropicales, subtropicales, las precipitaciones precipitaciones son las provocadas por los frentes propios de las latitudes medias. medias. Primavera: Al final, las precipitaciones se ven incrementadas por la mayor incidencia de las perturbaciones del Frente Polar Otoño: Las precipitaciones se pueden ver incrementadas por los ciclones tropicales.

 

 

o

 

o

 

Variedades climáticas 

Se suelen diferenciar por las características de sus inviernos.   Diferencias de el Hemisferio Sur con respecto r especto al Hemisferio Norte:    La menor masa continental del Hemisferio Sur implica la falta de un anticiclón térmico invernal y la menor importancia de las masas de aire continental   El verano resulta menos cálido, debido a la acción refrigerante del océano   Sus precipitaciones proceden de las perturbaciones de origen tropical, que en otoño se ven sustituidas por las perturbaciones de origen polar  

Diferencias entre Asia y América:    Mayor fuerza del anticiclón térmico Siberiano que el Canadiense, Canadiense, que provocan inviernos más secos en Asia, mientras que en América las lluvias invernales pueden ser casi tan importante como las del verano

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 

Rasgos biogeográficos  o

Vegetación.

Plantas mesotérmicas, muy variada, especies tropicales y templadas. Con bosques de hojas perennes y anchas, como de hojas caducas y anchas, e incluso de hojas aciculares (aguja). En la parte más meridional, predominan los bosque mixtos, de cobertura menos densa que en las la s zonas intertropicales húmedas, húmedas, de menor m enor altura y menor número de especies y en las que se pone de manifiesto la estacionalidad a través de la mezcla de árboles caducifolios y perennes. Destacan: bambúes, palmeras, árboles y arbustos del tipo del laurel, todos ellos de hoja perenne; también son característicos los robles, hayas, castaños de hoja caduca, e incluso se localizan coníferas (pinos, abetos), contando por lo general con un tupido sotobosque. En la parte más septentrional pueden encontrarse praderas de hierbas altas. Es importante el desarrollo que adquieren los arbustos, que pueden llegar a formar un estrato muy denso, y el desarrollo de musgo revistiendo ramas y troncos, en las regiones donde se producen abundantes nieblas y nubes. Dentro del estrato arbustivo, destacan las landas o brezales, configurados por arbustos bajos y densos de aliagas, brezos y helechos. Esta formación es el resultado de la degradación del bosque templado caducifolio. caducifolio.   Suelos.   Presentan las repercusiones de un clima húmedo con afinidades tropicales; así, son características las arcillas rojas y amarillas y son ricos en óxido de hierro y aluminio.   Las abundantes precipitaciones dan lugar a un empobrecimiento en superficie por por el lavado que ésta sufre.   También hay que considerar la tendencia laterítica de las arcillas.   Son suelos pobres para el cultivo   Ríos. Aguas bajas en invierno y altas en verano

o

o

2.1.2.   Csa/Csb. Clima lluvioso templado con verano Mediterráneo, subtropical con verano seco (Strahler)

seco

Fachada Oeste o Suroeste, entre los 30º-40º, alcanzando los 45º latitud, en la Europa mediterránea   Las montañas paralelas a la costa limitan su extensión a estrechas franjas costeras   En el Hemisferio Hemisferio Sur, al alcanzar poco desarrollo los continentes c ontinentes en estas latitudes, limitan su implantación   Sólo alcanza cierta extensión en torno al Mediterráneo   Chile Central, África del Sur, Marruecos, Suroeste de Australia, California, Europa mediterránea, Levante mediterráneo, islas subtropicales: Azores, Nueva Zelanda Zelanda

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 

Características   

Características Característi cas térmicas    

     

 

Características Característi cas pluviométricas  

Invierno lluvioso, aunque el volumen de las precipitaciones anuales es mediocre, casi siempre inferior a 1.000 mm, con una progresiva degradación hacia el interior y en descenso de latitud.

   

Verano seco, aunque alguna muy escasa. y Déficit de agua en registre verano ya que precipitación se combinan ésta altasestemperaturas reducida precipitación, a lo que se unen los vientos, que contribuyen a aumentar la evaporación. evaporación. Irregularidad interanual de las precipitaciones, con un reducido número de días de lluvia (por debajo de 100), y que frecuentemente se suelen presentar en fuertes tormentas.

 

 

Nubosidad escasa, insolación superior a las 2.000 horas/año Pueden existir fuertes contrastes térmicos anuales:   En invierno pueden presentarse olas de frío que sustituyen las masas de aire tropical por masas de aire polar p olar   En verano se pueden superar los 40ºC Verano cálido y seco, con temperaturas superiores a 22ºC y elevada amplitud térmica diaria Invierno suave (por lo general, entre 5ºC y 15ºC) aunque ppueden ueden producirse algunas heladas y precipitar pr ecipitar nieve. Pueden existir grandes contrastes térmicos anuales: a nuales:   En invierno pueden presentarse olas de frío que sustituyen   Invierno: temperaturas bajas, incluso menores a 0ºC

Otras características características  

Régimen de vientos varían de una región a otra:   Vientos muy fríos y característicos en invierno: tramontana, bora … 

mistral,

Latitudes más bajas, puedenitaliano llegar …vientos muy cálidos en verano: cheili del Magreb, sirocco   Diversidad de matices en latitud y por continentalización  

 

 

Causas   

 

 

Balanceo estacional de la Altas Presiones subtropicales:    En verano, se ven afectadas por la subida latitudinal latitudinal de las altas presiones, lo que provoca un tiempo estable, cálido y seco   Invasión de las masas de aire frío en invierno al desplazarse las altas presiones hacia latitudes más bajas Características térmicas del Mar Mediterráneo. La entrada de aire frío, que al entrar en contacto con las aguas tibias del Mediterráneo, dan lugar a una activa ciclogénesis carácter local    Circulación del Oeste, propia dedelas zonas templadas

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   

 

Variedades climáticas   

 

 

Corrientes frías fuera de la cuenca mediterránea  Ondulaciones del Jet Stream  Por las corrientes frías:    Csb en costas afectadas por corrientes frías, por lo que los veranos son más frescos   Csa en la cuenca mediterránea, los veranos son calurosos por el recalentamiento del Mediterráneo Paulatina modificación latitudinal y hacia el interior 

Rasgos biogeográficos  o

 

Vegetación.    

 

 

Muy variada, con las características de los climas semiáridos. La principal característica es su adaptación al calor estival y a la sequedad (xerófilas a través de sus troncos cortos de corteza gruesa, de ),susmanifestada profundas raíces y del pequeño tamaño deysus hojas, fuertes y enceradas, de carácter perenne. Se dispone en formaciones de bosques claros que dan una escasa cobertera al suelo y que suelen estratificarse en tres formaciones: cubierta arbórea, arbustiva y herbácea. La mayor o menor aridez y la composición del suelo dan lugar a cuatro formaciones típicas.   Estepa herbácea, en las regiones r egiones más áridas: esparto   Estepa arbustiva, en las regiones algo menos áridas: thuyas, palmeras enanas Denso sotobosque (jaras, brezos, madroños)   Maquis. salpicados, de forma aislada, por pinos y encinas. Sobre suelos siliceos

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 

Garriga. Sotobosque menos tupido, dejando parte del suelo al desnudo; el árbol característico es la encina y abundan las plantas aromáticas (tomillo, jara, lavanda, romero…). Sobre

o

 

o

 

suelos calizos. Ríos. Régimen muy irregular, con fuerte estiaje en verano y fuertes y súbitas crecidas que producen frecuentes inundaciones. inundaciones. Suelos: muy diversos y muy erosionados: Castaño-rojizos, pardo-rojizos, costras calcáreas, en las zonas más secas.

2.1.3.   Cfb/Cfc.

Clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones, de la costa occidental de los continentes

Oceánico o clima marítimo de latitud media de la costa occidental

Fachadas Oeste, entre 40º-60º de latitud   Las montañas paralelas a la costa limitan su extensión a estrechas franjas costeras   En el Hemisferio Sur, al alcanzar poco desarrollo los continentes en    

 

estas latitudes, limitan su implantación Sólo alcanza cierta extensión en Europa Mayor parte de Europa Occidental, costa NO de EEUU, costa O de Canadá, sur de Chile, SE Sudáfrica, SE Australia, Nueva Zelanda

Características   

 

Características Característi cas térmicas



 



 



 

Débil oscilación térmica anual, con inviernos suaves y veranos relativamente frescos  Débil oscilación térmica diaria, gracias a la fuerte nubosidad y elevada humedad  Son raros los días con fríos intensos y, cuando se producen, duran poco

tiempo, aunque ello no impide que pueda helar a menudo  Característi Características cas pluviométricas Abundantes precipitaciones precipitaciones todo el año, a ño, pero con reducción r educción en verano  Elevado número de días d ías de precipitación, casi diario en invierno  Precipitación en forma de nieve poco abundante, ligadas a invasiones de aire ártico. Aunque van aumentando según subimos en latitud    Elevada nubosidad que reduce la insolación (muy irregular en invierno), mientras que en verano el 60% de sus días son soleados (el promedio anual es de 1800-2200 horas de sol) 

     

 





 

Otras características características  



Vientos fuertes durante la estación fría que dificultan las nieblas de irradiación 

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Elevada humedad atmosférica, mayor cuanto más al Norte. Aunque las nieblas no son abundantes, se forman con el contraste entre masas de aire oceánico tibio y húmedo, con las masas frías continentales  positivo todo el año    Balance de evapotranspiración potencial positivo

 





 

Causas     

   

 

Acción termorreguladora de los océanos  Corrientes marinas cálidas:  temperaturas al reducir r educir la oscilación   Acción reguladora de las temperaturas térmica anual (10º/15ºC)   Débil disminución de las la s temperaturas con la latitud   En invierno, favorecen el aumento de la precipitación Masas de aire polar marítimo, que favorecen las precipitaciones precipitaciones durante el verano  Las brisas de mar y de tierra también contribuy contribuyen en a paliar las temperaturas extremas, sobre todo las máximas diurnas diur nas 

Variedades climáticas   

Diferencias en latitud y en el balance de irradiación solar.    El diferente balanceo de la radiación solar en latitud se traduce en unos veranos relativamente más cálidos cuanto menor sea la latitud, pasando de un verano relativamente cálido en el área meridional, aun verano fresco, cuyo mes más cálido apenas alcanza los 10ºC, en las regiones más septentrionales.   En invierno, las variaciones térmicas latitudinales son menores, pero existen diferencias en cuanto a la mayor o menor abundancia de precipitaciones sólidas. En las regiones más

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 

septentrionales son numerosos los días de helada, que sólo cesan durante 2-3 meses, produciéndose un continuo proceso de hielodeshielo. Degradación hacia el interior:    Se incrementa la amplitud térmica, al reducirse la humedad. De este modo, el verano se hace más cálido y más largo, el invierno se hace más frío y con mayor número de días de heladas y se incrementan lasel número días verano de niebla irradiación.Se equilibran lluvias de entre e de invierno, siendo progresivamente mayores en verano a medida que se va continentalizando

 

Rasgos biogeográficos  o

 

  o 

o

Vegetación. Plantas mesotérmicas heterogénea y abundante. Bosques

mixtos, de hojas anchas y caducas (robles, fresnos, hayas) junto abundante sotobosque, y bosques de hoja perenne (coníferas). También, landas de aliagas, brezos y helechos. Ríos: régimen regular. Suelos: podzoles –de color grisáceo, que son ácidos y muy lavados por la

acción de lasselluviaslos pardos, d e buena de sobre ellos formany espesos depósitos de calidad humus. para el cultivo, ya que 2.2.  Climas microtérmicos (D) De bosque frío. Clima continental continental

Variedad con verano más frío  Clima subártico continental (Patton, Stranchler) Stranchler)   Entre 35º-40º en EEUU y 45º-50º al E de Siberia hasta hasta la isoterma 10ºC del mes más cálido   Generalmente en el interior y fachadas Este de las al altas tas latitudes medias medias   Prácticamente inexistente inexistente en el Hemisferio Hemisferio Sur, debido a la carencia de amplias masas continentales en estas latitudes   NE de EEUU, Canada, Rusia, Siberia, Manchuria  

Características   

Características Característi cas térmicas            

Inviernos largos y fríos, con c on temperaturas inferiores a -3ºC El mes más cálido supera los 10ºC Fuerte amplitud térmica, tanto anuales como diurnas Débil oscilación térmica anual, con inviernos suaves y veranos relativamente frescos Débil oscilación térmica diaria, gracias a la fuerte nubosidad y elevada humedad Estaciones intermedias con unas primaveras muy cortas, debido a las l as invasiones de aire frío, y otoños largos y suaves

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 

Características Característi cas pluviométricas    

 

Otras características características  

 

Volumen reducido de precipitaciones, que se centran en verano con carácter tormentoso Precipitaciones de nieve que, aunque caen en reducido r educido volumen, permanecen varios meses sobre el suelo, debido al frío reinante Vientos, por lo general, menos violentos que en las rregiones egiones marítimas marítimas

Causas    Frente Polar. El continuo desplazamiento estacional N-S, provoca

alternativamente olas de frío o de calor, y ventiscas o nevadas de tipo convectivo.    Altas presiones térmicas continentales    Impiden la circulación ciclónica del Oeste   Estabilidad de las masas de aire, que reducen las pr precipitacione ecipitacioness de nieve   Su desaparición en verano favorece una mayor inestabilidad del aire, posibilitando el mecanismo de lluvias de convección y el paso de perturbaciones del frente polar  



 

Variedades climáticas  o

 

o

 

En relación con su mayor o menor continentalidad se diferencian dos tipos:   Df. Húmedo en todas las estaciones , al que llegan con mayor o menor intensidad la circulación de las perturbaciones del Oeste. También llamado Clima de bosque frío húmedo. Helsinki   Lluvias irregulares que duran todo el año   No hay estación seca   Plantas microtérmicas   Dw. Inviernos secos, al estar influenciado por la estabilidad de las Altas Presiones térmicas continentales. continentales. Ulan Bator   Estación seca en invierno   El mes más lluvioso tiene 10 veces más precipita prec ipitaciones ciones que el mes más seco   Plantas microtérmicas con adaptación a la sequía en la estación invernal Latitud, con desigual balance de la radiación, establece modificaciones en la temperatura.

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 

Rasgos biogeográficos  o

 

Vegetación: gradación en latitud. De N a S:   Taiga o bosque boreal. Formado por coníferas asociadas con líquenes,

 

 

 

o

o

   

musgo acículas estrechas, forma de agujas yohelechos. a veces Las en coníferas forma de poseen escamas, que se renuevanende forma continua a lo largo del año; en su mayoría son de hoja perenne pera las hay también de hoja caduca (alerce, ciprés pelado). Su tronco presenta una gruesa corteza y sus raíces están bien desarrolladas, aunque en las regiones de suelos helados alcanzan poca profundidad. Mezcla de bosques templados de coníferas y bosques de frondosas, de hojas grandes y caducas. Aquí son representativos: roble, haya, fresno, en las regiones más frías y húmedas; olmo y fresno, en los suelos de drenaje deficiente; también, abedules, nogales, arces y castaños; y son muy representativos: pinos y abetos. Predominan los árboles altos, con densa cobertura en verano; en el piso se establecen y árboles jóvenes; y en el piso más bajo inferior las hierbas aprovechan arbustos la primavera. Pradera. Es debida a la degradación del bosque mixto. En las regiones más húmedas, forman un denso tapiz que ejerce un papel protector frente a la erosión Estepa. Pradera de hierba corta. Se suelen secar en verano, por lo que dejan mucho suelo al desnudo.

Ríos: régimen irregular. Congelación de las aguas en invierno: aguas altas en

primavera/verano. Suelos: gradación latitudinal. De S a N: suelos grises, con eflorescencias salinas / chernozem o tierras negras, muy ricas en humus y en calcio, consideradas como de los/ podzoles, mejores suelos / tierras pardas, más fértiles que los uno podzoles suelos del muymundo lavados.

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Tema 6. Los Climas zonales

 

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3.  Los climas de la zona fría o latitudes polares (E) Delimitados por la isoterma 10ºC para el mes más cálido (límite árboles) y por la isoterma 0ºC (dominio del hielo perpetuo)   En el hemisferio Norte, por encima del paralelo 70º   En el hemisferio Sur, puede aparecer desde el paralelo 55º o incluso 50º  

Características generales     

 

Temperatura del mes más cálido inferior a 10ºC  Diferencias ET y EF 

Rasgos biogeográficos       

Vegetación: desaparición del arbolado. Vegetación pobre y

raquítica. Líquenes, musgos, plantas achaparradas. Ríos: helados, sólo en verano en los climas ET pasan a estado líquido. Suelos: permafrost.

3.1.  Clima de tundra (ET)   Característi Características cas térmicas          

Características pluviométricas  

 

Tª media del mes más cálido es superior a 0ºC pero inferior a 10ºC Ningún mes supera los 10ºC Elevada amplitud térmica anual Débil oscilación térmica diurna, casi nula en la l a noche invernal y casi imperceptible en el día permanente Precipitaciones escasas, escasas, inferiores a 250 mm y sólidas en su mayoría

Otras características  

Fuertes vientos huracanados

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Tema 6. Los Climas zonales

 

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    

 

Causas del clima ET      



 

Niebla, denominada humo ártico, provocada por la evaporación sobre el mar No hay vegetación arbórea La radiación es muy baja, tanto por la duración de la noche, como por el bajo ángulo de incidencia de los rayos solares durante el día día.. Alto albedo de la nieve (80%) El Frente Ártico es el que aporta las precipitaciones, precipitaciones, que tienen un menor gradiente que el Frente Polar.

Variedades de ET o

 

Variedad continental.      

o

 

Variedad oceánica.        



 

Inviernos muy fríos y unas precipitaciones muy escasas (inferiores a 200 mm/año) que se registran sobre todo en verano En verano son frecuentes los vientos En invierno presenta calma anticiclónica

Se localiza en las zonas árticas bañadas por las aguas tibias del Océano Atlántico. Sus inviernos son relativamente moderados y los veranos vera nos muy frescos, siendo pequeña la amplitud térmica anual. Precipitaciones en la estación fría algo más abundantes que en la variedad continent c ontinental al Son frecuentes los vientos

Rasgos biogeográficos ET o

 

Vegetación.

Muy pobre Gradación en latitud, de S a N   Tundra arbórea   Tundra arbustiva   Tundra herbácea   Tundra de plantas almohadilladas En las regiones menos frías, pueden encontrarse plantas leñosas enanas (sauces achaparrados y deformados, abedules diseminados) sobreviviendo en las hondonadas abrigadas; arbustos bajos, plantas herbáceas, y asociaciones de musgos y líquenes que se desarrollan con lentitud. El elevado contenido de azúcar de esta vegetación hace que sea muy nutritiva y puedan sobrevivir, alimentadas por ellas, especies animales muy grandes. En las zonas muy frías, quedan reducida a la mínima expresión o incluso desaparecer. Ríos. Solo alcanzan el estado líquido en verano y debido al suelo helado en    

o

o

o

o

o

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

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profundidad, no pueden infiltrarse, por lo que se expanden ocupando grandes extensiones. extensiones. 3.2.  Clima 

 

de hielo perpetuo (EF) Características del clima ET

 

Características térmicas        

 

Características pluviométricas  

 

 

Precipitación escasa, cuyo promedio mensual no supera los 8 mm. Estas precipitaciones son sólidas, procedentes de borrascas ciclóni ciclónicas. cas.

Otras características    



Invierno perpetuo Temperaturas medias anuales más bajas del mundo Ningún mes supera los 0ºC Fuertes contrastes térmicos anuales, entre las noches y días polares

Fuertes vientos de gravedad No hay vegetación

Causas del clima ET  

Parece p or la alta aún por elevación que alcanza Groenlandia en su inte interior rior (3.000 ser m) yque la Antártida, más elevada.   El frío que aporta el suelo permanentemente helado y cubierto de nieve   Alto albedo de la nieve (80%) la s masas de aire se emplea para fundir o sublimar sublimar el hielo,   El poco calor de las por lo que no se aumenta la temperatura temperatura de su atmósfera. El clima actual de la Antártida se explica por la presencia del gran casquete glaciar heredado de las glaciaciones cuaternarias y, si los casquetes polares desaparecieran, no se volverían a formar en las condiciones climáticas actuales. 3.3.  Clima

seco de Alta Montaña (EB)

Puede ser de tundra o de nieves perpetuas, pero la vegetación es la típica de la que se encuentre sobre los 3.000 m

Bloque 3 Diversidad Climática

Tema 6. Los Climas zonales

 

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

1.  La estructura y dinámicas terrestres 1.1.  Constitución

interna del globo terrestre

La Tierra se divide internamente en 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 c oncéntricas de la Tierra. Existen 3 discontinuidades: discontinuidades:   Discontinuidad de Mohorovicic (Moho), la más cercana a la superficie (alrededor de 54 km);   Discontinuid Discontinuidad ad de Gutenberg (2900 km);   Discontinuidad de Lehman (5000 km) que separa núcleo externo del interno. Bullenm en 1963 dividió el interior de la tierra en 7 zonas concéntricas: Discontinuidad de Mohorovicic, manto superior, zona de transición, manto inferior, Discontinuidad de Gutenberg, núcleo externo, Discontinuidad de Lehman, núcleo interno. 1.1.1.  Estructura

y composición de la corteza

La corteza está limitada en su base por la discontinuidad discontinuidad de Mohorovicic. Mohorovicic. Su composición es muy compleja:   Los escudos precámbricos, están formados por granitos y neis,   Los márgenes continentales, por sedimentos.   Las áreas oceánicas, por rocas r ocas basálticas.  

 

Podemos distinguir: Corteza continental. Tiene un espesor entre 20 y 50 km. Tiene mayor espesor en las zonas z onas orogénicas, o con actividad tectónica.  Tiene a su vez 2 capas:   Capa granítica. Corteza superior, con un espesor medio de 20 Km y formada por granitos y rocas metamórficas ácidas (cuarzos, feldespatos, micas y anfíboles). Sólo existe en zonas continentales. En términos antiguos geológicos, llamada llama da SIAL (Sílice-Aluminio)   Capa basáltica. Corteza inferior, existe en áreas continentales y oceánicas, aunque con diferente composición. Sus componentes fundamentalmente son rocas básicas (rocas basálticas). En términos antiguos geológicos, llamada SIMA (Sílice-Manganeso). Corteza oceánica. Tiene una estructura muy homogénea con 3 capas -capa 1 (0’4 km) / capa 2 (1’5 km) / capa 3 (5 km) -. Sin embargo, en las dorsales oceánicas existe que una endeficiencia de masas laque va disminuyendo hacia losy  flancos; mientras las fosas oceánicas, corteza es del tipo oceánico

Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

Tema 7. Componentes tectónicos y litológicos

 

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 

del mismo espesar que las áreas adyacentes. Capa sedimentaria. Se encuentra tanto en la corteza oceánica como en la continental, salvo en los escudos precámbricos. Tiene un espesor medio de 1,8 Km, variando entre los 10 Km en zonas de geosinclinal y de 0,4 Km en áreas oceánicas. Está constituida por rocas arcillosas (42%), areniscas (20%), rocas volcánicas (19%) y rocas carbonatadas (18%).  1.1.2.  Estructura

y composición del manto

1.1.3.  Estructura

y composición del núcleo.

El manto es la capa más importante (84% del volumen y 69% masa total del planeta) y alcanza hasta los 2.900 Km de profundidad. El límite entre corteza-manto está definido por un aumento de velocidad de propagación ondas P. Las tres zonas del manto definidas por Bullen en función de la distribución de las ondas elásticas: superior (200-400 Km), de transición (400-1.000 Km) e inferior (1.000-2.900 Km). La composición también difiere en las tres capas de su estructura, pero en general sus componentes son rocas ultrabásicas, gabros y peridotitas.

El núcleo ocupa desde 2.900 km hasta centro de la Tierra, separada del manto por la Discontinuidad de Gutenberg, por lo que tienen un espesor de 3.500 km aproximadamente, supone el 16% del volumen y el 31% de la masa de la Tierra. Es el origen del campo c ampo magnético terrestre. Los estudios han determinado que al menos la parte más externa del núcleo es líquida (las ondas S no se propagan en fluidos) y que puede dividirse en tres subzonas: núcleo externa, zona de transición y núcleo interno. Está formado fundamentalmente por hierro y níquel (80%), silicio y azufre (20%). Los antiguos geólogos la llamaron NIFE (hierro y níquel). También considerar la estructura de la Tierra segúnpodemos el comportamien c omportamiento to de los materiales que forman sus capas ante a nte las altas temperaturas:   Litosfera. Capa de roca dura y quebradiza que incluye toda la corteza y la parte del manto superior más externa. Su espesor medio es de 75 Km, aunque puede varias entre los 10 Km y los 150 Km. Flota sobre   Astenosfera. Capa blanda del manto superior sobre la que yace y se moviliza la litosfera. Las rocas que componen esta capa se hallan prácticamente en estado de fusión, debido a las altas temperaturas a la que se encuentran (en torno 1.400ºC). Profundiza hasta los 250-300 Km, ya que a una mayor profundidad la aresistencia r esistencia de los materiales vuelve a aumentar. Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

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1.2.  La dinámica terrestre 1.2.1.  La separación y

deriva de los continentes

Taylor (1910) se dio cuenta que todas las cadenas montañosas presentaban dos direcciones predominantes y perpendiculares entre sí: paralelas a los meridianos (las que bordean el Pacífico) y otras siguen la dirección de llos os paralelos (las del sur de Europa y Asia). Él lo atribuyó a tribuyó a la atracción luna lunar. r. Wegener (1912) expuso la teoría de que un solo supercontinente (Pangea) se había resquebrajado en dos grandes masas: Laurasia (América del Norte, Groenlandia, Europa y Asia) y Gondwana (América del Sur, África, Madagascar, India, Australia y Antártida) desplazando, dando lugar a los continentes actuales. Estos dos grandes continentes, en su deriva, se habían ido desplazando hasta formar los actuales a ctuales continentes. Para ello, se basaba en argumentos:   Geofísicos, distribución de las elevaciones en la superficie terrestre y la compensación isostática, por la que se busca el equilibrio entre los bloques que componen la corteza terrestre.   Geológicos. Semejanza de las costas a ambos lados del Atlántico.   Biológicos. Semejanza entre la flora y la fauna de los continentes hasta un determinado momento.   Paleoclimáticos. Distribución de los depósitos glaciares del Carbonífero y del Pérmico en América del Sur, Sudáfrica, India y Australia. En su teoría, suponía que las cadenas orogénicas se formaban a causa de un cierto “efecto proa” o arrugas de fricción qe se producía en el borde anterior del

continente (sial) al avanzar sobre el sima.

Durante mucho tiempo esta idea de la deriva continental no fue aceptada, aunque sin embargo la teoría fue poco a poco imponiendo. 1.2.2.  La

teoría de la tectónica de placas

Esta teoría fue elaborada entre 1962 y 1975 por varios científicos, fundamentalmente por el norteamericano Hoss y los británicos Vine y Matthews, aunque todavía hoy se sigue investigando sobre ella. Esta teoría supone la confirmación de la teoría de la deriva continental de Wegener y además explica:   La existencia de las cadenas c adenas montañosas en los océanos.   La falta de sedimentos en los fondos marinos.   Las anomalías en las bandas magnéticas del fondo oceánico.   La distribución de volcanes y seísmos.   El origen de las l as cadenas montañosas. Se basa en el paleomagnetismo y en la idea de la l a expansión oceánica para así poder explicar los movimientos corticales y de la orogenia. teoría supone que lacompuesta litosfera, de donde encuentra la corteza terrestre, es móvilLa e inestable y se halla una se serie de placas r ígidas, llamadas rígidas, Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

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placas tectónicas, que flotan y se mueven libremente sobre la astenosfera. Este movimiento es debido a las corrientes de convección que se provocan en

el interior de la Tierra. Debido a las altas temperaturas, los materiales de la parte más profunda del manto terrestre ascienden hasta que se enfrían lo suficiente como para descender de nuevo. Se establecen así unos ciclos de movimiento de los materiales del manto que son

las llamadas corrientes c onvección. convección. Actualmente se depiensa que existen 15 placas: Eurasiática, Africana, Norteamericana, Sudamericana, Pacífica, Antártica, Australiana, Arábiga, Hindú, de Nazca, de Cocos, Caribe, Filipina, Escosesa y de Juan de Fucas. Las placas pueden ser:   Mixtas. Formadas por corteza oceánica y continental.   Sólo corteza oceánica (Pacífica, Nazca, Cocos y Filipinas).

Al moverse las placas, en sus bordes se producen deformaciones en la superficie terrestre, son las zonas dinámicas del globo. Estos movimientos de las placas pueden ser: separación o divergencia; aproximación o convergencia; desplazamiento lateral. Dependiendo del tipo de movimiento se crean 3 tipos distintos:   Márgenes de construcción. Se generan nuevos materiales, se produce en dorsales mesoceánicas, suponen ruptura de continentes y apertura de nueva cuenca oceánica. También se pueden dar en los llamados rift continentales (Valle del Rift, África).   

Márgenes de destrucción. en fosas junto a bordes continentales activos, una Localizados placa se desliza bajooceánicas otra, destruyéndose la

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placa continental, puede terminar en colisión de continentes con fenómeno de compresión que da lugar a formación de montañas. Existen dos tipos:   La corteza oceánica comienza a hundirse debajo de la continental debido a que es más liviana y de menor grosor. Esta subducción produce un rozamiento r ozamiento que genera fuertes terremotos y vulcanismo allí donde ascienden parte de los materiales fundidos provenientes de la litosfera subducida, formándose cadenas montañosas como la cordillera de los Si la colisión se Andes. produce entre dos placas oceánicas una de ellas subduce por debajo de la otra, formándose arcos insulares y grandes fosas abisales.   Zonas de colisión. Cuando dos placas continentales colisionan entre sí se produce pr oduce un fuerte plegamiento muy acusado de los sedimentos acumulados entre ambas y deformaciones muy intensas de sus bordes. Así, por ejemplo, la formación del Himalaya (colisión de la masa continental del subcontinente indio contra la gran placa euroasiática). Márgenes de conservación. Son límites de placas donde la litosfera no se crea ni se destruye, sino que se produce un movimiento horizontal paralelo  

 

al originándose roce que genera terremotos. delímite este de tipoplacas, de bordes son lasunfallas transformantes de las Ejemplos dorsales oceánicas y la falla de San Andrés en California.

Márgenes de destrucción Cordillera de los Andes

Archipiélago del Japón

Cordillera del Himalaya

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

2.  Los componentes litológicos y tectónicos del relieve 2.1.  Las

rocas: definición y clasificación

Se llama roca a todos los componentes minerales de la corteza terrestre, es decir, son materiales formados por la asociación variable de minerales, en su estado original o en fragmentos. Las hay duras, frágiles, compactas e incluso en estado líquido o gaseoso. La Litología y la Petrología tratan de las rocas y su génesis. Las rocas están econstituidas por minerales, el resultadoa lade la combinación de átomos iones de distintos elementos.que Y loson que caracteriza Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

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roca es la disposición de sus minerales, pues de ellos dependen sus propiedades. Sólo ocho de ellos (O-Si-Al-Fe-Mg-Ca-Na-K) forman la casi totalidad de las rocas terrestre, siendo el O y el Si los más abundantes. abundantes.   Los minerales pueden presentarse en dos estados distintos en función de la   disposición de sus átomos:   Estado cristalino. Los átomos se disponen en filas regulares y en intervalos constantes, formando una red. Sólo existe en los sólidos. Los  

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

 

Respecto a sus constituyentes, las rocas pueden ser:    Homogéneas. Con un solo componente.    Heterogéneas. Con dos o más má s componentes. 

 

Según su grado de cohesión:    Coherentes. Calizas.    Incoherentes. Arenas. 

 

Según su estado:    Plásticas.    No plásticas. 

 

Según su génesis, las rocas se agrupan a grupan en tres clases: clases:    Ígneas o eruptivas.    Sedimentarias.    Metamórficas. 

2.2.  Rocas

ígneas o eruptivas

Su origen está en el enfriamiento del magma, que suele solidificar en forma

cristalina. Se les ha llamado: endógenas, magmátic as, cristalinas... Son agregados de silicatos mineralesmagmáticas, y su composición puede ser muy variable, dependiendo de los elementos que las componen y de las condiciones bajo las que se han enfriado.  

Su textura (tamaño, forma y entrelazado de sus granos minerales) depende de las condiciones de cristalización:    Grano grueso. Velocidad de enfriamiento lenta, lenta, lo que permite la formación de cristales grandes.    Grano fino. Velocidad de enfriamiento rápida, lo que no permite la formación de cristales grandes.    Vítreo. Velocidad muy rápida, por lo que no permite la formación de    

cristales, que el lenta producto es un vidrio con después, iones no ordenados. Porfídica. sino Velocidad al principio y rápida por lo que son 

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cristales gruesos incrustados en pasta con grano más má s fino.  

En su estructura podemos destacar varios tipos:    Orbicular. Los minerales forman grandes nódulos.    Amigdalar. En forma de almendra.    Globular o vacuolar. Existen huecos debidos a burbujas (piedra póme pómez). z).    Fluidal (lavas). Cristales orientados según movimiento de magma durante la    

 

  cristalización. Deleznable. Los elementos permanecen sueltos.   Cataclástica. Los cuarzos aparecen deformados. 

Según su origen, pueden ser:    Intrusivas o plutónicas. Cuando la solidificación se hace dentro de la corteza terrestre.    Extrusivas, efusivas o volcánicas. Cuando solidifican en superficie.    Filonianas. Están entre ambas, su solidificación se produce por un enfriamiento relativamente rápido cuando el magma rellena las cavidades existentes entre las rocas. 

2.2.1. Intrusivas o plutónicas Se originan por un enfriamiento lento del magma. Lo que permite que se

formen cristales y aparezcan en superficie totalmente cristalizadas, por eso también se le llama cristalinas. Este ascenso lento se hace a través de una intrusión de los niveles corticales externos. Su consolidación tiene lugar muy despacio y bajo presiones superiores a las superficiales, lo que les proporciona características muy peculiares. Aunque todas tienen un origen interno, suelen aparecer en superficie cuando la erosión desmantela las rocas sedimentarias que los recubrían. Originariamente se encontraban como intrusiones entre y debajo de las rocas sedimentarias. Según la profundidad a la que se enfriaron, se pueden clasificar en distintas formas de yacimiento :   Batolitos . Su tamaño aumenta con la profundidad y su base no puede o

o

 

determinarse, su tamaño es de más de 100 Km, si fuese menor se llamaría tronco. El techo tiene forma dómica irregular. Estos receptáculos de magma solidificados suelen estar localizados en algunas cadenas montañosas, y normalmente se extienden paralelos. Su composición es bastante homogénea, y están constituidos por granitos o granodioritas (granito y diorita). Manto. Plutón de poco espesor y sus límites son paralelos a la estratificación, pueden estar en horizontal, vertical o inclinado. Tienen un tamaño variable, entre 2-3 cm a 100 m. Al ser una forma intrusiva introducida en las rocas que la rodean, es más joven que éstas.

o

 

Lacolitos Plutonesarios macizos con formatienen lenticular se introducen entre los estratos .sedimentarios sediment horizontales, tiene n escasoy espesor. Se forman

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o

 

cuando el magma empuja hacia arriba a las rocas supayacentes formando una especie de domo mayor que el manto. Diques (dykes ) o filones. Plutón de poco espesor y límite perpendiculares o inclinados con respecto a la estratificación. Se origina cuando el magma se abre paso a través de las rocas adyacentes. Varía de varios cms a varios metros. Si son circulares, se llaman ring-dykes .

compuestas esencialmente por sílice (SiO2), tanto de forma libre Están (cuarzo) o combinado en silicatos con otros minerales (hierro, aluminio, magnesio, calcio, sodio y potasio):   Ácida. Si el sílice es mayor del 65% (granitos, riolitas).   Intermedia. Si el sílice está entre 6 65-52% 5-52% (andesitas). (andesitas).   Básica. Si está entre 52-45% (basaltos, (basaltos, grabos).   Ultrabásica. Si el sílice es menor de 45% (peridotitos, kimberlitas). La coloración también varía, y nos indica su resistencia a los agentes meteorológicos, ya que se calientan y enfrían a diferente velocidad:   Color blanco o claro. Rocas ácidas, llamadas rocas siálicas (predominan el sílice y el aluminio), y son típicamente continentales. Formadas con silicatos de aluminio, calcio y potasio. La más abundante es el granito, roca  

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

2.2.1. Extrusivas, efusivas o plutónicas Se originan por un enfriamiento brusco del magma incandescente cuando sale a la superficie, lo que provoca que no dé tiempo a que se formen cristales parcial o totalmente. Como las intrusivas, son rocas formadasminerales fundamentalmente por minerales silicatados: cuarzo, feldespatos y, sobretodo, ferromagnesianos, lo que les confiere su color gris oscuro o negro tan característico. Afloran a la superficie formando corrientes o coladas , conos , necks , agujas y chimeneas . Resultan de la solidificación de las lavas que fluyeron por la superficie terrestre. Las cenizas, lapilli y otros materiales que emiten los volcanes se depositan formando sedimentos, por lo que presentan una apariencia similar similar a las l as de las rocas sedimentarias. La principal roca extrusiva es el basalto. Roca sólida y de color negro, la más común en la corteza terrestre y cubre la mayor parte del fondo oceánico. Está compuesta de numerosos minerales oscuros, como el piroxeno y la olivina, que le colortambién oscuro;importantes pero también minerales yclaros, como  yconfieren el cuarzo.ese Otras también importan tes sonpor la andesita la riolita . el feldespato Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

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2.3.  Rocas

sedimentarias

Proceden de depósitos de arena, gravas y limos, formados por la destrucción de otras rocas (ígneas, metamórficas u otras sedimentarias). Los materiales de destrucción se depositan en determinadas áreas, llamadas cuencas de sedimentación (mares, lagos o tierra), donde los sedimentos sufren transformaciones que provocan la consolidación de la roca. r oca. También se les llama rocas r ocas exógenas (formadas en la superficie terrestre), terrestre), en contraposición a las endógenas (formadas en el interior de la corteza). Las rocas sedimentarias se forman a temperaturas y presiones menos elevadas que las ígneas, y permanecen próximas a la superficie de la tierra. Se encuentran estratificadas. Una circunstancia muy importante en estas rocas es la abundante presencia de fósiles. Aproximadamente un 75% de las rocas de la superficie terrestre son sedimentarias o metamórficas procedentes de aquéllas. El proceso de formación consiste en: meteorización-erosión de otras rocas, transporte, sedimentación de materiales, diagenización o litificación (cementación, compactación y desecación, y cristalización). El material que constituye las rocas sedimentarias puede originarse por:   Depósitos detríticos. Son depósitos de acumulaciones minerales y rocosas derivados la erosión rocas existentesasodetríticas. productos meteorizados de estas rocas.deOriginan lasde rocas sedimentarias sedimentari   Depósitos químicos.   Depósitos químicos. Formados por procesos químicos, que originan las rocas sedimentarias sedimentarias químicas.   Depósitos bioquímicos. Formados por depósitos de origen animal, que originan las rocas sedimentarias bioquímicas bioquímicas.. La mayor parte de las rocas r ocas sedimentarias son mezcla de los tipos detríticos y químicos. Se hace referencia también al medio en que se acumulan los sedimentos (rocas de origen marino, fluvial, lacustre y eólico). Una vez depositados los sedimentos comienza la litificación o diagenización, por la cual se transforman en roca. Comprende a su vezsevarios procesos : elemento Cementación: los espacios entre partículas llenanprocesos: con algún que los liga (calcita, sílice y óxidos de hierro). Se realiza mediante precipitación de minerales disueltos en agua, que puede compactar o cristalizar el material disuelto.   Compactación y desecación: reducción del espacio entre granos por la presión de los materiales o de la Tierra. El agua se ve forzada a salir por la presión o por un aumento a umento de temperatura.   Cristalización: sirve para endurecer los depósitos. A veces, los nuevos minerales son transformados en lodos de grano fino por reacciones químicas. La composición de las rocas sedimentarias es usada como base para su clasificación, y se distinguen rocas r ocas sedimentarias sedimentarias silíceas, sílico-alumínicas, sílico-alumínicas, Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

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carbonatadas (estas tres primeras son las más abundantes), salinas (evaporitas) (evaporitas),, fosfatadas, ferríferas y carbonadas. Un predominio de arenas y arcillas indica un origen detrítico de rocas ígneas. Si predominan las calizas, su génesis puede atribuirse atribuirse a seres vivos. Es rara la roca sedimentaria sedimentaria de un sólo mineral, aunque puede haber uno que predomine. Los más abundantes son la arcilla, el cuarzo y la calcita. La textura estáde endepósito función del y la forma de las partículas originales, así como del proceso del tamaño sedimento:   Textura clástica. Están formadas por depósitos de mineral y fragmentos rocosos.   Textura no clástica. Los granos están entrelazados. Suelen tener estructura cristalina (similar a la de las rocas ígneas), y suelen ser formadas por procesos químicos. Los minerales que se precipitan en una solución acuosa son de tamaño pequeño y se asientan en el fondo. Tras la litificación, la roca resultante r esultante está formada por cristales entrelazados. entrelazados. El modo de yacimiento de las rocas sedimentarias viene determinado por la estratificación. Un estrato es una unidad de sedimentación limitada por dos planos estratigráficos, subrayados de discontinuidad. en el espesor de las capas nos indicapor las planos condiciones de sedimentaciónLadevariación cada depósito. La Estratigrafía estudia los estratos y establece una sucesión cronológica a escala del Globo. La disposición de estratos varía en función de las condiciones de sedimentación:   Sedimentación horizontal. horizontal. Un medio m edio tranquilo, como un lago.   Sedimentación inclinada u oblicua, cuando la sedimentación se hace sobre una pendiente (una vertiente, un delta).   Sedimentación entrecruzada. Cuando el agente responsable de la sedimentación sufre variaciones de fuerza y dirección (ríos y dunas). Si la sedimentación se desarrolla sin interrupción se llama concordante, con todos los estratos paralelos. Su interrupción momentánea crea unaellaguna sedimentaria, expresada por una discordancia que traduce el hecho de que gr upo grupo superior se apoya en el inferior a través de una superficie de erosión. Si durante la sedimentación hay deformaciones tectónicas, se produciría una discordancia angular. La sucesión vertical de estratos indica la duración, y el lugar que ocupan define su edad relativa. La clasificación de las rocas sedimentarias se puede hacer por varios criterios, según su: distinguir entre rocas sedimentarias   Composición química: nos permite distinguir carbonatadas, fosfatadas, silicosas, etc.   Origen: pueden ser detríticas y químicas, que a su vez se dividen en inorgánicas y orgánicas o bioquími bioquímicas. cas. Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

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 

Textura: hay también diferencias en el tamaño y composición química de las partículas.

Las principales rocas sedimentarias son:   Detríticas. Proceden de la erosión mecánica de las rocas preexistentes. Son una amalgama de otras rocas. Se clasifican según el tamaño:   Ruditas (más de 2 mm). Muy abundantes. Son formaciones continentales o de franja litoral. Suponen un transporte corto en aguas de gran potencia. Pueden estar:   sueltas sin cementar:   graveras, si son cantos rodados, y   guijarros, si son cantos angulosos) angulosos)   o compactas, más abundantes, llamadas conglomerados, compuestos de dos elementos de granos gruesos y una fina matriz que los cementa. Según su forma se dividen en:   pudingas (cantos rodados) y   brechas (cantos angulosos).   Arenitas (2-1/6 mm): los tipos fundamentales son: o

o

     

 

arenas granudas)(de y elementos sueltos provenientes de rocas areniscas (arenas sometidas a la litificación, de granos

visibles a simple vista o con lupa). Pelitas (menos de 1/6 mm): se dividen en   limonitas (1/6-1/64 mm). Entre ellas, destaca el limo limo, poco coherente, de cuarzo y otras de diferente origen. Un tipo especial de limo es el loess.   lutitas (menos de 1/64 mm). Entre las lutitas son importantes las arcillas y las margas.

De origen químico. Se forman en medio acuoso con soluciones de minerales concentrados, que posteriormente reaccionan o precipitan por procesos químicos. Se dividen en:   Carbonatadas: destacan la caliza  y la dolomía. Ambas reaccionan con ClH, la primera en frío y la segunda en caliente. La caliza es de estructura compacta que a veces cristaliza, y es carbonato cálcico precipitado por factores físicos o bioquímicos. La dolomía es bicarbonato de calcio y magnesio, y puede originarse por precipitación directa de Ca y Mg al aumentar su concentración en agua o bien a partir de residuos calcáreos.   Silicosas: poco abundantes por la dificultad de separa la sílice del agua. Destaca el ópalo  y la calcedonia, y la principal es el sílex.   Salinas o evaporitas: formadas por sulfatos o cloruros a expensas de soluciones saturadas que precipitan por evaporación del agua marina o de depresiones endorreicas. Las principales son:

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o

o

o

 

 Yeso. Sulfato cálcico de color blanco, blando, de solución lenta. Una variedad es el alabastro, blanco, duro y marmóreo.   Anhidrita. Sulfato cálcico que al hidratarse pasa a ser yeso, y al  

 

contrario, el yeso se deshidrata dando anhidrita y perdiendo volumen, lo que produce la deformación pseudo-tectónica de los estratos. Halita. Sal común, muy soluble en agua.

De origen orgánico. Proceden de la actividad vital de ciertos organismos, y su consolidación está en función de la acumulación de seres vivos y de procesos químicos. Se dividen en:   Calcáreas: formadas a expensas de organismos con buena absorción de carbonato cálcico disuelto en las l as aguas donde vivían.   Silíceas: formadas por animales microscópicos, menos abundantes por la difícil disolución de la sílice.   Carbonosas: formadas por acumulación de vegetales aprisionados entre dos series sedimentarias y sometidos a fuertes presiones y elevadas temperaturas. Se produce la carbonización, la roca se compacta, aumenta el carbono y pierde oxígeno. Cuanto más antiguas son más compactas y más carbonatadas. según su cronología y contenido c ontenido en carbono son: Las principales,   Turba, del Cuaternario, al menos un 50% de Carbono.   Lignito, Secundario y Terciario, entre el 50% y el 75% de C.   Hulla, Primario, hasta un 95% de C.   Antracita, Primario, del 97% al 100% de C.

o

o o

o

2.4.  Rocas

metamórficas

Son las rocas que proceden de la transformación de otras rocas (ígneas, sedimentarias o metamórficas), como consecuencia de intensos cambios en la temperatura, presión y ambiente químico. Se les conoce también como estratocristalinas, estratocrista linas, por la disposición de los minerales m inerales con la que aparece. este proceso de transformación se denomina  y tiene lugary en el Ainterior de la corteza terrestre, por debajo demetamorfismo la zona de meteorización cementación, y fuera de la zona de fusión, y sin que abandonen su estado sólido. Las temperaturas que se alcanzan están entre 300º y 800ºC, y las presiones entre 100 y 3.000 atmósferas. Existen dos tipos de metamorfismo: metamorfismo:   Metamorfismo regional. Las rocas se someten a presiones cada vez más altas que provocan la deformación de sus materiales y que son mayores a medidas que se profundiza en el interior de la corteza terrestre. Es propio de zonas con actividad tectónica relacionada con la formación de cordilleras.   Metamorfismo local. Afecta a regiones menos extensas y se produce por diversas causas:   Metamorfismo de contacto. contacto. Debido a las altas temperaturas temperaturas por la o

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o

 

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o

 

cercanía de magmas. Metamorfismo dinámico. Por incremento de la presión, debidos a tensiones en la litosfera. Metamorfismo hidrotermal. Por infiltración de agua termal que aporta nuevos materiales a las rocas. r ocas. Metamorfismo de impacto. Debido al choque de un meteorito.

que definen o clasifican las rocas metamórficas son dos: los Los factores minerales que las forman y las texturas que presentan dichas rocas.   Según los minerales que las componen, presentan una composición química y mineralógica de las que participan las rocas ígneas (cuarzo, feldespato, mica, anfíboles, peridotos …) o las sedimentarias (calcita, dolomita, sílice, óxidos de hierro y de carbono …)  En general se distinguen de sus rocas originarias por caracteres mineralógicos y estructurales, debidos a una recristali r ecristalización, zación, con aportes o sin aportes. A veces los cambios que se producen en ellas son tan drásticos que las rocas resultantes no parecen estar relacionadas con las primitivas.   Según las texturas se dividen básicamente en dos:   Foliadas o enquistosadas. Con bandas por la alineación de los minerales en o

planos tipos: paralelos. Muestran facilidad para romperse. Se distinguen tres   Apizarrada. Es característica de rocas con metamorfismo poco intenso, en las que los minerales no se ven, los planos separados son de dimensiones microscópicas y presentan láminas que se separan fácilmente: Pizarras.   Filítica. Las láminas son apenas visible a simple vista. Alterna colores claros (cristales de cuarzo) y colores oscuros (anfíbolos y micas): Gneis.   Esquistosa. Las láminas son claramente visibles y presentan una rugosidad que apenas se aprecia en las otras. Aparece en rocas que han sufrido metamorfismo muy intenso: Esquistos.  o

o

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

 

Las principales rocas metamórficas:   Gneis. Roca con un alto grado de metamorfismo. Tiene la misma composición que el granito (cuarzo, feldespato y mica), pero la disposición de los cristales es en microestratos alternantes de cuarzo y feldespato por una parte y mica por otro.   Mármol.se obtienen por metamorfismo de calizas y dolomitas. Formada por amalgama de cristales de calcita, las impurezas de éstas son las que confieren color al mármol.   Cuarcita. Deriva de las areniscas silicosas, en las que el sílice cementante Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

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recristaliza. Se forma por exposición de las masas rocosas de arenisca en las altas temperaturas causadas por la proximidad de magmas, a bastante profundidad.   Esquisto. Arcilla que ha sufrido una metamorfización todavía no muy importante. Se caracterizo por su hojosidad y por no tener el carácter plástico de las arcillas.   Pizarra. Esquisto con metamorfismo más intenso. La hojosidad que caracteriza al esquisto es aún más intensa. 2.5.  El

ciclo de las rocas

Los materiales que forman la corteza de la Tierra pueden evolucionar, a lo largo del tiempo geológico, de un tipo a otro tipo de roca; pueden incluso completar un ciclo a través de las tres principales categorías de rocas. Por ejemplo, una roca volcánica puede ser intemperizada y sus fragmentos acarreados en forma de sedimentos hasta un sitio en donde se acumulen y sean sepultados. Una vez que los sedimentos se han endurecido o litificado, se puede considerar al material como una roca sedimentaria. Si la roca sedimentaria es sometida a altas presiones y temperaturas, pude sufrir transformaciones minerales y texturales que la conviertan en una roca metamórfica. En ciertas condiciones cuando la temperatura de metamorfismo alta, la roca puede llegar a fundirse yesproducir magmas. El ascenso de los magmas y su posterior solidificación completarían el ciclo de las rocas en la corteza. c orteza. El ciclo de las rocas demuestra que materiales de la Tierra no se crean ni destruyen, sólo se transforman respondiendo a distintas formas de energía. 2.6.  Propiedades

de las rocas

Desde el punto el vista geográfico interesa conocer las de propiedades que harán que las rocas tengan una determinada respuesta ante las fuerzas internas o tectónicas (elasticidad) (elasticidad) y ante las externas o erosión (resistencia). (resistencia).   Respuesta de las rocas ante los esfuerzos tectónicos (elasticidad). Las rocas sometidas a presiones tectónicas que producen deformaciones. Existen dos etapas:    Dominio elástico. Al principio la deformación es pequeña y si cesase presión, desaparecería.   Dominio plástico. A partir de cierto nivel empuje, la deformación aumenta y aunque cesase la presión no desaparecería. Hay rocas que rápidamente alcanzan el dominio plástico y sin o

o

embargo rompen difícilmente pizarras, sedimentarias), dan lugar se a los relieves plegados; y(arcillas, otras a la inversa,rocas se deforman Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

Tema 7. Componentes tectónicos y litológicos

 

Geografía General Física

difícilmente pero se rompen fácilmente (rocas ígneas y metamórficas), dan lugar a los relieves r elieves fallados. fallados.  

Respuesta o resistencia de las rocas a la erosión (resistencia). En general, las ígneas son mas resistentes, las sedimentarias las menos y las metamórficas ocupan un lugar intermedio. Según sus propiedades, las rocas son más o menos resistentes a la erosión:    o  o  o  o  o

Cohesión. Propiedad de partículas sólidaso compuesto. de mantenerse unidas. Homogeneidad. Formada por un mineral m ineral Grado de masividad. Cantidad de roca por bloque uniforme. Permeabilidad. Posibilidad de fluidos de pasar a través tra vés de ellas. Solubilidad. Facilidad de disolverse de la roca.

3.  Las unidades espacio-temporales de la geología 3.1.  Las

unidades espaciales: órdenes

3.2.  Las

unidades temporales: eras y periodos

Gracias a diversos métodos modernos (uranio-torio-plomo, potasio-argón, carbono 14...) se ha podido establecer la edad aproximada de la Tierra en 4.600 millones de años. Debe tenerse en cuenta la lentitud de los procesos geológicos. Era. Unidad temporal constituida por grandes lapsos de tiempo. Es el intervalo de tiempo de mayor magnitud. Su escala tiene como unidad el millón de años. Se caracterizan por el tipo de vida orgánica que existía en el planeta. Se dividen en Períodos, que corresponden a grandes perturbaciones en la corteza terrestre, subdivididos a su vez en unidades menores. A los primeros 1000 millones años sin vida se lade llama Azoico. La primera era que se establece es el Precámbrico, que se divide a su vez en  y Proterozoico Arqueozoico. La aparición hace 600 millones de años de vida más organizada da (con origen al Fanerozoico Bloque 4 Estrutura y dinámica t errestre

Tema 7. Componentes tectónicos y litológicos 15

 

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vida evidente), que se divide en Paleozoico (vida antigua), Mesozoico (vida intermedia) y Cenozoico (vida reciente). Las eras se subdividen en períodos que corresponden en general a importantes perturbaciones de la corteza terrestre. A su vez se dividen en unidades menores. La primera gran clasificación dividía al Fanerozoico en las eras Primaria, Secundaria, Terciaria Cuaternaria. dos últimas se engloban hoydeenperíodos la era Cenozoica y sus tiemposy han pasado a Las considerarse períodos. El resto se denominan con el nombre de la región donde fueron reconocidas las rocas de su edad por primera vez: Jurásico, Pérmico, Devónico, Cámbrico, Silúrico y Ordovícico. En otros casos el nombre se debe a la roca más típica de ese período en una región determinada (Cretácico, Carbonífero, Triásico).

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

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

estructuras de deformación: los pliegues

Los pliegues son deformaciones tectónicas, de pequeño radio de curvatura, producida por fuerzas tangenciales en compresión y que se traduce en una ondulación de los estratos rocosos. r ocosos. El pliegue puede ser:   Anticlinal: parte convexa hacia arriba. Tiene en su núcleo las rocas más antiguas de la serie plegada. Su núcleo está constituido por las rocas más antiguas de la serie plegada, de manera que a partir de él se van disponiendo las rocas más recientes. r ecientes.   Sinclinal: parte cóncava hacia el cielo. Su núcleo está formado por las rocas más recientes y a partir de él se van disponiendo las rocas hacia las más antiguas de la serie plegada. Esta ondulación de los estratos consta de las siguientes partes:   Charnelas: zonas del pliegue de máxima curvatura, donde los estratos cambian de buzamiento, que se mide por la inclinación de los estratos respecto a la horizontal. La distancia vertical desde la charnela es la altura relativa r elativa..   Flancos: superficies que unen las charnelas entre sí, y su curvatura depende de las variaciones del buzamiento.

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   

Plano axial: bisectriz del ángulo formado por dos flancos. Eje del pliegue: intersección del plano axial con la charnela del pliegue. Las

variaciones de altura dan lugar a sobreelevaciones sobreelevaciones y ensilladuras, según sean ascensos o descensos del nivel del eje. La continua disminución de la altura lleva a la desaparición del anticlinal por una prolongación perianticlinal. perianticlinal.  



 



De un sinclinal termina Losigual pueden ser: por medio de un cierre perisinclinal. tiposforma, de pliegues En función de la inclinación del plano axial:    Rectos o verticales: cuando el plano forma un ángulo recto (90º) con la horizontal.   Inclinado: cuando el plano se encuentra inclinado respecto de la horizontal, los dos flancos buzan en distinta dirección:   En rodilla, uno de los flancos tiene un buzamient buzamientoo de 90º.   Tumbado, si el ángulo que forma el plano axial es superior a 45º, y los dos flancos del plieguen buzan en la misma dirección. inferiorr a 45º.   Volcado, es el caso extremo del tumbado. El ángulo es inferio   Acostado, cuando tanto el plano axial como los flancos se hallan muy próximos aangular la horizontal. Según la separación de los flancos: 

Laxo, cuando la separación angular es superior a 30-45º. Agudo, separación angular inferior a 30-45º. En cofre, sus flancos no forman ángulos entre sí. El pliegue muestra una amplia charnela que presenta buzamientos horizontales. horizontales.   Hongo, cuya charnela presenta un hundimiento en el centro. Según el espesor que presentan los flancos:    Isópaco, sus capas no se encuentran ni estiradas ni fracturadas.   Anisópaco, presenta un estiramiento o fractura en uno de sus flancos. Podemos diferenciar:   Estirado, el flanco invertido posee menor potencia que el normal.   Laminado, el flanco invertido se reduce a una lámina lámina..   Pliegue-falla, el flanco invertido es una falla.      

 



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Cabalgante, pliegue-falla con desplazamiento a partir del plano de fractura. En función de su longitud:    Largo, su desarrollo longitudinal longitudinal supera los 10 1 0 Km.   Branquipliegue, su relación entre anchura y longitud es del orden 1/2 o 1/3, siendo la longitud inferior a 10 Km.   Domo anticlinal y cubeta sinclinal, cuando la relación anchura-longitud está  

 



 



próximo a 1/1,5, es decir la altura y la l a longitud son iguales. Armónico, si los estratos dibujan una deformación con curvatura similar. Disarmónico, los estratos no guardan paralelismo debido a contrastes de competencia.   Diapírico o diapiro, deformación de la corteza en forma de cúpula y de planta más o menos circular, debido a un ascenso de rocas plásticas y poco densas (halitas, yesos y otras sales) que extruyen alterando la disposición original de los materiales superpuestos. superpuestos.

Por el paralelismo de los estratos en profundidad p rofundidad:     

4.2.  Las

estructuras de dislocación: las fallas

Si las fuerzas tectónicas han actuado sobre materiales rígidos, o han superado el índice de plasticidad de los materiales afectados, el resultado de su acción es la fragmentación o fracturación de las rocas, con o sin desplazamiento vertical u horizontal de las mismas. Una falla es un accidente que implica ruptura, y se desarrolla en cualquier tipo de rocas. Son fracturas que van acompañadas de un desplazamiento de los bloques. Se distingue de la diaclasa y de la fractura fractura ya que éstas son rupturas sin apenas Bloque 4 Estrutura y dinámica terrestre

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desplazamiento de las masas rocosas. Las partes de una falla son:   Labios de falla: bloques rocosos a ambos lados de la línea de falla. Pueden ser hundidos y levantados. A veces se les llama dovelas. El sentido del accidente viene dado por la parte de la superficie de falla situada encima de la línea de falla.   Superficie o plano de falla: superficie de fractu fracturación. ración.      

Salto deyfalla: amplitud del desplazamiento de los bloques. Puede ser vertical horizontal. Espejo de falla: el plano de falla resulta pulido y estriado po porr el movimiento de los bloques. Línea de falla: intersección del plano de falla con el plano horizontal. horizontal.

Los tipos de fallas pueden ser:  



 



Por la dirección del buzamiento del plano de falla respecto de los bloques:   

Falla directa o normal. Las fuerzas en tensión que la originan inclinan el plano de falla en dirección al bloque

 

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

Según la relación entre la dirección del buzamiento del plano de falla y la de los estratos, cuando se trata de

series estratificadas: estratificadas:    Falla conforme. La inclinación se orienta en el mismo sentido que el buzamiento de los bloques bascu basculados. lados.   Falla contraria. La inclinación se orienta en sentido contrario al de los bloques basculados.  



Por la relación entre la orientación de la falla y la de las líneas de estratificación, cuando se trata de series estratifi estratificadas: cadas:   

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

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Tema 7. Componentes tectónicos y litológicos

 

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 

 

la falla. Falla transversal, si el plano de falla corta de manera transversa la dirección de los estratos. Falla de desgarre, desenganche o de desplazamiento horizontal. Es un tipo especial de falla pues en ella el desplazamiento de los bloques no es vertical sino horizontal, por lo tanto ta nto no hay hundimiento ni elevaciones.

Las fallas pueden aparecer asociadas:   Horst o pilar tectónico: asociación a sociación de fallas que van elevándose hasta dejar un bloque más má s elevado entre ellas.   Graben o fosa tectónica: unión de varias fallas que dejan entre sí un bloque hundido. Las fallas pueden cortarse entre sí y formar redes llamadas campos ca mpos de fallas, que originan una estructura en damero con c on bloques levantados y hundidos.

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Tema 7. Componentes tectónicos y litológicos

 

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Tema 8. LOS RELIEVES ESTRUCTURALES

1.  Grandes unidades estructurales de la corteza terrestre

Una gran parte del globo terrestre está cubierto de agua (los océanos que constituyen la hidrosfera), y la otra parte, los continentes, donde la litosfera aparece ante nuestra vista. 1.1.  Las

áreas sumergidas: cuencas oceánicas

No se corresponden exactamente con los océanos, pues éstos están formados en un 20% por los bordes continentales sumergidos. En las cuencas oceánicas pueden distinguirse topográficamente dos áreas principales: las llanuras abisales y las dorsales oceánicas. 1.1.1.  Bordes

continentales

Son prolongación hacia el océano de las plataformas continentales, con una profundidad inferior a 200 m (en ocasiones pueden llegar a 500) y una pendiente suave (en torno al 1 por 1.000). Son zonas de gran importancia económica por la presencia de hidrocarburos y de pesca. Estructuralmente se distinguen dos bordes: tipo atlántico y tipo pacífico.   Tipo atlántico o asísmicos, comprenden dos zonas:    Plataforma continental, ésta tiene una profundidad inferior inferior a 200 m, con pendientes suaves (1 por 1.000), donde el relieve ha sido atenuado por los sedimentos.   Talud continental, tiene pendientes acusadas de 1 por 40. Su superficie es el borde real del continente y a su pie se depositan los sedimentos con gran espesor. Va disminuyendo hacia el océano, con pendientes p endientes entre el 1 por 1.000 y el 1 por 700. Frecuentemente aquí aparecen estructuras salinas junto a yacimientos de hidrocarburos.   Tipo pacífico o sísmicos. Son zonas de intensa actividad geológica, y están constituidos por arcos insulares (cadenas de islas volcánicas) separados del 

o

o



continente por una crestas cuenca marginal ocupada un mar interior; oceánica, tras los arcos existen pequeñas y por último unaporfosa o trinchera que alcanza las mayores profundidades. En estos bordes no existe plataforma continental semejante a los de tipo atlántico.  Topográficamente aparecen dos accidentes característicos: los arrecifes de barrera (sedimentos biogénicos coralinos) y los cañones submarinos (profundos valles en V, que seccionan el talud e incluso la plataforma continental). 1.1.2.  Llanuras

abisales

Zonas planas o con pequeñas pendientes (entre el 1 por 1.000 y el 1 por 10.000), recubiertas por sedimentos. Están accidentadas por colinas submarinas, que a veces emergen formando islas oceánicas o atolones, con un diámetro de 5 a 10 km. Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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1.1.3.  Dorsales

oceánicas

Debido a las corrientes de convección, las placas se separan más y más y los materiales que provienen del interior se acumulan entre ellas formando litosfera oceánica más densa. La acumulación de materiales forma en la línea de ascenso una doble cadena montañosa sumergida: una dorsal. Así se formó el Océano Atlántico hace millones de años. Se calcula que su ensanchamiento actual es de unos 2 cm al año en la parte central y de 5 cm en el norte. Estas grandes elevaciones submarinas, están situadas en la parte central de los océanos de la Tierra. Tienen una altura media de 3.000 m y presentan un surco central, llamado rift , por donde sale magma procedente de la astenosfera, que se deposita a ambos lados, creando nuevo suelo oceánico. Estas formaciones están activas y en ellas se ponen de manifiesto las fuerzas expansionistas de la corteza terrestre. El magma emerge continuamente desde la corteza a través de lasDebido fisurasa del fondo del océano, volcanes oceánica, y porciones de corteza. esto, las rocas son másy forma jóvenesnuevos en el centro de la dorsal (cerca de donde está la fisura) que en la periferia. Por otro lado, la permanente renovación del suelo de los océanos por este continuo fluir de magma hace que esta clase de corteza sea, por lo general, considerablemente más  joven que las cortezas cortezas continentales. continentales. En las áreas existentes entre las dorsales y la plataforma continental se desarrollan las cubetas sedimentarias submarinas, consistentes en unas llanuras muy amplias y profundas con numerosos accidentes. Se distinguen:   Dorsales sísmicas. Forman una cadena contínua de unos 60.000 km de longitud,  de 1.000 a 4.000 km de anchura y una altura media de 3.000 m sobre las 

 



llanuras Topográficamente son un gran número y crestas paralelosabisales. a la alineación general, coincidiendo a veces con eldeejevalles de simetría de la dorsal. Consisten en acumulaciones de material volcánico recubiertos de sedimentos de poco espesor (50 m de media y nulos en el valle central). Dorsales asísmicas. Cordilleras alargadas, más estrechas que las dorsales sísmicas y que carecen de actividad sísmica. Las acumulaciones de material volcánico son mayores que en las sísmicas. 

1.2.  Las

áreas emergidas: los continentes

Los continentes son grandes extensiones de tierras emergidas caracterizadas por estar formadas por corteza continental. Las unidades estructurales continentales están formadas, además de por las tierras emergidas, por la plataforma y el talud continental. Dos tercios de las rocas de la superficie te terrestre rrestre se han formado en la Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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superficie (sedimentarias, más recientes) y un tercio tiene origen interno (endógenas, más antiguas). Por todo ello se puede dividir a la corteza en dos grandes unidades: cratones o escudos, zonas antiguas y erosionadas, y orógenos, regiones plegadas recientemente y poco erosionadas. Entre estas dos unidades se sitúa un tercer tipo estructural, las plataformas, zonas cratónicas cubiertas por sedimentos, que se hayan en posición horizontal o subhorizontal. subhorizontal. 1.2.1.  Los

cratones o escudos

Es el núcleo más antiguo –precámbrico- de los continentes, está formado por rocas cristalinas de origen metamórfico o ígneo, las más antiguas con edades superiores a los 2.000 millones de años, muy estables estructuralmente, y que forman el centro de los continentes. Se caracteriza por su estabilidad y rigidez, por eso, ante la acción de las fuerzas tectónicas se fragmenta, al contrario de lo que sucede en los orógenos. A causa de su larga evolución presenta formas de relieve muy aplanadas. En ellos se pueden diferenciar:   Cratones arcaicos, los más antiguos, en los que sólo afloran rocas plutónicas y metamórficas. Se caracterizan por su topografía plana, las penillanuras (Davis), también llamadas superficies residuales o superficies  

de erosiónpost-arcaicos (Hettner). o premesozoicos, que conservan una cobertera Cratones plegada de rocas sedimentarias, más o menos metamorfizadas. Su relieve está configurado en función de las rocas metamórficas, generalmente cuarcitas que forman crestas elevadas, alternando con series blandas, pizarrosas, que forman los valles. El relieve apalachense es una formación de este tipo.

1.2.2.  Las

plataformas

Son llanuras estructurales de zonas cratónicas recubiertas por una cobertera sedimentaria que se halla en posición horizontal o subhorizontal subhorizontal.. En el marco de las plataformas encontramos cuencas sedimentarias continentales , que son grandes depresiones que reflejan una deformación negativa de la corteza terrestre, y que se hallan rellenas de materiales sedimentarios cuyo peso provoca una subsidencia (hundimiento) de la cuenca. c uenca. Las series horizontales, recubiertas de un estrato superior resistente, forman tras la erosión mesas o páramos y cerros c erros testigos. Las capas duras de las series de cobertera ligeramente inclinadas forman las cuestas, que aparecen asociadas muchas veces con las la s superficies de erosión. 1.2.3.  Los

orógenos

Son los fragmentos móviles de corteza terrestre que bordea y separa los cratones. Son las áreas en las que se hace más evidente la acción constructiva de las fuerzas internas, pues estas estructuras se deben al choque de placas que las deforman presionescomo de laorogénesis  corteza, ))..vulcanismo y actividad sísmica (a estos procesos losporconocemos Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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Las rocas sedimentarias se han visto deformadas o plegadas dando lugar a montañas, a menudo metamorfizadas e inyectadas por rocas ígneas. Pueden distinguirse: distinguirse:   Relieves definidos por un nivel resistente. Estratos de rocas sedimentarias, que al adquirir buzamientos (inclinaciones) muy elevados, produce elevaciones del terreno, denominadas hog backs .   Relieves determinados por los pliegues. Plegamiento de rocas  

sedimentarias, conjurásico diferente estilo tectónico según su morfología, pudiendo ser estilo y estilo alpino. Relieves originados por las fallas. Fracturas orogénicas por fallas o fuerzas internas.

1.2.4.  Los

volcanes

Relieves producidos por erupciones volcánicas y volcanismo, en los que las coladas basálticas ascienden hacia la superficie.

2.  Los relieves estructurales de las cuencas sedimentarias 2.1.  Formas

del relieve aclinal (Estructuras horizontales)

También llamadas estructuras simples. Son aquellas en la que la tectónica apenas ha actuado. Se deben a la actuación de la erosión diferencial sobre las series sedimentarias de distinta resistencia a la erosión. Son formas que se localizan, por lo general, en los centros de las cuencas sedimentarias  y traducen la horizontalidad con la que se depositaron en ella los sedimentos. La forma más sencilla del relieve aclinal es la superficie estructural, superficie de topografía llana formada por una capa resistente incluida en una serie sedimentaria subhorizontal. subhorizontal.   Superficie estructural primitiva. En ella, la última capa de una serie sedimentaria aparece en la parte superior del relieve, la erosión casi no ha actuado.   Superficie estructural derivada o subestructural. La capa que aparece en superficie no es la última capa sedimentada, la erosión ha actuado sobre las últimas capas depositadas. Al alternar capas de series sedimentarias resistentes con capas sedimentarias deleznables, la acción de la erosión diferencial es la que provoca la aparición de una morfología tabular, transformando la anterior superficie estructural. Las formas topográficas más características debidas a la erosión de los relieves horizontales son las plataformas estructurales. Son plataformas más o menos extensas, horizontales, y de altura semejante, que según el tamaño y el grado de erosión, podemos clasificar de mayor a menor: Superficiee estructural   Superfici   Páramo   Mesa Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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   

 

Muela Cerro testigo. La erosión ha seguido actuando, tienen forma cónica y están rematadas por un trozo de estrato horizontal, correspondiente a roca dura. Antecerro. Debido a la erosión, el estrato superior desaparece, quedando la forma cónica.

Estas plataformas estructurales estructurales se hallan separadas por los llamados valles   Cornisa. Parte superior, de fuerte pendiente, y constituida por la serie de roca resistente.   Talud . Parte inferior, de pendiente más suave, y formada en los estratos de roca más deleznable

en cornisa, cuyas c uyas vertientes muestran dos partes bien diferenciadas:

La red fluvial de una región de estructura horizontal no suele presentar una

dirección predeterminada, pero su influencia en la creación del relieve es muy importante, puesto que es la causante de la individualización de las formas que las caracterizan. La dirección no está influida por la tectónica, sino por las líneas de diaclasación de las rocas r ocas sedimentarias: red insecuente. 2.2.  Formas

de relieve monoclinal o inclinado (Estructuras inclinadas o cuestas)

Se encuentran en los bordes de las cuencas sedimentarias o en zonas también donde hay alternancia de rocas duras y blandas inclinadas en una sola dirección, llos os relieves formados se llaman cuestas (palabra en español). Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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La cuesta se caracteriza por su perfil disimétrico; consta de dos partes:   El Frente de cuesta, que tiene una gran pendiente, y donde se distingue:   Cornisa , modelada sobre roca dura, con pendiente muy fuerte que está en función de la resistencia de la roca y del buzamiento de los estratos.   Talud , de menor pendiente e igualmente depende de la dureza de la roca y del buzamiento de los estratos.   El Dorso, de pendiente suave, es una superficie estructural primitiva o derivada. En función del buzamiento de los estratos, estratos, podemos distinguir: distinguir:   Cuestas (buzamiento entre 2º y 20º)   Crestas monoclinales (buzamiento superior a 20º)   Barras monoclinales o “hog backs”  (buzamiento (buzamiento cercano a 90º)

Las superficies monoclinales, al igual que las aclinales, presentan también formas testigos del retroceso de la cuesta: cerros testigos y antecerros , debidos a la acción diferencial que lleva a cabo la red fluvial que se instala sobre ellos. La red fluvial es un factor condicionante en la evolución del relieve

monoclinal y su actuación varía en función de la mayor o menor resistencia de las series sedimentarias a la erosión, así como del grado de inclinación de los estratos. estratos.   Corriente cataclinal o consecuente. Ríos principales. La dirección de drenaje es la misma que la del buzamiento de los estratos, atravesando el conjunto de cuestas. Alternancia de rocas blandas (valles amplios) y duras (valle encajado).   Corriente subsecuente y ortoclinal. Afluentes principales. Paralelo al frente de la cuesta, perpendicular al cataclinal y anaclinal. Se adapta a la litología pues drena el nivel de rocas blandas   Corriente anaclinal u obsecuente. Subafluentes que nacen y fluyen por el frente de una cuesta. Al fluir en dirección opuesta al buzamiento de los estratos, es el principal agente de retroceso r etroceso del frente de cuesta.   Corriente peneconsecuente. Subafluente que nace y circula por el dorso de una cuesta, siguiendo el buzamiento de los estratos. La mayor parte de su valle se abre en roca dura (vertiente escarpada).   Río subsecuente u ortoclinal de reverso de cuesta. Sigue una dirección perpendicular a la dirección del buzamiento de los estratos. Tiene como Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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nivel de base un río consecuente o peneconsecuente. Está inadaptado a la litología pues está instalado sobre roca dura.

Todo el conjunto configura una red de drenaje en enrejado muy característica.

3.  Los relieves estructurales de los orógenos 3.1.  Los

relieves estructurales plegados (estructuras complejas)

En las coberteras sedimentarias, o conjunto de materiales que recubren un escudo o macizo antiguo, la forma más elemental es la de plegamiento en una serie de ondulaciones.dePueden configurarse distintos tipos ydedirección pliegues, del según las características las series sedimentarias, la fuerza empuje tectónico. Los plegamientos afectan a una amplia extensión de terreno, dando lugar a los denominados:   Anticlinorios , si el conjunto adquiere adquiere una forma convexa o anticlinal .   Sinclinorios , si la forma que presenta es cóncava o sinclinal . El relieve plegado toma formas muy variadas y complejas, como vimos en el tema 7, a las que hay que sumar la acción de la erosión sobre ellas, que aumenta la variedad de las mismas:   Formas originales, directas o primitivas , cuando la formación muestra una  

clara adaptación con la estructura plegada. Formas derivadas  , cuando la topografía de las formas va dejando de

Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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 

coincidir con la estructura, debido a la acción de los agentes erosivos. erosivos. Formas invertidas . Cuando la erosión ha actuado con mayor intensidad o durante más tiempo, puede aparecer el relieve invertido, en el que las formas cóncavas y deprimidas aparecen sobre la estructura anticlinal y las convexas sobre la estructura estructura sinclinal.

En resumen, se puede decir que las estructuras plegadas estén en función de:  

La tectónica:   Mayor o menor elevación de los pliegues.   Buzamiento de los estratos.   Simetría y desimetría de los flancos de los pliegues. La litología:   Contraste de resistencia de las rocas a la tectónica y a la erosión.   Frecuencia mayor o menor de su alternancia.   De la diferente potencia de los l os estratos. La erosión diferencial, que a su vez está influida por:   El clima. El periodo de tiempo durante el cual ha podido actuar. o

o

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 

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 

o

o

  Formas originales, directas o primitivas 3.1.1.anticlinales Cuando y sinclinales no se encuentran modificados sensiblemente por la acción de la erosión. Los relieves son conformes con la estructura.   Mont . Las elevaciones coinciden con los anticlinales, es decir, las charnelas de los anticlinales son las partes más elevadas topográficamente. Se define

como “un relieve elevado más o menos alargado que se desarrolla sobre una

 

roca resistente y cuya culminación topográfica corresponde a la charnela y cuyas laderas corresponden a los flancos de un anticlinal”.  Val . Las depresiones coinciden con los sinclinales, es decir, las charnelas de los sinclinales son las partes más bajas o deprimidas. “Una depresión, más o

menos, alargada coincidente con un sinclinal y adaptada a los caracteres estructurales del mismo, correspondiendo su fondo al área de charnelas y  

suserosión vertientes a los flancos”. La empieza a actuar  primeramente sobre los mont , siendo menor sobre los val . Al comenzara actuar la erosión empiezan a aparecer formas elementales que no hacen perder su carácter conforme, son las ruz o ruces , consistentes en pequeñas entalladuras (barrancos) originados desde la charnela y que bajan por los flancos de los anticlinales o vertientes de los monts . 3.1.2.   Formas

derivadas

Se caracterizan porque en ellas la actuación de la erosión es mayor o más prolongada en el tiempo que en las formas directas . La topografía refleja a la vez formas estructurales y erosivas.  

La acción erosiva yendejan los barrancos da lugar a que las capas superiores restos llamados chevrons  . ruces desmantelen las

Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

Geografía General Física

 

 

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

anticlinal da origenen a un valle formado su charnela que se denomina combe, normalmente limitado por dos crestas de roca dura. El relieve original y derivado se estudió primeramente en la región prealpina del Jura franco-suizo donde son muy abundantes, por eso la terminología es principalmente francesa. Por eso en algunos textos aparecen con la denominación de relieve jurásico, que engloba un estilo tectónico de pliegues simétricos y las formas erosivas que acabamos de ver. 3.1.3.   Formas

invertidas

Se caracterizan porque las zonas topográficamente más elevadas se corresponden con las zonas tectónicamente más deprimidas y a la inversa, las más bajas topográficamente son las que fueron más elevadas por la tectónica. La forma más característica es el sinclinal colgado , estructura sinclinal que queda a mayor altura que las anticlinales próximas porque han sido desmanteladas por la erosión y han formado valles anticlinales. Este tipo de relieve se da, con mayor frecuencia, en series sedimentarias en la que las capas de roca blanda tienen gran espesor, pues facilitan mucho la acción de la erosión; también puede aparecer cuando la capa de roca dura es poco potente o su resistencia la erosión no es demasiada. Estos tipos de relieves conformes, derivados e invertidos pueden presentar variaciones en función de los distintos tipos de plegamiento:   Pliegues simétricos. Los vistos hasta ahora: estilo Jurásico .   Pliegues oblicuos, oblicuos, plegados plegados o acostados, acostados, cabalgantes cabalgantes, se convierten en estilo alpino donde pueden aparecer las combes de flanco en las que la parte topográficamente más elevada 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 que este plano se ha deslizado), entre las ventanas quedan restos del manto llamados klippes . Además, en la parte anterior de corrimiento la erosión origina un escarpe de frente de corrimiento. 3.1.4.   La

red hidrográfica en la estructura plegada

Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

Geografía General Física

 

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

o

 

oblicuamente a la dirección ejes de plegamiento. Es decir, existe una total independencia entrede lalos estructura de plegamiento y la red hidrográfica. Las formas que originan los cursos fluviales son:   Ruces . Aprovechan el buzamiento de las capas rocosas de los flancos del anticlinal y fluyen transversalmente el eje del plegamiento.   Cluses . También corren transversalmente al eje de plegamiento, pero, en este caso, llegan a atravesarlo. Esta discordancia puede deberse a dos causas:   Instalada por antecedencia . El plegamiento no existía en el momento de la instalación de la red hidrográfica. Es muy poco frecuente.por sobreimposición . El plegamiento estaba oculto Instalada por una cobertera que fosilizaba a la estructura plegada y la rede hidrográfica se instaló sobre ella y continuó erosionando en profundidad tras la desaparición de la cobertera, llegando a atravesar la estructura plegada subyacente. Es mucho más común que la anterior. a nterior. Tras la instalación de la red hidrográfica, aparecen unas formas de relieve semejantes a las cuestas, ya que la estructura plegada, tras ser erosionada por los ríos, desaparecen las charnelas o flancos de los pliegues, presentándose a veces como una estructura monoclinal.  

Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

Geografía General Física

3.1.5.  El

relieve apalachense

Debe sus formas estructurales a la erosión diferencial (relieve con formas erosivas muy importantes) y es el resultado de una larga evolución que ha pasado por distintas fases: plegamiento, erosión, nuevo plegamiento y nueva erosión. Tras este proceso, las rocas más resistentes quedan en resalte formando alineaciones rectilíneas denominadas crestas , frecuentemente constituidas por areniscas o cuarcitas y las rocas blandas (pizarras, esquistos y margas) forman los surcos o valles . La red hidrográfica que se instala sobre este conjunto de crestas y surcos presentan características peculiares. Los ríos de rango medio o bajo se adaptan a la disposición de las formas, mientras que los cursos fluviales principales suelen correr de forma indiferente, tanto respecto a la estructura tectónica, como a la diferencias de resistencia litológica, pues atraviesa perpendicular u oblicuamente el conjunto de rocas deleznables y alineaciones de rocas resistentes en las que abren profundos y estrechos pasos, denominados water gaps (cluses vivas). Cuando estos pasos aparecen sin estar recorridos actualmente por ríos, se denominan wind  gaps (cluses muertas).

3.2.  Los

relieves estructurales fallados (estructuras complejas)

Los escudos están constituidos por materiales muy rígidos que no pueden plegarse por el empuje de las fuerzas internas de la tectónica y que responden a ellos o a las presiones pr esiones rompiéndose, rompiéndose, dando lugar a las fracturas  y fallas . Este efecto se produce también en rocas sedimentarias más recientes, Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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cuando las fuerzas internas superan su límite de plasticidad o bien, cuando el sustrato cristalino sobre el que se encuentran estas rocas, se fractura, arrastrando con ello también a dicha cobertera. En las regiones muy afectadas por movimientos tectónicos, se pueden originar campos de fallas, conjunto de bloques hundidos y levantados, muy propio de los macizos antiguos y denominados estilo germánico . Los graben o fosa tectónicas son aprovechados por los ríos para instalarse y formar amplios vallesalargados. de fondo plano. Mientras que en los horst de suelen formar mesetas o altiplanos También existen las Fallas transcurrentes o de desgarre, que son debidas a movimientos horizontales. Destacan menos topográficamente que las anteriores, pero, cuando se producen a escala casi continental, pueden presentar un accidente largo y angosto, en forma de trinchera, con vertientes escarpadas, llamado rift valley o valle de frac fractura tura. Las fallas y fracturas constituyen zonas de debilidad para los agentes de la erosión, dando lugar su acción a vaguadas, vallonadas e incluso grandes valles. 3.2.1.   Escarpes

de falla

La forma de relieve fundamental que aparece como consecuencia de los escarpe de falla o desnivelación topográfica entre movimientos tectónicosy en dos bloque fallados, queel tiene una parte estructural y otra erosiva en la desnivelación topográfica. topográfica. Según sea el papel desempeñado por la tectónica y por la erosión diferencial en la formación del escarpe, se pueden distinguir:   Escarpe de falla primitivo u original. También llamado escarpe tectónico,  ya que procede directamente de la dislocación producida por los movimientos tectónicos. Sus características son:   El valor de desnivelación topográfica topográfica es idéntica al salto de falla. z ona levantada del   La superficie topográfica del escarpe coincide con la zona plano de falla. Para que se conserve un escarpe primitivo es necesario que:   El labio levantado debe estar constituido por materiales duro,

La falla debe reciente La erosión ha ser actuado pocoo,todavía, Si todo esto se cumple, el escarpe es muy nítido. Si no se cumple, el escarpe retrocede tras el plano de falla y con un trazado más o menos sinuoso; además, el salto de falla se reduce, bien sea por:   Erosión del labio levantado,   Acumulación en el labio hundido,   Por ambas cosas.    

 

Escarpe de línea de falla o derivado. Es el resultado de la erosión

diferencial sobre bloques fallados adyacentes que ofrecen desigual resistencia; el bloque que posee mayor resistencia queda en resalte, aunque

tectónicamente no que correspondiera con el labio levantado, y su altura puede ser mayor o menor el salto de falla. Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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Para su formación se requiere que la falla se haya nivelado previamente, es decir, el desnivel inicial de los dos bloques debe haber desaparecido por:   A causa de la erosión,   Se haya fosilizado por una cobertera sedimentos y posteriormente comience de nuevo la erosión. Pueden ser:   Escarpe de línea de falla directo. Las rocas menos resistentes están  

en el bloque por lo que la acción sentido que elhundido, del accidente tectónico . de la erosión actúa en el mismo Escarpe de línea de falla invertido. Las rocas más resistentes están en el bloque hundido, por lo que se produce una inversión del relieve, ya que la erosión actúa más enérgicamente sobre sobre el bloque levantado. levantado.   Escarpe línea falla descubierto o revelado , los materiales que fosilizan la falla se depositan simultáneamente a la tectónica;   Escarpe línea falla exhumado, cuando los depósitos son posteriores a la tectónica. o

o

 

Escarpe de línea de falla compuesto. Son el resultado de la acción

simultánea de la tectónica y de la erosión diferencial. Es una forma

estructural mixta, ya que combinaderivado. ambos tipos de escarpe, una parte de escarpe original y otra de escarpe Se pueden distinguir dos tipos fundamentales, según sea su origen:   Rejuego de falla , que implica una segunda actuación de la tectónica. Un escarpe ya existente de tipo derivado adquiere mayor valor en función de una redislocación r edislocación de la falla por una nueva fase tectónica.   Directo, si levanta más el labio ya levantado.   Inverso, si hunde el anterior labio leva levantado. ntado.   Exageración del escarpe original debido a la acción de la erosión diferencial. La fractura deja el material menos resistente en el labio hundido, actúa la erosión diferencial, provocando un rehundimiento del labio hundido, por lo que aparece un escarpe que tienen mayor valor que o

o

el que tenía con anterioridad en el origen. 3.2.2.   Relación

red hidrográfica con estructura fallada

Los escarpes de falla que poseen fuerte pendiente se hallan disecados en facetas de formas triangulares o trapezoidales, como consecuencia de los barrancos que corren perpendicularmente a ellos y se dirigen hacia el labio hundido. La red hidrográfica puede instalarse sobre la superficie fallada de manera:   Concordante. El curso de agua corre aprovechando las fallas o las fosas tectónicas para su instalación.   Río de fosa tectónica.   El curso de agua corre paralelo a los dos escarpes que o

delimitan el valle y que conforman el horst . Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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El curso del río corre por el labio hundido de la fractura, y se adapta mejor cuando la fractura será basculada en dirección al labio levantado. Son valles tectónicos. Río de línea de falla. El curso de agua se instala sobre la línea de falla aunque no exista escarpe. Si la línea separa litologías diferentes el río actúa por erosión diferencial y puede provocar  

o

 

la aparición de escarpes de falla derivados. Producen valles erosivos.  

Discordante. La red se instala de manera indiferente a las fracturas y

fallas. Esto puede ser debido a una situación de:   Antecedencia.   Sobreimposición. o

o

4.  Los relieves en estructuras volcánicas

Las estructuras estructuras volcánicas son las producidas por el volcanismo, volcanismo, por lo que son estructuras constituidas por rocas de origen interno, ppor or rocas cristalinas. En estas estructuras podemos considerar a los volcanes, las coladas y las formas de excavación. El 70% de los volcanes se encuentran en los fondos marinos, por eso, aunque la actividad volcánica continental es un fenómeno muy extendido, continúo, si lo consideramos a escala global, desde el punto de la geomorfología continental adquiere un carácter puntual y de interés y significado relativamente menor que otras estructuras más extendidas. Aunque presenta un carácter local y discontinuo, dentro de otras unidades morfoestructurales, su gran velocidad de actuación y la formación de formas de relieve muy peculiares hacen que acaparen la atención de los estudiosos de la geomorfología estructural, estructural, por su singularidad.

Los volcanes 4.1. Volcán: edificio formado por la acumulación de productos sólidos alrededor

de una boca eruptiva o cráter. Su forma depende del carácter de la erupción, del tipo de materiales que se emitan y su posterior disposición en la superficie. 4.1.1.   Partes

     

y materiales de los volcanes

Cráter. Orificio, relativamente pequeño, que conecta la superficie de la Tierra con un depósito de magma en profundidad.  Chimenea volcánica. Conducto que une el magma ma gma con el cráter.  Materiales emitidos:    Lava. Rocas fundidas de aspecto viscoso hasta su solidificación.   Cenizas y escorias. o

o

o

 

Fumarolas. Emanaciones de gases.

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Tema 8. Los relieves estructurales

 

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 

Las erupciones explosivas dan lugar a: o

 

Conos de ceniza. Fragmentos de lava solidificados arrojados por un cráter central. Pueden surgir en cualquier lugar -montañas, llanos o valles- y muchas veces forman grupos que se alinean paralelos a las líneas de falla. Estos fragmentos, de mayor a menor son:   Bombas volcánicas. Fragmentos de gran tamaño, que mientras se solidifican en el aire más toman un aspecto Lapilli. Fragmentos pequeños, quefusiforme. forman habitualmente el cono volcánico.   Cenizas y polvo volcánico. Fragmentos aún más pequeños. Ambos pueden ser transportados hasta varios kilómetros de distancia del cráter. Conos compuestos. La mayor parte de los volcanes del mundo. Están constituidos por estratos de lapilli y cenizas que alternan con coladas de lava. También llamados estratovolcanes. Las laderas del volcán tienen mayor pendiente cuanto mayor es el ángulo con el que reposan r eposan los lapilli y las cenizas. El volumen y resistencia del edificio volcánico depende de los estratos de lava que existan. existan.  

o

o

 

 

 

Las laderashacia del volcán están jalonadas por barrancos radiales, queen al estrecharse la parte inferior, recortan los estratovolcanes mesetas triangulares llamadas planèzes . Calderas. Son grandes depresiones centrales, formadas por las explosiones que destruyen la parte central del edificio volcánico. Se desconocen si se debe al hundimiento de la parte superior de la cúpula volcánica, o si ésta es lanzada en fragmentos tras una gran explosión. Tienen forma elipsoidal o circular y están rodeadas total o parcialmente por un fuerte escarpe.

Las erupciones tranquilas dan lugar a: o

 

Domos de lava o escudos volcánicos. El magma sale a la superficie a

travésa formar de grietas o fisuras. La sucesiva acumulación de coladas de lava llega enormes planicies y mesetas. Se caracterizan por la suavidad de sus vertientes y por presentar el techo del edificio volcánico casi horizontal. Estos volcanes no producen explosiones, ni emiten fragmentos sólidos, por lo que carecen de cráter de explosión; en su lugar, poseen una ancha depresión central o sink de paredes escarpadas y grandes dimensiones. Son semejantes a las calderas y se origina por hundimiento de la parte superior del edificio volcánico 4.1.2.   Las

coladas

Son emitidas a partir de bocas o fisuras eruptivas y dan lugar a formas form as estructurales primitivas primitivas originales. La naturaleza del magma, su temperatura, la

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Tema 8. Los relieves estructurales

 

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cantidad de gas a presión que contiene y la topografía sobre la que se extienden, hacen que presenten características características variables:   Lavas viscosas. Por su acidez (riolitos) o por su temperatura poco elevada, forman coladas cortas y espesas de perfil abombado.   Lavas fluidas. Por lo general de origen basáltico, forman largas coladas de varios kilómetros, que a veces corren por los valles próximos. Si la topografía subyacente está poco diferenciada forman extensos mantos. mantos. mesetas estructurales de escasa pendiente, limitadas por enormesAmplias escarpes escalonados. Las lavas poseen una estructura prismática característica, debido a su fragmentación según fisuras de retracción, normalmente perpendiculares a la superficie de enfriamiento: enfriamiento:   Como tubos de órgano o columnas, en sentido vertical. vertical.   De forma poligonal, en horizontal.   Apariencia cordada. Cuando la lava es muy fluida se desliza rápidamente y la capa superficial se solidifica, pero el interior se frunce, dando lugar a arrugas estiradas en el sentido del movimiento.   Superficie pedregosa, con grandes bloques, pináculos y agujas. Cuando el deslizamiento es lento, puede formarse una capa más ancha y rígida,   Trapps .

cuya ruptura este tipocolgadas de superficie. Las coladas, a vecesdaaparecen con aspecto de franja de meseta o cerros tabulares. Estas mesas muestran la mayor resistencia a la erosión de las lavas respecto a las rocas del sustrato. 4.1.3.   Las

formas excavación

Aparecen al actuar la erosión diferencial sobre las rocas sedimentarias que cubrían formaciones intrusivas o extrusivas de volcanitas. Éstas quedan al descubierto, dando lugar a formas estructurales exhumadas   Entre las intrusiones (plutones ígneos):    Concordantes. Intruyen a favor de las estructuras estructuras de la roca r oca encajante: encajante:    Lacolitos . Forman domos elípticos, de perfil convexo, rodeados de 

cuestasSon o falsas cuestas, modelados su cobertera sedimentaria  Sills. cornisas escalonadas a loenlargo de las vertientes, producidas  

 

en las series sedimentarias sedimentarias afectadas. Discordantes. Intruyen cortando las estructuras de las rocas encajantes.    Batolitos : Formas irregulares, ocupan áreas enormes, se agrandan hacia abajo.   Diques, filones, venas : plutones pequeños de forma tabular, con bordes irregulares y tamaño variable.

Entre las extrusiones: 

  Espigones . Columnas en los conductos. 

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o escarpados pilones de lava compacta solidificada

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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  Necks (agujas volcánicas) .

Resultado de exhumación de la lava solidificada en la antigua chimenea, su forma recuerda a los domos y agujas volcánicas.    Dykes. La erosión deja al decubierto las lavas solidificadas en las fisuras del antiguo volcán, constituyendo autenticas murallas o diques rectilíneos. Ring-dykes , si son circulares. circulares.    En los lugares donde las coladas recubrían rocas blandas, se forman mesas aisladas por encima de zonas rebajadas por la erosión (inversión del relieve); en los sitios donde reposaban sobre rocas duras del zócalo cristalino han permanecido en la posición primitiva, Cheires .  Resumiendo, los diferentes relieves volcánicos dependen de tres hechos fundamentales: 1.  Del tipo de erupción que los ha originado, depende de:   La importancia relativa de las coladas y el material de explosión.   La mayor o menor viscosidad de la lava según sea su composición química, hecho fundamental de cara a la resistencia de las rocas. Las lavas ácidas (riolitas) son mucho más duras que los l os basaltos. 2.  De la edad másduración o menosdeantigua de laserosivos erupciones, que determina mayor o menor los ataques al relieve primitivo. primitivo. la 3.  Del relieve y de la naturaleza del basamento sobre el que se ha instalado el edificio y material volcánico. Un basamento plano favorece la formación de mesetas volcánicas. Si es poco resistente favorece la desaparición, por la acción de la erosión, de las formas primitivas. Por otra parte, la erosión actúa sobre la estructura los barrancos volcánicay apareciendo las planèzes , los trapps , las franjas de meseta y cerros tabulares, o actúa sobre la cobertera sedimentaria que recubría formaciones intrusivas y extrusivas, originando relieves estructurales exhumados como los sills , espigones, necks o dykes , según sea la estructura exhumada. exhumada.

Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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4.1.4.   Tipos

de volcanes

Los volcanes se han clasificado en función de su explosividad. Estos distintos tipos son las diferentes fases por las que pasa un proceso eruptivo.   Hawaiano (Mauna Loa, islas Hawai). Es el resultado de efusiones abundantes y tranquilas de lavas basálticas fluidas, alrededor de una fosa y a partir de unas fisuras radiales. Es un tipo de domo volcánico o volcán escudo.    Stromboliano (Strómboli, islas Lípari). Resulta de la alternancia sistemática sistemática de lavas y lechos de proyecciones de cenizas y escorias e incluso de fragmentos   arrancados a las paredes de la chimenea en el momento de las erupciones. Es un volcán de cono compuesto, el estratovolcán. En él suelen aparecer las calderas.   Vulcaniano (Vulcano, islas Lípari). Se forman por erupciones muy violentas con fuerte explosividad y su cono se compone de cenizas y escorias fundamentalmente, separadas por pequeñas estratificaciones de lavas. Es prácticamente un cono de cenizas.    Peleano (Monte Pelé )).. Se forma por la extrusión de lavas poco fluidas, viscosas, acompañadas de nubes ardientes. ardientes. A veces, conserva conserva la forma cilíndrica cilíndrica de la  chimenea y forma una aguja que se fragmenta en prismas al enfriarse; esta aguja aparece flanqueada por amplias grietas de hundimiento, por las que salen gases en forma de nubes ardientes. Cuando la lava se acumula en la boca eruptiva crea un domo o cúpula volcánica.

Bloque 4 Estructura y dinámica terrestre

Tema 8. Los relieves estructurales

 

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Tema 9. MORFOLOGÍAS LITOLÓGICAS

1.  Introducción 2.  Relieve Granítico El granito es una roca ígnea plutónica, constituida esencialmente por cuarzo, feldespato y mica. Es la roca más abundante de la corteza continental y suele aparecer en superficie por la acción de la erosión. A causa de su gran dureza, es frecuente que terminen siendo la cima de una montaña. 2.1.  Características

de las rocas graníticas

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 r ico en cuarzo, será prácticamente 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 m ecánica y química de la erosión. er osión.   

Clima:       

frío  alteración química pequeña; erosión mecánica importante (gelifracción).  cálido  las temperaturas elevadas favorecen favorecen la alteración de la rroca. oca.  desértico  las fuertes amplitudes térmicas provocan su desescamación (arenización). 

2.2.  Las formas graníticas 2.2.1.   Formas mayores   Formas prismáticas y domos.  Se asocian a climas fríos, o montañosas de zonas templadas. Aparecen 

formas paralelepípedas, agudas y escarpadas.   Domos .  Forman relieves aislados, destacando del nivel de cumbres, con paredes lisas y curvilíneas de forma convexa. Se agrupan bajo este nombre todo un conjunto de formas de resalte más o menos abovedado, que presentan una variada tipología, simétricas o no. La clave de su formación está en el diaclasado curvo y en la acción de la  gelifracción, que se da cuando las condiciones climáticas dan lugar a la alternancia de ciclos de hielo y deshielo en el agua, que al penetrar por las fisuras de la roca, ejerce una labor de cuña que llega a desgajar los bloques rocosos que las limitan. A su pie suelen aparecer acumulaciones de bloques o lajas, apareciendo

Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 9. Morfologías litológicas

 

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el granito en superficie.   Agujas alpinas . 

Se sitúan de forma aislada talladas en primas cuadrangulares o dando a formas piramidales o formando cresterías. La gelifracción es la principal causante de la formación de las agujas alpinas , en este caso, las diaclasas rectas, predominantemente verticales, provocan la formación de relieves más o menos monolíticos, estrechos y alargados, limitados por paredes verticales, quey pueden alcanzar alturas considerables. Unas veces se presentan aisladas otras, como c omo alineaciones que marcan la línea de cumbres. Progresivamente estos relieves se van estrechando y el relieve se hace, tanto más afilado y escarpado, cuanto más densa sea la red de diaclasas verticales y más rigurosos los procesos pr ocesos de congelación y deshielo. Al igual que en las formas dómicas, el granito aparece sano en superficie y a su pie suelen acumularse bloques de roca desgajados.   Crestas  y aristas .  Menos espectaculares que las anteriores, configuran perfiles de sierra, más o menos agudas, con tendencia piramidal, guiadas por un diaclasado vertical importante.

  Panes de azúcar y medias naranjas  

De forma de domo, más regular y perfecta que los así denominados, y que también pueden alcanzar grandes dimensiones. Se desarrolla en climas tropicales, sin frío y sin necesidad de que existan diaclasas curvas. Constituyen relieves de resalte sobre superficies llanas, de arrasamiento, a modo de grandes cerros, de planta aproximadamente circular, con paredes curvilíneas, como grandes semiesferas o cúpulas. El granito está alterado en superficie y al pie no aparecen acumulaciones de bloques, como en los domos de las latitudes templadas y frías, sino profundos y extensos mantos de roca r oca granítica muy alterada.

  Monte-Isla o Inselberg  



Bajo climas tropicales secos aparecen relieves aislados que sobresalen de superficies de erosión recubiertos por mantos de arenitización, en general poco potentes. Están constituidos por granito masivo poco alterado en superficie. Al pie de estos relieves se desarrolla un talud de derrubios generado en procesos mecánicos de rotura de la roca. Los mantos de alteración de potencia variable son transportados por el viento y pueden dejar al descubierto la zona de contacto del inselberg con el material de la penillanura.

  Paisajes de bolas  

Típico de un clima templado  y cuando la red de diaclasas tiene marcado carácter ortogonal, como ocurre con frecuencia.

Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 9. Morfologías litológicas

 

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Muy generalizado en las zonas graníticas españolas, donde recibe el nombre de canchal y berrocal . Se caracteriza por su aspecto caótico y las formas redondeadas. Un berrocal se puede definir como una asociación de formas elementales de diversos tipos y tamaños medianos y pequeños, unas destacadas y otras deprimidas, que se combinan según pautas genéticas muy parecidas, controladas por las diaclasas. En su desarrollo se distinguen dos fases:   Hídrica: capaz de erosionar a partir de las diaclasas (arenización). (arenización).   De arrastre: capaz de limpiar los núcleos rocosos no alterados. Se distinguen:   Alveolos o pasillos de arenización : áreas deprimidas alargadas que suelen aparecer sobre granito descompuesto.   Caos : áreas elevadas formadas por bloques aislados de gran tamaño, redondeados, que se denominan bolos. Los bolos tienen forma variada (esféricos, cúbicos, de losa, torre) y su agrupación recibe el nombre de Tors . Cuando aparecen en precario sobre otras rocas se denomina piedras caballeras . 2.2.2.   Formas

de detalle

Sobre el relieve granítico abundan las microformas, que son muy características y abundantes.   Acalanaduras. Surcos que recorren la superficie de la roca de más o menos vertical. Aparecen en paredes con alguna inclinación, en las vertientes de domos o en las caras laterales de los bolos. Corresponden a la trayectoria de las aguas que circulan por la superficie.   Pilancones. Concavidades relativamente grandes, que pueden superar el metro de diámetro, que se forman fuera de los cauces fluviales, por hidrólisis. Son frecuentes en la parte superior de bolos, domos, lajas…

 

 

2.3.  La

Se producen en zonas donde el agua puede quedar retenida y provoca una arenización local. En los cursos altos de los ríos, sobre el lechoso rocoso, pueden formarse mediante remolinos unas formas similares, llamadas marmitas de gigantes . Taffoni . Cavidades que horadan la roca en superficie, en paredes laterales. Pueden evolucionar hacia rocas en forma de seta. Se forma por escurrimiento y concentración del agua, provocando un vaciado progresivo de dentro afuera. Nerviaciones . Resaltes en la roca, que son causadas por filones de materiales más resistentes, como el cuarzo.

variedad de paisajes graníticos según el clima

Según el clima bajo el que se desarrollen los paisajes graníticos presentan variedades en la forma de producirse la erosión y en el aspecto que los caracteriza. Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 9. Morfologías litológicas

 

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 

Clima frío 

En clima frío la alteración química es pequeña, pero la acción mecánica, resultante de los cambios térmicos y los procesos de gelifracción, puede ser muy intensa. Abundan:   Agujas alpinas: crestas de fuertes pendientes y agujas afiladas de paredes lisas verticales.   Canchales: grandes depósitos de derrubios al pie de las la s agujas.  

Crestas en oruga: montañas de formas más suaves debido a que la

erosión glaciar no ha sido tan importante. Son frecuentes las formas de erosión glaciar.  

Clima cálido y húmedo 

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

Panes denaranjas azúcar Medias

Clima tropical seco 

Los fuertes contrastes térmicos dan lugar a procesos de descamación  y arenización. Sobre la llanura monótona se eleva los monte-isla o inselberg , de abruptas paredes.  

Clima templado 

Suelen aparecer combinados varios efectos y son muy frecuentes los paisajes de amontonamiento caótico de bloques y bolos junto a superficies suaves de macizo antiguo con presencia de relieves residuales a modo de cerros. Formas de redondeadas, pendientes suaves, Formas abundancia de bloques procedentes la desintegración del granito. típicas: piedrasdesgastados, 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.

3.  Modelado kárstico

Buna parte de las rocas sedimentarias, en particular las calcáreas, de génesis  y características muy diferentes de las plutónicas, plutónicas, presentan una especial sensibilidad a los procesos de disolución. Son rocas que abundan en la naturaleza y a menudo se presentan en forma masiva y en grandes extensiones, configurando, por medio de dichos paisajesdepeculiares, de notable geomorfológico, caracteprocesos, caracterizados rizados porunos la presencia formas originales, a cuyointerés Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 9. Morfologías litológicas

 

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conjunto se conoce por el nombre de karst . El relieve kárstico o carso , es el nombre que se da al conjunto de formas modeladas sobre rocas sedimentarias, e incluso metamórficas (mármoles), como consecuencia casi exclusiva de la disolución de sus componentes minerales. Se desarrolla principalmente sobre rocas carbonatadas de origen orgánico (calizas, dolomías), pero también en otras rocas diferentes, como las evaporitas (yeso, sal…) por otro lado menos abundantes.  3.1.  Las características de las rocas calcáreas y su disolución La caliza, como la dolomía, son rocas sedimentarias de origen químico,

carbonatadas, compuestas por carbonatos de calcio (CO3Ca) o de calcio uy magnesio, junto con pequeñas impurezas de carácter silíceo o arcilloso. Son rocas duras e impermeables, que están atravesadas por multitud de fisuras o diaclasas. Es insoluble en agua pura, pero cuando el agua es acidulada –  cargada de ácidos-, sobretodo ácido o anhídrido carbónico (CO2), la disuelve fácilmente. El ácido carbónico ataca la caliza y produce bicarbonato cálcico. Este es muy soluble en agua y es arrastrado hacia el interior, provocando la erosión de la roca, de hecho el modelado kárstico se da más en profundidad que en superficie. Se da más en climas templados y sobre todoelfríos, que el gasdecarbónico soluble en agua fría que en caliente, por eso agua ya procedente la fusiónes demás la nieve es muy agresivaCuando el bicarbonato cálcico se encuentra con un medio favorable, se vuelve a desprender el CO2 y el carbonato cálcico precipita, provocando que los materiales disueltos se acumulen. De esta forma se originan las estalactitas y estalagmitas. Más típico de climas cálidos, como los tropicales húmedos. Las condiciones principales para el desarrollo del karst son:   Que la roca se presente de forma relativamente relativamente masiva y que no esté excesivamente plegada.   La roca debe estar surcada por una importante red de fisuras y diaclasas.  

3.2.  Las

Suficiente de precipitaciones aportencarbónico. el agua y posibilite la presencia devolumen vegetación, productora deque anhídrido

formas kársticas

El término karst procede de una región de la península de Istria (Eslovenia), donde se manifiesta de forma predominante y significativa. El paisaje se caracteriza por la presencia de extensas superficies desnudas, con escaso valles y un desarticulado sistema de drenaje superficial, con poca circulación de agua en superficie, a pesar de que las precipitaciones son abundantes, y donde, en cambio, aparecen numerosas depresiones cerradas. 3.2.1.   Las

formas exteriores o exokársticas

  Depresiones cerradas y cañones    Dolina o torca. Pequeña depresión cerrada, cuya planta tiene tiene de forma  Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 9. Morfologías litológicas

 

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desde circular a ovalada, de contorno redondeado, cuyo diámetro puede oscilar entre unos metros y centenares de ellos. Su perfil predominante es el de cuba o cubeta, puede presentar forma cercana al embudo o pozo, con profundidades muy variables, desde pocos mts hasta los 200 m. Con paredes de fuertes pendientes, en el que aflora la roca desnuda. El fondo suele estar cubierto de tierra, generalmente arcilla de descalcificación ( terra rossa), lo que lo convierte en un espacio muy propicio para el cultivo. Se

   

Torca al pozo con paredes escarpadas, como las famosas de Cuenca. llama Se forman en lugares que favorecen la retención y profundización del agua y se relaciona con fenómenos de hundimiento, provocados por un déficit de masa caliza superficial. En profundidad el límite lo pone el nivel del manto freático, cuando éste está próximo a la superficie, la dolina no alcanza gran profundidad y puede aparecer su fondo inundado. Uvala. Dolina de grandes dimensiones  Poljé. También es una depresión cerrada de grandes dimensiones, pero cuya planta no es circular. Configura una llanura enmarcada por paredes más o menos escarpadas. Su forma es más o menos alargada, de anchura entre varios centenares de metros a varios km y de longitud superior, con frecuencia de decenas de Km. 

Suelen en estar relacionados con accidentes tectónicos apareciendo potentes series calizas, deformadas por fallasimportantes, o pliegues amplios, donde las condiciones son especialmente especialmente favorables a la disolución y hundimiento. El fondo es marcadamente plano, a menudo cubierto de arcilla de descalcificación -suelen se valles muy fértiles al funcionar coma trampas de sedimentos-, y pueden estar accidentados de algunos cerros residuales de roca calcárea, de forma piramidal, denominados d enominados hum (colina). Es frecuente que suela estar recorrido por una corriente fluvial que surge desde una surgencia (izvort ),), a menudo situada en los bordes, y que desaparece a través de un sumidero ( ponor )).. La génesis del poljé no está del todo clara, pero en su evolución parece

 

 

que juega papel de fundamental periódica que suelen cuando en unépocas abundanciala de lluvias, inundación el nivel freático, quesufrir, está relativamente cercano a la superficie, asciende, llegando a aflorar y cubrir de agua el fondo del poljé, para volver a descender y desaparecer en los periodos de escasez. Cañones . Valles caracterizados por tener flancos rectos, verticales, a cuyo pie se acumula un talud de derrubios. Suelen estar recorridos por cursos de agua, que, a menudo, proceden de áreas externas al karst. En las paredes se observan aberturas de cuevas y son frecuentes las surgencias. En ocasiones terminan en auténticos fondos de saco, cerrados por escarpe de roca dura, donde aparece el río en forma de fuente vauclasiana.  Se producen por disolución de antiguos cauces que han formado galerías subterráneas, el hundimiento de estos techos darían la 

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 

Las formas menores   

Acanaladuras formadas por disolución a modo de surcos, más o menos profundos y de distinta anchura, que pueden a aparecer en zonas planas o en vertientes y paredes verticales. Se forman por disolución superficial de la caliza por el agua de escorrentía o por aguas retenidas, esta disolución se ve acentuada por la existencia de discontinuidades estructurales , fisuras …  Pueden ser: estructurales   Según el proceso de formación:   De arroyada. Formados por el agua corriente, suelen presentar canales estrechos  De fractura. Tienen anchas grietas, de hasta ha sta varios mts.   Según su forma:   Lineales. Formados por aristas y ranuras más o menos continuas, finas, sinuosas. sinuosas.   Acanaladura. Trazos rectos, que siguen las diaclasas o planos de estratificación; presentan aristas romas y macizas.   Mesas de lapiaz. Cuando las fisuras forman una trama

Lapiaz, lenar o karren .

o

o

cuadrangular. Alveolares. Presentan pequeñas cubetas, entre las que se intercalan pozos profundos en las intersecciones de las diaclasas. Son propios de zonas planas de escasa fisuración. Tienen el aspecto de la superficie ondulada del mar, por lo que se les conoce como mar de piedra. Si las cavidades son muy numerosas y pequeñas se denominan de nido de abeja. También pueden ser:   Cubiertos. Rellenos de tierra. Propio de terrenos calcáreos con muchas impurezas, por lo que quedan cubiertos por la arcilla de descalcificación.  

o

 

    

  Descubiertos. Estrechos pasos excavados en la roca, formados por disolución, y por lo que nunca ha corrido el agua. a gua. Algunos los consideran mac macrolapices. rolapices. Tormos . Grandes bloques de caliza de acusado aspecto fungiforme., de varios mts de altura.

Bogaz.

Arcos o puentes .   Pináculos o karst de mogotes  .  

 

La masa caliza se dispone en gruesas columnas puntiagudas y macizas de varios mts de altura. Es típico de regiones de clima tropical, pero también tenemos ejemplos en zonas templadas, donde constituyen herencia de un pasado diferente. Simas. Aberturas, normalmente estrechas, que van ensanchándose en profundidad, que comunica las cavidades subterráneas con el exterior. Pueden alcanzar cientos de mts de profundidad.

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3.2.2.   Las

formas endokársticas

Las cavidades endokársticas constituyen, quizá, los elementos más característicos de estos modelados. Incluso en muchos casos, las formas que vemos en superficie son resultado de una evolución de las sub subterráneas. terráneas. La clave está en la circulación subterránea de las aguas. En el karst apenas hay ríos, porque el agua de la superficie se infiltra y la circulación no sigue las reglas de las corrientes al aire libre. Los cauces fluviales son raros en superficie, manteniéndose casi sólo los ríos que ya llegaron a las tierras calcáreas siendo caudalosos. Es frecuente que los ríos que circulan desaparezcan súbitamente, pudiendo reaparecer a largaesdistancia. La red subterránea más anárquica que la de superficie, siendo menos frecuente las grandes concentraciones de caudal y se adapta al cañamazo que le impone la red formada por los planos de estratificación, las diaclasas, las fisuras y fracturas ensanchadas por la disolución. Esta red subterránea provoca la formación de una impresionante red de  galerías . El papel disolvente que hace el agua en profundidad es superior al que realiza en superficie, incrementado por la acción de los materiales que transporta  y que provoca una mayor erosión al circular circular a presión por los conductos kársticos. La salida del agua se hace a través de surgencias , constituyendo verdaderas fuentes vauclasianas , en las que el agua puede brotar de forma intermitente, al actuar el conducto subterráneo como un sifón. Pueden ser:   Exurgencias . Si el curso de agua se ha formado en el interior por infiltración. Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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Resurgencias . Ríos alóctonos que se han introducido en el interior del roquedo calcáreo y vuelven al exterior. En ocasiones las surgencias pueden formar terrazas de traventino, por precipitación de los minerales disueltos al salir al exterior. El agua va descendiendo a zonas cada vez más profundas, abandonando las galerías superiores, que quedan convertidas en cuevas , con lo que la caliza se va quedando literalmente hueca.  

Las principales formas subterráneas

En principio, su forma general es la de un río subterráneo. La forma elemental es la  galería, más o menos horizontal y suelen estar dispuestas en pisos, que pueden estar conectados entre sí por sifones . La galería puede estrecharse en túneles y pasillos , a menudo ramificados y sin salida. Localmente se desarrollan  grandes salas o cámaras , a veces de enormes dimensiones, cuya parte superior forma una bóveda. Estas formas sólo son visibles cuando quedan fuera de la acción del agua, que continú c ontinúaa profundizando. Este es un mundo húmedo, y aunque el agua a presión deje de circular por las galerías, el modelado kárstico continúa, el modelado por precipitación. El agua de la superficie se infiltra y cae continuamente desde el techo y las bóvedas. Esa agua estalactitas disuelta caliza, quelevantan se precipita formando que cuelgan delentran techo  ylleva estalagmitas  , que se del suelo. Cuando estas concreciones calizas en contacto forman columnas , tabiques y cortinas .

3.3.  El karst en las diversas   Climas tropicales húmedos 

zonas climáticas

Se manifiestan con formas espectaculares, grandes poljes accidentados por hums elevados, dolina de formas estrelladas y abundancia de pináculos y mogotes. Las elevadas temperaturas no favorecen la presencia de CO 2, pero se compensa por la producción abundante de ácidos húmicos y anhídrido carbónico en el suelo, consecuencia de las precipitaciones y de la vegetación.  

Climas fríos y de alta montaña 

Abundan los grandes lápices descubiertos y muy activos, dada la abundancia

de aguas frías,y con mucho metros. CO 2. LasLas dolinas suelen ser modestas, en forma de muy embudo de pocos formas subterráneas suelenmuchas ser muy ricas, grandiosas, y hay un gran desarrollo de la circulación c irculación de agua en profundidad.  

Climas templados 

Hay tanta variedad como en los propios climas. Si son húmedos, suelen tener importante circulación subterránea y formas modestas y con frecuencia se presenta cubierto. En el área mediterránea, donde es muy abundante, las formas superficiales son muy numerosas, pero sólo de grandes dimensiones si están afectadas por la tectónica. Al ascender en altura a ltura se pasan a las características del grupo de clima frío.  

Climas desérticos 

Las condiciones para que se forme este modelado no se dan, no obstante

existen ejemplos, que constituyen paisajes relictos. Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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Tema 10. MODELADO DEL RELIEVE POR ACCIÓN DE LAS FUERZAS EXTERNAS I. LOS PROCESOS ELEMENTALES METEORIZACIÓN Y DINÁMICA DE VERTIENTES.

1.  Introducción Las fuerzassuinternas de la Tierra actúanyconfigurando las rocas, su afloramiento, deformación, dislocación desplazamiento. En la provocando superficie, entra en juego la acción de las fuerzas externas , que proceden de fuentes de energía exteriores al globo, y van dando lugar a la transformación del relieve.

2.  Las fuerzas externas Se considera que la gravedad y la energía térmica procedente del Sol son las dos principales fuerzas capaces de realizar la dinámica geomorfológica externa, que tiene lugar en la superficie de la litosfera. No obstante, hay que tener presente que hay una interacción entre las fuerzas internas y externas, ya que actúan simultáneamente, en un proceso que se desarrolla de forma ininterrumpida  y constante. 2.1.  La

gravedad

2.2.  La

energía procedente de la radiación solar

La gravedad juega un importante papel en todas las acciones de modelado. Su actuación puede ser:   Forma directa. Provoca el desplazamiento de partículas sueltas, que por su propio peso tienden a caer, a moverse.    Forma indirecta. Afecta muy especialmente a masas que tienden a fluir, desplazándose y ejerciendo una acción sobre la superficie por la que se movilizan.  La existencia de desniveles en la superficie terrestre es esencial para que actúe la gravedad. La energía procedente del Sol es la causa última que pone en marcha una serie de procesos, que constituyen parte esencial de la acción de las fuerzas externas. Como consecuencia del desigual balance de radiación solar se producen unos desequilibrios térmicos que originan flujos convectivos de aire y agua que entran en contacto con la superficie terrestre y, si tienen la suficiente energía, pueden movilizar partículas, produciendo efecto de modelado. El viento es un importante agente capaz de actuar de forma directa, movilizando partículas; e indirecta, al producir sobre las aguas movimientos ondulatorios, que alcanzan gran energía al contacto con la costa. El agua en movimiento es el más activo de los agentes de erosión.

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Tema 10. Meteorización y dinámica de vertientes

 

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Las diferencias de temperatura son, también, directamente causantes de tensiones sobre los materiales de la superficie, que colaboran en la preparación de los procesos erosivos.

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

La litosfera está formada por rocas, que en algunos casos están fuertemente soldadas o cohesionadas y en otros son rocas blandas o deleznablesInicialmente, la mayor parte de las rocas necesitan un proceso previo para ser afectadas por los procesos de modelado. Éstas son acciones físicas o químicas que se producen en contacto con la atmósfera y sus fenómenos meteorológicos. Por Por eso son llamados procesos de meteorización.

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, temp eratura, mayores en la superficie que en el interior. La roca, al sufrir cambios de temperatura se dilata y contrae y si este proceso se da con la amplitud y frecuencia suficiente, llega a romperse. Como resultado de estos cambios puede producirse:   Disgregación granular. Se desprenden pequeños elementos.    Descamación. Separación de capas enteras de la roca, como si se produjera una descamación.    Cuarteamiento. Se cuartea la roca fisurándose.  3.1.2.  Fragmentaciones

de origen hídrico

La crioclastia o gelifracción se produce cuando, por las variaciones de temperatura, el agua que rellena los huecos de las rocas se congela. Esto provoca una tensión en la roca que puede llevar al desprendimiento de granos o fragmentos fragmentos.. Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 10. Meteorización y dinámica de vertientes

 

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La hidroclastia se produce por los cambios de volumen que experimentan ciertas rocas al sufrir variaciones importantes en su contenido de agua. Hay rocas muy hidrófilas –sobre todo las arcillosas- capaces de absorber gran cantidad de agua, hinchándose; cuando se secan se retraen a su volumen inicial. La descamasión  y las redes de grietas poligonales se observan en terrenos que se secan tras ser inundados. La haloclastia se produce cuando el agua, con gran cantidad de sales, se evapora dando lugarenaloslaporos formación considerable tensión y fisurasdedecristales las rocas. capaces de provocar una 3.1.3.   Formas

de ruptura de la roca

Los procesos mecánicos provocan la fragmentación o ruptura de la roca en diversas formas:   Rotura en bloques: siguen las diaclasas de un bloque compacto.   Fractura irregular: bloques angulosos en rocas coherentes (amontonamiento de derrubios).   Desintegración granular o desmenuzamiento: propio de rocas con c on grano grueso.   Descamación: formación de escamas que se van separando de la roca. 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). En el proceso de disolución es muy importante la constitución mineralógica, pero también la porosidad y fisuración de la roca, que permite la penetración del agua, así como que esta contenga determinados compuestos químicos, capaces de aumentar su poder disolvente. 3.2.2.  Alteraciones

químicas

Diversas acciones químicas, favorecidas, a menudo, por la disolución, provocan la alteración del roquedo, transformando, al menos, una parte de los componentes minerales de la roca. Este proceso da lugar a lo que se denomina mantos de alteración o alteritas , deleznables y que pueden penetrar incluso bastantes mts y que están formados por los minerales iniciales y por otros nuevos generados en el Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 10. Meteorización y dinámica de vertientes

 

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proceso.  

Hidrólisis

Es la reacción más importante, y consiste en la adición de iones H+ y OHdel 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). Afecta muy especialmente a los esquistos esquist os y pizarras.  

Oxidación

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

Acción de ácidos ác idos orgánicos.

Siempre que existe un suelo con materia vegetal en proceso de descomposición, se desarrollan en él ácidos orgánicos, que también son capaces de reaccionar con los minerales y contribuyen a la meteorización química. 3.3.  Acciones

biológicas

No es despreciable la acción de los organismos vivos vivos en el ataque a las rocas:   Animales. Actúan de varias formas, sobre todo de forma mecánica sobre materiales deleznables, e incluso excavando galerías, que favorecen otras acciones mecánicas.    Plantas. Las raíces de plantas que penetran por fisuras facilitan la fragmentación.    Líquenes. Se alimentan de los minerales de la roca y pueden generar un barniz que recubre la superficie.  La descomposición microbiana de los desechos vegetales, que se depositan sobre la roca, provoca la formación de humus  y desempeña un importante papel en la génesis y evolución de los que se forman sobre el regolito, capa que recubre la roca, resultante de lasuelos, meteorización. 3.4.  Factores

condicionantes de la meteorización

Los principales son los siguientes:   Característic Características as de la roca: tanto físicas (color, porosidad, fisuración y tamaño de los componentes) como mineralógicas.    Clima.    Intensidad y duración de los procesos. 

3.5.  El

regolito

El regolito es la capa formada por el resultado de los procesos de meteorización. No es uniforme, y su potencia puede oscilar desde cero a varias Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 10. Meteorización y dinámica de vertientes

 

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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 de meteorización, al actuar la masadetríticos rocosa que que aparece sobreLosla procesos superficie terrestre, genera unos sobre materiales son susceptibles de ser transportados por los agentes erosivos, que llevan a cabo el modelado de esa superficie, constituyendo la erosión propiamente dicha, que incluye destrucción y construcción de relieve. Llamamos dinámica de vertientes al conjunto de procesos de desplazamiento de partículas a corta y media distancia desarrollados en los sectores del territorio situados fuera de los cauces de los grandes agentes de evacuación (es decir, en el ámbito de los interfluvios). interfluvios). Los procesos se desencadenan por la acción de la gravedad, que tiende a que los materiales sueltos se desplacen hacia lugares más bajos. 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 l os 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.  

Desprendimiento derrumbamiento derrumbamien to Puede revestir ocarácter catastrófico. Son menos frecuentes y se

desencadenan por diversas causas, incluso por movimientos m ovimientos sísmicos sísmicos.. Al pie del escarpe se acumulan en forma caótica grandes masas de bloques rocosos. 4.1.2.  Reptación

(creeping)

Consiste en un desplazamiento y redistribución de partículas en el seno de una formación deleznable, por acción de la gravedad. El movimiento se realiza de forma individual, pero la suma de todos esos movimientos imperceptibles se traduce en un lento descenso de todo el conjunto. Resulta apreciable a simple vista por la inclinación de los troncos de los árboles, postes y estacas, e incluso por la presencia de estratos curvados hacia la vertiente. Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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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 derrubios son importantes fenómenos de gelifracción en lade roca, como enpequeños laderas odedonde montañas expuestas alos la acción hielo/deshielo. hielo/deshielo. 4.2.  Desplazamientos

en masa

Son aquellos que movilizan en conjunto un volumen más o menos grande de materiales, afectando a todo el recubrimiento superficial resultado de la meteorización. 4.2.1.  Solifluxión.

Cuando una formación se embebe de agua puede llegar a comportarse como plástica, formando un fango que se desplaza sobre un basamento estable, con movimiento rápido, variando la velocidad según la viscosidad del fango. Afecta a materiales ricos en coloides (margas, arcillas y loess), sobre todo cuando poseen sales solubles. Puede presentar varias formas:   Laminar: descenso lento de una fina capa de barro.   Abombamiento de la cobertera vegetal: producido por solifluxión subcutánea, que no sale al exterior por quedar enmarañada en la red de raíces. A veces el abombamiento llaga a producir que el tapiz vegetal se rasgue y el fango salga al exterior.   En terracillas: como peldaños en laderas empinadas, en los que colaboran las pisadas del ganado, por lo que se conoce como terracillas de vaca.   Nichos de solifluxión: pequeña masa desprendida que deja un talud profundo de forma semicircular, del que parte una lengua de material viscoso. La solifluxión, al precisar de gran cantidad de agua, es destacable en áreas de montaña húmeda, así como en altas al tas latitudes con escasa vegetación y un importante papel del proceso hielo/deshielo. En regímenes glaciares se da frecuentemente, siendo raro en regiones áridas. Muy vinculadas a la solifluxión debe considerar las coladas de tierra. Consiste en una corriente de materiales saturados de agua que se desliza por laderas, cañones y valles. Los más móviles se llaman coladas de barro. Están condicionados por la naturaleza de los materiales y la cantidad de agua, siendo frecuentes en terrenos arcillosos. arc illosos. En zonas desérticas veces el agua no un puede retenida y al descender porde unaescasa ladera vegetación, forma con los l osa materiales sueltos barroser Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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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. 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 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 en bloques, que pueden quedar buzando en sentidodeslizada contrariosuele a la pendiente. pfragmentarse endiente. Los desencadenantes de los deslizamientos suelen ser la lluvia abundante, movimientos sísmicos o una perforación artificial, y se ven favorecidos por laderas fuertemente inclinadas. 4.3.  La

arroyada.

Es un proceso que podemos considerar entre los movimientos de materiales de las vertientes, por elementos y en masa, y la labor erosiva, lineal, que llevan a cabo las corrientes de agua encauzadas. El agua de arroyada es agua de lluvia o de fusión de nieve y hielo que no es absorbida por el suelo y circula libremente por la superficie de las vertientes. Está a medio entre lay meteorización y los procesos de desplazamiento por camino las vertientes la erosión propiamente dicha, iniciales que implica transporte y sedimentación. Adquiere varias formas.   Concentrada. Cuando resbala en regueros que se marcan profundamente, formando cárcavas o pequeños barrancos (bad lands ))..    Difusa. Cuando resbala en forma de hilillos sinuosos y cambiantes a los que cualquier obstáculo puede desviar, arrastrando los coloides del suelo. Provoca surcos poco profundos.    Laminar. Cuando resbala formando un manto continuo a modo de película delgada, con una gran capacidad de arrastre (sheet flood ).). Dan como resultado unas rampas al pie de zonas de relieve importante, formas  glacis .  suaves de poca pendiente llamados   Glacis rocosos (pediment o pedimento). Cuando se forma

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sobre la propia roca que constituye el relieve destacado. Glacis de acumulación (o detríticos) . Cuando se forma sobre materiales detríticos, acumulados al pie del relieve destacado. Glacis mixto. Cuando se combinan ambas formas.

Los principales factores condicionantes son:            

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

Se da en todas las regiones del mundo, tanto húmedas como áridas, si bien en estas últimas, si la sequía es muy notable, aparece sólo en determinadas zonas.   Regiones frías: el subsuelo helado impide la infiltración, posibilitando la arroyada difusa.    Algo similar ocurre en zonas tropicales húmedas, cuyo suelo está  

 

permanentemente saturado. Regiones templadas: acción  menos intensa (salvo en áreas montañosas) por la moderación de las lluvias y las condiciones del suelo y la cubierta vegetal.  Regiones áridas y secas: se reduce a espacios muy concretos si la escasez de precipitaciones es muy acusada. 

Como resultado de la arroyada se da una acción morfogenética importante, en la que se encuentran ya todos los elementos que caracterizan a la erosión propiamente dicha, con ablación, transporte y sedimentación. Cuando actúa de forma concentrada es erosión lineal , que forma cárcavas y pequeños barrancos (bad lands ).). Cuando es difusa, provoca la aparición de una red de pequeños poco profundos y, si llega a trasladar elementos de cierto calibre, formasurcos pedregales.

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

1.  La erosión definición y enfoques de estudio Con el tiempo, los materiales que resultan de la alteración de las rocas, que van siendo movilizados por las vertientes, son transportados hacia zonas de sedimentación marina o continental. Estos grande agente de transporte, esencialmente las aguas corrientes, los glaciares y el viento, ponen en funcionamiento numerosos procesos de erosión. La erosión consta de tres actos:   Desgaste de materiales. La acción de roer, de gastar, provoca una pérdida de sustancia del relieve y una disminución de volumen.   Desplazamiento de los materiales desgastados. Implica el transporte de los mismos.   Acumulación. Unas veces al aire libre, formando conos de deyección, acumulación de derrubios, dunas, etc, y otras en el fondo de un lago u océano, en un proceso de sedimentación . En la erosión se produce, por tanto, destrucción y construcción del relieve. Estas tres fases, correlativas e inseparablemente unidas, es a lo que se le ha llamado erosión, en un sentido amplio. Viers hacía hincapié en la necesidad de precisar el concepto diferenciando:   Agentes de erosión. Los elementos que dan forma al modelado. Algunos poco visibles, como los que actúan en la meteorización (cambios de temperatura…)) y otros visibles, como temperatura…   el agua, que diluye un material o hace rodar r odar los guijarros;   el viento, que arrastra la arena;   el hielo, que transporta bloques,   el hombre, que escalona las vertientes o dinamita una montaña.   Procesos de erosión. Los agentes que llevan a cabo su labor de formas diversas, el mismo agente, por ejemplo el agua, actúa de distinta manera según las condiciones c ondiciones y circunstancias.   Zonales. Cuando determinados procesos se vinculan a un clima determinado,   Azonales. Cuando se dan de forma similar en diversos climas.   Sistemas de erosión o sistemas morfogenéticos (o morfogénicos). Son las combinaciones regionales de procesos de erosión que no son fruto de la casualidad, sino que están muy relacionados con el clima. En la evolución de un modelado concreto, en un dominio particular, trabajan determinados agentes, que no lo hacen en otro dominio, y se dan igualmente determinados procesos, que tampoco están presentes en otros ámbitos. o

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Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 11. La erosión

 

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1.1.  Los

conceptos de ciclo de erosión y erosión normal de Davis

El geógrafo norteamericano W. M. Davis, considerado el fundador de la geomorfología, ideó una teoría para explicar la génesis y evolución de la mayor parte de unidades geomorfológicas del globo. El ciclo de erosión, concibe el relieve terrestre como resultado de una evolución. En una región de relieve pronunciado, a partir de los ríos y la erosión de vertientes se produce un desgaste continuo 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. El ciclo de erosión normal. El papel fundamental en la evolución de la erosión se lo asignaba a los cursos de agua, especialmente a los ríos. Por lo que la erosión “normal”, la habitual y más generalizada, sería la fluvial, la más evidente en las regiones templadas húmedas, con drenaje exorreico (al mar). El modelado propuesto resultaba tan claro, sencillo y convincente que sentó escuela, especialmente en el mundo anglosajón y francés. Actualmente esta teoría no se sostiene, y desde mediados de siglo XX se evolucionó hacia los sistemas morfoclimáticos, dando al clima toda la importancia que tiene, y no a la erosión fluvial. 1.2.  Los

sistemas morfogenéticos o morfogénicos

1.3.  Los

grandes agentes de erosión

La aparición de la geomorfología climática supuso el comienzo de una nueva forma de explicar el modelado terrestre, en la que no se otorga el papel prioritario en la génesis del relieve a ninguno de los aspectos de la erosión. Se considera que los grandes arrasamientos no son el resultado de sucesivos ciclos de erosión normal , sino que se forman por la actuación sucesiva de varios sistemas morfogenéticos relacionados con variaciones bioclimáticas. Un sistema morfogenético no es la simple suma de procesos elementales, sino un sistema de relaciones entre procesos, unos dominantes y otros subordinados, que actúan condicionados por una serie de factores, que dependen; de las características de las rocas, de la topografía, del clima y de la vegetación. El clima tiene un papel relevante, pues del clima depende, en última instancia, que actúe uno u otro agente (viento, hielo…) y s u forma de hacerlo. El agua encauzada en ríos, los glaciares, las aguas marinas en la costa y el viento son los grandes agentes capaces de realizar procesos morfogenéticos, sin olvidar que los seres humanos inciden, a veces en gran medida, en dichos procesos. 1.3.1.  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 muyfavoreciendo importante ylos extendida. Provoca la intensificación de todos los procesos erosivos, más agresivos. Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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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. vertientes.   Truncamiento de suelos, removiendo r emoviendo sus horizontes.   Acumulación de materiales no fértiles que saturan los cauces de evacuación. de la modificación del medio natural en los últimos tiempos La aceleración 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. destrucción produce también importantes cambiosy en elLa balance hídricodey la envegetación el régimennatural de escorrentía, que se hace más irregular, se avanza hacia una desertización. Otras acciones del hombre que también producen erosión son:   Construcción de embalses.   Explotación de minas y canteras.   Construcción de vías de comunicación, asentamientos urbanos, puertos, etc. La erosión antrópica, pese a todo, tiene poca importancia en la modificación del relieve, con huellas de detalle, pero muy importantes para el futuro de la humanidad.

2.  Dinámica y morfogénesis Davis basaba la formación formación delfluvial relieve relieve terrestre en la combinación combinación entre la

erosión areolar , es decir la producida en los interfluvios interfluvios,, donde se inicia la disgregación y el desplazamiento de los materiales rocosos, en forma de partículas  y la erosión lineal , es decir la que se produce a lo largo del cauce de los ríos, en los lechos, que tienen un papel esencial en el transporte y evacuación de los materiales. Las aguas corrientes completan el ciclo hidrológico de la superficie terrestre. La labor erosiva de las aguas corrientes se lleva a cabo por la arroyada elemental, que vimos en el apartado de dinámica de vertientes, por los torrentes, los uadis y los ríos propiamente dichos, que constituyen los diversos modos de circulación del agua.

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2.1.  Torrentes   Torrentes 

y uadis

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

Uadis 

Son cursos de agua intermitentes propios de regiones áridas. Poseen un lecho único, en cuyo fondo hay una serie de canales anastomosados, 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 c erradas por infiltración. 2.2.  Los

ríos

Los ríos son corrientes de agua permanente, que circula por un lecho y se

organiza en redes,del realizando labor de erosión, y acumulación. La actividad río y susuna características estántransporte condicionadas por factores de carácter físico y biogeográfico. biogeográfico. El río recibe r ecibe las precipitaciones de su cuenca. De ellas, una parte se evapora y otra se infiltra en el terreno, desde donde puede llegar al río a través de las fuentes . El caudal del río es igual a las precipitaciones más las fuentes menos la infiltración y la evaporación. La evaporación depende de la temperatura, variando su intensidad de invierno a verano en zonas templadas. En regiones intertropicales es más homogénea a lo largo del año.  

Factores Físicos   

Climáticos. Es elA principal factor físico, ya que el  río se alimenta de las precipitaciones. mayor precipitación, mayor caudal.

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       

 

Altitud. Condiciona el volumen y forma de las precipitaciones.  Pendiente. Influye en la velocidad y capacidad de carga del río, mayores cuanto más inclinación.  Exposición a los vientos. Afecta a la posibilidad de precipitaciones.  Naturaleza del roquedo. La dureza influye en la capacidad de arrastre, y la permeabilidad en la capacidad reguladora de la corriente. 

Biogeográficos 

 

 

Vegetación. Es el principal factor biogeográfico que incide en el río, además de interceptar parte de la precipitación, actúa regulando los aportes (si es abundante se reduce la escorrentía) y frenando las crecidas.  Humanos, que de forma voluntaria o involuntaria, directa o indirecta, interviene en los ríos. La roturación y el cultivo de tierras, tala de bosques, embalses, etc., intervienen en el régimen r égimen y características características de muchos m uchos ríos. 

2.2.1.  Nociones

básicas de dinámica fluvial

La capacidad erosiva del río depende de su potencia, que a su vez es fruto del caudal (condicionado por las precipitaciones y las características de la cuenca) y de la velocidad (condicionada por el relieve, la carga y la forma del lecho). l echo).  

 

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 m 3/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. La regularidad se calcula dividiendo el caudal medio más alto de un período (varios años) por el más bajo del mismo período. Si el resultado es 2 quiere decir que el año de caudal más alto llevaba el doble que el más bajo, si es 3 el triple, etc. Velocidad. Condiciona la potencia erosiva del río. Se mide en m/s, y es mayor en el centro de la corriente y menor en el fondo y laterales, variando en función del caudal y la pendiente. El flujo de agua puede ser: o

o

 

o

 

Laminar, discurre en forma de láminas ordenadas paralelas al fondo, es propio de ríos tranquilos.

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o

 

Turbulento, el agua forma torbellinos horizontales o verticales de diversos tamaños. Los movimientos turbulentos son muy activos en las crecidas, y son de gran importancia al ser la causa de casi la totalidad del trabajo erosivo del río.

2.2.2.  Redes

y regímenes fluviales

Los cursos fluviales se organizan en redes jerarquizadas y estructuradas que aseguran el drenaje de una cuenca. Cuenca hidrográfica es la superficie del terreno cuyas aguas afluyen a un

mismo río. Su límite son las divisorias de aguas, líneas que limitan las aguas que van a un río de las del adyacente. El río resulta de la concentración de aguas de escorrentía de toda su cuenca, tanto las directas de superficie como indirectas, por escorrentía superficial o subterránea. La cuenca teórica comprende todos los drenajes, aunque estén secos, y la cuenca circulante sólo los ríos activos. Las redes de drenaje están compuestas por un colector principal y una serie de afluentes. Existen muchas redes: poco jerarquizadas, anárquicas, de tipo paralelo, trenzadas, rectangulares, radiales, radiales anulares,forman etc. un El trazado más reticuladas, característico es el dendrítico, donde los afluentes dibujo de tipo arborescente irregular.

Los ríos presentan lo que se denomina régimen fluvial, según como sea su alimentación predominante, y que caracteriza la forma de producirse las oscilaciones del caudal a lo largo del año. El régimen es consecuencia del clima, siendo el régimen de precipitaciones un factor decisivo en su configuración. Para su representación se utilizan gráficos confeccionados con los coeficientes mensuales de caudal.   Regímenes simples. Tienen dos estaciones hidrológicas, una de abundancia y otra de escasez, es decir, una forma de alimentación dominante. tresparte tipos: de   Glaciar. Propio de zonas de alta montaña, conExisten la mayor precipitaciones en forma de nieve. En invierno lleva aguas bajas, y las aguas altas se dan tras la fusión de las l as nieves.   Nival.   Nival de montaña. Casi idéntico al glaciar, aunque el máximo se da un poco antes (junio) por que la nieve por debajo de las nieves perpetuas funde antes.   Nival de llanura, en clima continental, con precipitaciones sólidas en invierno. Su principal forma de alimentación es la fusión de las nieves, que provoca a veces crecidas catastróficas.   Pluvial. o

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o

  

Tipo oceánico. Posee aguas altas en invierno, y bajas en verano por la mayor evaporación. Son ríos regulares.

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 

 

Tropical alimentado por precipitaciones líquidas. Debido al contraste entre estación húmeda y seca, se produce una gran oscilación del caudal, con mínimos en la estación seca.

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 a fluentes que modifican sus características.

3.2.4. Labor erosiva de los ríos

Actualmente el río se concibe como una corriente que fluye, no sólo sobre el cauce o talweg , sino sobre una franja superior, superior, los lechos , dando gran importancia a la forma del lecho y al carácter c arácter turbulento de la corriente. El trabajo del río como agente modelador del paisaje consiste en una triple acción de erosión, transporte y sedimentación. sedimentación.  

Erosión fluvial o

 

Corrosión. Es la acción química y disolvente del agua sobre los materiales con que entra en contacto, con importantes efectos sobre rocas calizas.

Acción hidráulica. Pérdida cohesión los materiales por el agua, que pueden ser de barridos poryelarranque agua, ríode abajo.   Abrasión, o desgaste del fondo y las paredes, efectuada por el choque de los materiales que transporta el río, que puede ser de importancia, configurando los pilacones o marmitas de gigante sobre el lecho rocoso.   Desgaste o rozamiento de los propios materiales transportados, que se redondean, pulimentan o desmenuzan. La turbulencia es muy importante en la erosión, aumentando de forma significativa signifi cativa en las crecidas violentas. violentas. o

 

o

o

o

 

Transporte

Las aguas como actividad fundamental transporte materiales. Esoscorrientes materialestienen constituyen la carga , o caudal elsólido , que de se caracteriza por su masa y sus calibres. La cantidad o masa de carga que el río puede transportar por unidad de tiempo define la capacidad del río y la masa de elementos más gruesos define su competencia. Cada río tiene una carga límite que puede transportar, que depende de la velocidad, del caudal y del tamaño de las partículas. Además la turbulencia juega un papel esencial, pues cuanto mayor sea, más grande será la capacidad del río de movilizar materiales, y de mayor tamaño. El río transporta su carga de diferentes formas:   En disolución. Descomposición de las rocas en forma de sales  

minerales. En suspensión. Partículas de pequeño tamaño (partículas coloidales,

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limos o arenas finas), que se mantienen en suspensión gracias a la turbulencia y remolinos de la corriente. La cantidad es muy variable, elevada en ríos de regiones áridas, por la escasa cubierta vegetal, lo que da al río turbiedad y una cierta coloración.   Deslizamiento, rodamiento, saltación de los materiales más gruesos, de forma discontinua, discontinua, a impulsos de corrientes rápidas. A lo largo del curso fluvial se produce una diferenciación, de modo que en le curso alto, de más fuerte pendiente,también se movilizan gra ndes, grandes, río abajo, al disminuir la pendiente, van bloques disminuyendo el mientras tamaño que de los materiales, por decantación y por desgaste. o

 

Sedimentación

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

de los 3.2.4. Los ríos  Labor circulanerosiva concentrados en ríos un lecho, que es la parte más excavada de

los valles o depresiones drenadas. Las dimensiones del lecho se relacionan con el caudal que ha de drenar. En él se distinguen varias partes:   Lecho mayor. Lecho máximo ocupado en las crecidas, llamado también lecho o llanura de inundación o llanura baja aluvial, cubierto de limos.   Lecho menor u ordinario. Ocupado normalmente por las aguas, delimitado por los márgenes, o resaltes de ribera. Suele estar accidentado por aluviones y depósitos de cantos rodados. r odados.   Canal de estiaje. Sector siempre sumergido. Presenta un trazado sinuoso, en cada curva presenta un sector más profundo, llamado surco. El fondo del lecho está constituido por roca in situ, que normalmente está cubierta por en materiales que ely en ríoalgunos ha transportado, de modo que sólo se muestra al descubierto los márgenes afloramientos. Desde el nacimiento hasta la desembocadura el río va modelando un perfil, cuya pendiente va disminuyendo aguas abajo. Este perfil longitudinal dibuja una curva cóncava hacia el cielo, accidentada por diversas rupturas de pendiente El río va aumentando su caudal desde el nacimiento por aportaciones de otros ríos afluentes, así como la profundidad y anchura de su cauce, disminuyendo la carga. El río tiende hacia un objetivo inalcanzable, el de conseguir el perfil de equilibrio, curva regularizada para que hubiera un equilibrio perfecto entre la capacidad de carga y la de acumulación, siendo capaz de transportar toda la carga sin excavartransportar ni depositar, invirtiendo erosionar, ni sedimentar. sediment ar. su energía en vencer el rozamiento sin Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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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, 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. Los lechos fluviales se van modelando a lo largo del tiempo, como consecuencia de la combinación de los procesos de ablación, transporte y acumulación. En todo este proceso tendrá un papel muy importante las características de los materiales por los que el río discurre:   Lechos de erosión. Provocados por la abrasión, cuando los materiales son de rocas duras, muy coherentes o en bloques grandes. La acción del río da lugar a una excavación, así como a fenómenos de pulido, estrías y acanaladuras. Una formación típica son las marmitas de gigantes  gigantes .   Lechos móviles. Los instalados sobre rocas deleznables o sobre materiales de pequeño calibre, que permite su movilización rápida. Una crecida o una o

o

disminución caudal provocan la configuración del fondo del lecho y de losdelmárgenes, pudiendocambios afectaren al propio trazado fluvial. Podemos diferenciar tres tipos:   Calibrados. Las tareas de excavado y acumulación se producen en el fondo del canal y no provocan pr ovocan cambios de trazado.   Anastomosados o trenzados. Circulación de las aguas en brazos o canales, separados entre sí por bancos de material aluvial. Esos brazos cambian de posición y presentan confluencias y difluencias entre ellos.   Meandriformes. Presentan un trazado de curvas alternantes, más o menos regulares, que reciben el nombre de meandros .  

3.2.5.  Meandros y saltos de agua Meandros Los meandros, definidos como “sinuosidades de trazado de los cursos de

agua, que se aparta de su dirección de escorrentía sin motivo aparente, para volver a ella después de describir una pronunciada curva”. Se producen   en tramos fluviales donde la actividad erosiva es similar, o superior, a la de acumulación. Se presentan en series de diverso número, pero no aislados. Se forman por la combinación sistemática y alternante a lo largo del lecho de una acción de zapa en una margen (la cóncava del meandro) y la de acumulación en la opuesta (margen convexa). La lámina de máxima velocidad se hace ondulante y se acerca a una u otra margen alternativamente, impactando en ellas en puntos diversos. En la zona donde impactala ejerce unaeslabor excavando, mientras margen de enfrente, donde velocidad menoder, zapa, menor, se produce una acumulación acu mulaciónque de lamateriales, materiales , que Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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

Saltos de agua 

Son los accidentes que se producen en el curso alto y medio de un río para salvar un brusco desnivel. Si son de grandes dimensiones y se desarrollan en una serie de peldaños conforman cascadas y si son de gran gran desnivel y con mucho caudal, caudal, cataratas . Se forman como consecuencia de la tectónica (por fallas) por cambios de nivel de base del río, o por diferencia de dureza en los materiales. Con el tiempo tienden a retroceder aguas arriba y a suavizarse por efecto de la del río,espudiendo por horadamiento base delerosión escalón.vertical Si la erosión fuerte sufrir tiende desplomes a desaparecer y el río adoptadelalaforma de rápidos , deslizándose con carácter c arácter torrencial. 3.2.6.  Las

formas producidas por acumulación

Los materiales que el río deposita reciben el nombre de aluviones . Los principales depósitos dan lugar a tres formas topográficas:   Conos aluviales . Depósitos de la carga de un río cuando éste pierde velocidad al perder inclinación la pendiente en las zonas bajas. Tiene forma triangular, con el vértice superior en la boca del valle y el lado opuesto en tierras bajas. Son de diferentes tamaños, y se forman por la acción de corrientes intermitentes (torrentes), en especial en zonas áridas y semiáridas.   Deltas  . La 

 

detención del agua de un río al llegar al mar provoca la acumulación de aluviones que que forman una plataforma marin marinaa 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 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. 

Lasque llanuras aparecen, a menudo, interrumpidas escalones lineales dejan aluviales una especie de peldaños colgados mediante unpor talud, más o Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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menos abrupto, sobre el lecho, son la terrazas aluviales . Son plataformas planas, extensas y continuas. Para explicarlas, la teoría más generalizada es que las terrazas se fundan en factores climáticos, que han podido provocar variaciones muy grandes en el caudal y la carga de los ríos. Los periodos interglaciares del Cuaternario podrían ser las causantes. Presentan varias formas:   Encajadas. Cuando se desarrollan íntegramente sobre los materiales aluviales. o

Escalonadas, si ser: aparecen talladas sobre la roca in situ. También pueden   Simétricas. Con todos los niveles a ambos lados del río.   Asimétricas. Cuando el grado de conservación es muy diferente en cada uno de los lados, pudiendo faltar niveles en alguno de ellos. Las terrazas se conservan mejor en los tramos rectos de los ríos y son muy aptas para el cultivo y para emplazamientos urbanos y de comunicaciones (carreteras, vías…) vías…)  Por encima de la terraza más alta suele aparecer la raña, una superficie horizontal cubierta de canturrales, correspondiente a depósitos de arroyada de finales del Plioceno, anteriores a la formación de terrazas. o

 

o

o

de losporcursos fluvialesgarganta, El encajamiento se produce cuandodesacuerdo un río atraviesa una masa rocosa cortándola una estrecha en claro con la estructura y el relieve. Existen dos hipótesis para su formación:   Antecedencia. Cuando se considera que la zona en la que existía un curso fluvial sufre un levantamiento lento, durante el cual el río continúa su proceso erosivo, de forma que va quedando cada vez más encajado en el terreno.   Sobreimposición. Sobre una antigua superficie plegada se hubieran depositados sedimentos, que llegaran a fosilizar por completo, y sobre los cuales se desarrolla un curso fluvial, con una trayectoria libre de condicionantes del terreno. Al desmantelarse por erosión los materiales o

o

de la cobertera, el río continuaría profundizando con su trayectoria inicial, quedando encajado entre los materiales más antiguos y plegados, en clara discordancia. Un ejemplo es el famoso torno del Tajo alrededor de Toledo.

4.  Morfogénesis litoral

La zona costera constituye un medio con características propias, en el que interactúan litosfera, atmósfera e hidrosfera. Es un medio que participa de todas las zonas climáticas, por lo que podemos considerarlo azonal. El principal agente modelador es el agua, en este caso marina, actuando en forma esencialmente horizontal, no lineal, con gran capacidad morfogenética. litoral un medio extenso ay laabarca una franja encima y por debajoEldel nivelesmedio de lasbastante aguas, sometida influencia marina.por Costa se aplica Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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a la zona que desde el nivel de la bajamar se extiende tierra adentro, con una anchura indeterminada. 4.1.  Acción erosiva del mar 4.1.1.  Acción mecánica,

química y biológica

Por medio de las olas, corrientes y mareas se llevan a cabo acciones mecánicas importantes, dada la gran energía que se manifiesta a través de ellas. Las olas al romper producen un violento movimiento de avances del agua, seguido de un retroceso. En él hay una brusca liberación de energía, que hace que la ola actúe contra c ontra la costa como agente geomorfológi geomorfológico. co. Si la ola rompe contra un acantilado, el efecto se ve ampliado. Se introduce violentamente en los huecos llenos de aire, provocando pequeñas explosiones y el retroceso ejerce una succión. Además, las pequeñas rocas y partículas sueltas que moviliza, realizan una labor de ametrallamiento y abrasión. Las corrientes realizan, también, un trabajo erosivo. Su principal acción consiste en arrastrar partículas en suspensión. Aún mayor resulta el efecto de las mareas , que someten a la costa a un constante movimiento de ascenso y descenso del agua, que puede ser muy acusado, especialmente en bahías y costas recortadas. El agua marina contiene sales en disolución que la dotan de una particular actividad química. Producen disolución apreciable en rocas calcáreas, en las que puede dar lugar a fenómenos kársticos. En rocas no calcáreas, como granitos y areniscas, por hidrólisis da lugar a oquedades, al afectar a las componentes silicatados de aquéllas. La presencia de seres vivos también juega un destacable papel. Su acción es especialmente notable en las zonas cálidas, donde da lugar a importantes formaciones. Los animalillos y plantas que viven sobre las rocas ejercen acciones mecánicas y químicas sobre ellas. Por tanto, en la costa, por acción del mar, se dan varios procesos erosivos importantes:   Acción hidráulica. El agua al golpear contra la roca resquebrajada es capaz de arrancar materiales, desmenuzarlos y transportarlos.   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. o

o

o

o

4.1.2.  Alternancia

de sumersión y emersión

En el medio litoral se suceden de forma permanente periodos de sumersión y

periodos de emersión que intensifican erosivos:   Cambios de volumen en rocas roca salgunos capacesprocesos de absorber agua (heladizas). Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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Cambios de temperatura. Acción de cuña (como el hielo), cuando al retirarse el agua, la evaporación hace que las la s sales, que quedan en los l os intersticios, cristalice. cristalice.   Cambios de presión.   Procesos de arroyada y transporte. Como principal consecuencia química está la renovación del agua en contacto con la roca, retirándos r etirándosee el agua saturada.    

 

 

 

 

 

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

un papel importante en la génesis de olas y corrientes. Las latitudes medias tiene mares más agitados con costas que reúnen condiciones para una importante erosión, mientras los litorales de zonas cálidas reúnen condiciones óptimas para formaciones de origen animal (corales) y predominio de la acción química y biológica.  Características del agua. La diferente temperatura y salinidad del agua del mar provoca en mares fríos la gelifracción, y en mares cálidos favorece actividades químicas y biológicas.  Sistemas morfogenéticos según el clima . Según sea el clima de cada zona

actuarán diferentes sistemas morfogenéticos presentarán unosEnmateriales en distinto estado para reaccionar frente a que la erosión costera. regiones tropicales húmedas hay intensa actividad química, que facilita grandes cantidades de materiales para movimientos en masa, mientras que en las regiones frías habrá más materiales fragmentados y fisurados en bloque, debidos a la gelifracción.  Condiciones climáticas. Influye el grado de humedad, que condiciona las precipitaciones, la temperatura, con los ritmos estacionales, y todas las actividades climáticas, sin olvidar que la vegetación también afecta.  Naturaleza del roqueado y estructura 

4.2.  Principales

formas litorales de erosión

De ablación 4.2.1. Son las resultantes de la acción del mar sobre el relieve costero, propias de costas rocosas y abruptas. a bruptas.   Acantilado. Escarpe litoral modelado por la erosión marina en zonas montañosas, volcánicas, macizos antiguos y en afloramientos de rocas duras. Existe mucha variedad, dependiendo del tipo de roca, estructura geológica geológica y de la forma de modelado.  Tienen una considerable pendiente y una altura variable, entre pocos mts a centenares. Los más verticales son los formados por rocas sedimentarias, esquistosas coherentes y eruptivas. En la base muestran una clara línea de ruptura, que da paso a una plataforma rocosa. Hay que distinguir entre acantilados vivos (batidos por el agua) y acantilados muertos separados del por acumulación de materiales delante de ellos). Hay(quedan falsos acantilados  , queagua corresponden a formas Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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producidas por otros sistemas (ej. la parte levantada de un bloque fallado) y sólo están modelados por el mar en su base. En los acantilados aparecen otros accidentes, como arcos, cuevas, islotes, etc. El horadamiento de las olas en su base suele producir derrumbamientos derrumbamientos..  

Plataforma de abrasión. Se desarrollan al pie de los acantilados, en la zona

comprendida entre pleamar y bajamar, donde actúan las olas. 

Tienen forma de rampa de anchura variable, con una pendiente que depende del calibre de los materiales. No suelen ser completamente lisas, sino accidentadas por resaltes, escalones y acanaladuras y con frecuencia terminan en una terraza de acumulación, donde puede desarrollarse una playa. Las dos formas van unidas. En su génesis interviene directamente el mar, combinando la acción mecánica con la química, ayudada por las características de la roca. 4.2.2.  De

acumulación

Se originan por sedimentación marina, resultado del balance entre los materiales que llegan a la costa y la capacidad de las corrientes marinas de transportarlos mar adentro, y, enlosotros casos, por acción para de organismos vivos, animales y vegetales, que fijan minerales que lautilizan su crecimiento. Aunque se son más frecuentes en costas bajas, no son exclusivas de ellas.  

Playas 

Es la más común. Se forma por acumulación de materiales detríticos. Las más importantes se dan en mares con c on mareas acusadas, pero también las hay en las que los tienen débiles e incluso en algunos lagos. Aparecen en todos los mares y latitudes. Todas las playas están formadas por materiales -arenas, gravas, cantos sueltos- que proceden de aportes continentales de los ríos, que por acción marina son triturados y acumulados y las olas y las corrientes se encargan de transportarlos y depositarlos. La superficie está a menudo accidentada por ripplemarks  pequeños surcos de gran movilidad. m ovilidad. El perfil de (una playa es) ligeramente cóncavo y de suave pendiente. Una parte de la playa está siempre cubierta por el agua y afectada por el oleaje, mientras que otra sólo se cubre en la marea alta. Por el lado de tierra suele acabar en una pequeña elevación, cresta de playa, donde se acumulan los materiales más gruesos. Detrás puede haber un acantilado o una zona de dunas. Hay varios tipos de playas:   Adosadas a la costa:   En forma de arco, entre promontorios rocosos, en ensenadas abiertas, que suelen ser muy duraderas.   Rectilíneas , al pie de un acantilado, se desplazan con facilidad, movidas por las corrientes. o

Se forman playas al abrigo cualquier comodeislotes o escollos, desarrollándose en ladecara opuestaobstáculo, a la dirección la Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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o

 

 

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

Zonas pantanosas y marismas 

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

Deltas y estuarios 

La desembocadura de los ríos es especialmente interesante. Allí se encuentran las aguas dulces continentales, que llegan con mayor o menor turbulencia y aporte de materiales, con las aguas marinas, afectadas por las olas, corrientes y mareas. Los deltas son formaciones originadas por acumulación de materiales en la desembocadura de ríos caudalosos, donde la labor esencial corresponde al propio río y sólo modeladas por acción marina en su borde externo. Su evolución es compleja. Los elementos más gruesos que el río transporta son depositados cuando la corriente, al llegar al mar pierde velocidad. Van formando capas de fondo y frontales sobre las que, ya de forma subaérea, se depositan las capas superiores.

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Los estuarios, desembocaduras en las que el río forma un gran canal, flanqueado por acumulaciones sedimentarias, se forman sólo en mares de grandes mareas, pudiendo alcanzar extensiones kilométricas (Amazonas). Presentan formas variadas, limitados unas veces por escarpes rocosos y otras por zonas bajas de acumulación. Siempre se produce en ellos la sedimentación en los márgenes del canal, afectada directamente por las mareas y no suele se homogénea.  

Arrecifes coralinos 

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

 

 

de kilómetros. Pueden a tenerentre bastante extensión extensión,  yhasta con decenas frecuencia rodean a una isla.llegar El espacio 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 (subsidencia), partir de arrecifes costeros que hubo en unas islas que se hundieron mientras los corales se mantenían emergidos por su rápido r ápido crecimiento. crecimiento. 

4.3.  Tipos

de costas

La clasificación de las costas se puede hacer con diversos criterios. Una muy generalizada es la de Davis, que distinguía dos tipos básicos: de hundimiento  y de emersión, además de uno neutro, sin variación aparente entre el nivel del mar y del continente, como consecuencia de las variaciones que el nivel del mar ha sufrido en el tiempo geológico. Autores como Coque utilizan una clasificación que da primacía a la acción del mar en el modelado costero, distinguiendo las costas primitivas, poco afectadas por su acción y las evolucionadas, en las en queel cuadro la acción marina es la principal causante del modelado. Es la que recogemos adjunto Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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5.  Dinámica y morfogénesis glaciar

El hielo constituye un agente erosivo de gran importancia. Las masas de hielo se localizan en las áreas más frías del planeta, en las altas latitudes y en las grandes altitudes, por tanto, estamos ante un hecho zonal. Los glaciares, resultantes de la acumulación de hielos, son agentes erosivos de notable eficacia. Su marco de acción es más reducido que el de las aguas Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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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 tierra ha conocido etapas de enfriamiento sostenido que constituyen periodos glaciares, en los que la persistencia del frío dio lugar a que grandes superficies estuvieran cubiertas de hielo. Se han datado cuatro grandes glaciaciones en el Cuaternario, denominadas en Europa Günz , Mindel , Riss y Würm. 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. Durante las glaciaciones se produjo, por la acumulación de hielos en los continentes, un descenso del nivel de las aguas oceánicas. Por otro lado, los continentes, a causa del peso, sufrieron hundimiento. Al producirse la fusión de los hielos, el proceso fue de elevación del nivel del mar ( movimiento eustático) y isostático Del ascenso deproceso los bloques continentales libresquedan del hielo (movimiento complejo de movimientos citados huellas en el paisaje, sobre).todo costero, donde se aprecian costas levantadas y zonas sumergidas, que antes no lo estaban. 5.2.  Formación

de los glaciares

El hielo glaciar se forma a partir de la acumulación de nieve, que está constituida por cristales microscópicos de agua sólida de muy baja densidad (0,1 gr/cm3). Su propio peso al acumularse la va apelmazando y mediante procesos de fusión y recristalización, originan lo que se llama nevé o neviza, de densidad mayor (0,6 gr/cm3) y, posteriormente, hielo, de densidad entre 0,8 y 0,92 gr/cm3. Para que se produzca la formación del hielo, que dé lugar al glaciar, deben de existir precipitaciones suficientes la cantidad caída invierno suave superey alas la evaporada en verano. Las zonas másy que adecuadas son las de enpendiente 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

Los glaciares son masas de hielo que, acumulado en grandes espesores, se comporta como un material plástico y, por influencia de la gravedad, por la gravedad, se deslizan desde su lugar de formación hasta zonas más bajas. b ajas. Hay numerosas clasificaciones de los glaciares, pero tradicionalmente se han dividido en dos grandes tipos: glaciares regionales regionales y glaciares locales. 5.3.1.  

Glaciares regionales o inlandsis

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Enormes extensiones de hielo, con un perfil ligeramente convexo, en forma de casquete, independiente de la superficie que recubren. Parece que para su formación es necesaria la presencia de tierras. No siguen la forma del relieve r elieve ni una dirección de pendiente determinada. Se mueven desde la zona de mayor espesor, cubriendo el relieve de manera uniforme, dejando al descubierto a veces las cumbres más elevadas (nunataks , en esquimal). Llegan al mar, penetrando varios kms creando plataformas flotantes que acaban en grandes acantilados de hielo,icebergs  de los .que se desprenden grandes bloques, que flotan en las aguas, los llamados Los grandes islansis actuales están uno sobre la Antártida, con centro en el Polo Sur, ocupando más de 13*106 de km2 y con 4.270 m de altitud altitud y otro sobre Groenlandia, notablemente desplazado del Polo Norte, que no posee tierra emergida, sino que se encuentra sobre un océano. Es mucho menor, con 1,8*10 6 de km y su altitud alcanza los 3.420 m. Entre ambos, suman el 99% de la masa de agua en estado sólido del planeta. Los casquetes glaciares mantienen bajas temperaturas (-25 a -40°C), por lo que hay pocos fenómenos de fusión y recongelación. La nieve, que cae en cantidad pequeña, se transforma lentamente en hielo, por lo que stán recubiertos de una espesa neviza. La escasa alimentación actual no puede explicar estas vastas extensiones de hielo, por lo que se cree que son herencias del pasado. 5.3.2.  Glaciares

locales

Los glaciares locales son numerosos, pero mucho más pequeños, menos espesos y más variados en su forma. Están en áreas de montaña y se adaptan a la forma del relieve que cubren.   Glaciares locales de casquete, de plataforma, de fjell o simplemente escandinavos . Tienen cierta semejanza con los inlandsis , en pequeño tamaño. Cubren superficies de cumbres por encima de las nieves perpetuas y pueden emitir lenguas de hielo, que se canalizan por los valles.   Glaciares alpinos o de valle. Son los más conocidos y en muchas ocasiones sus características se consideran extensivas a todos los glaciares de o

o

o

 

montaña. de nieve. Se forman en zonas de montaña con importantes precipitaciones Constan de una zona de recepción y acumulación de neviza, llamada circo . Que suele ser un área deprimida entre paredes rocosas, situado por encima del nivel de las nieves perpetuas, desde el que sale, aprovechando un valle fluvial preexistente, una lengua de hielo , que se encaja en el valle y puede alcanzar docenas de km. Son a modo de ríos de hielo, que configuran una especie de red, con afluentes hacia el cauce principal. En algunos casos, la lengua llega hasta la zona llana, saliendo del valle encajado y se expande por ella, en lo que se denomina lóbulos o glaciares de piedemonte (Glaciar Malaespina, Alaska). Glaciares pirenaicos o de circo. En zonas montañosas que sobrepasan poco el nivel de las nieves inexistente, lengua.perpetuas. Son de pequeño tamaño y con una muy corta, o

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Los glaciares locales tienen temperaturas próximas a los 0°C, por lo que frecuentemente se dan procesos de fusión y recongelación. Las lenguas suelen estar cubiertas de neviza y surcadas por multitud de grietas (seracs ) y oquedades. Debido a la fusión, hay una circulación de agua superficial e interna, que colabora a la l a erosión, arrastrando materiales. 5.4.  Flujo

glaciar

La masa de hielo de los glaciares se mueve, lo que resulta esencial para que ejerza su labor erosiva. El movimiento se evidencia por algunos signos externos, como la formación de grietas por la tensión del movimiento superficial, por los avances y retrocesos del frente, los desplazamientos de objetos en su superficie, etc. Pero su desplazamiento es muy lento y sin turbulencias, por lo que no resulta perceptible a primera vista. El movimiento comienza cuando el espesor es de unos 15 m y la pendiente de unos 10º. El espesor y la pendiente son decisivos para controlar el flujo de hielo. La velocidad es muy variable y no es uniforme, siendo mayor en el centro y disminuye en los bordes por el roce con las paredes y en el extremo de la lengua por la ablación progresiva (fusión y evaporación de la nieve y el hielo). Parece ser que también disminuye en profundidad. Las diferencias también afectan a lasrápcaracterísticas característi cas dinámicas del glaciar:   Activos. Bien alimentados y rápidos idos evacuadores.   Tipo pasivo. Lentos y de poco caudal.   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. o

o

o

5.5.  Labor

erosiva del glaciar

Los glaciares resultan agentes erosivos de una eficacia que depende de su dinamismo y son capaces de llevar a cabo todas las fases propias de la erosión. Aunqueal eladquirir hielo movimiento por si mismo tienesobre pocorocas poderdiaclasadas para erosionar rocas compactas, y pasar es capaz de arrancar y arrastrar fragmentos de ellas. Esta carga, que se va acumulando en el hielo, lo convierte en una especie de lima gigantesca, que actúa por abrasión , produciendo estrías  y acanaladuras en el fondo y en las paredes, y a su vez va aplanando y estriándose las piedras arrastradas. Sobre las rocas cristalinas y calizas compactas, la acción abrasiva produce un efecto de pulido , que deja la superficie de la roca lisa. En las propias fisuras y grietas de las rocas, se produce gelifracción, cuando hay fusión y recristalización del hielo, lo que contribuye a desgajar fragmentos y bloques, que luego son arrastrados e incrementan la capacidad erosiva. En el fondo, además del efecto de abrasión, puede producirse lo que se llama sobreexcavación , que

la acción movilización ydeldesalojo diversos tamaños y que es da lugar a unadeprofundización lecho. de fragmentos de

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La labor abrasiva del glaciar es más intensa en los desniveles del lecho. En los efectos de erosión entran en juego varios factores condicionantes:   La pendiente.   La alteración tectónica y periglaciar a que estuvo sometido el roquedo antes de la presencia del glaciar.   La resistencia de la roca subyacente.   El espesor del hielo y la velocidad de d e desplazamiento. El volumen y abundancia a bundancia de los fragmentos transportados. Respecto a la acción erosiva de los glaciares hay diversas posturas: posturas:   Ultraglaciaristas. Consideran que el hielo tiene una enorme capacidad erosiva y es capaz de excavar profundamente el material preexistente, sea el que fuere.   Antiglaciaristas. Consideran que el glaciar es casi sólo un agente de transporte y que el hielo más bien protege el terreno que cubre.   Transaccionistas. Creen que el glaciar es capaz de excavar, pero no crea topografía nueva, propiamente dicha, y tan sólo produce retoques sobre la morfología creada por las aguas corrientes.  

o

o

o

Las morrenas constituidas por losde: materiales rocosos que el glaciar arrastra, y según su están posición podemos hablar   Morrenas de superficie. Están alimentadas por desprendimientos y avalanchas de las vertientes próximas próximas..   Morrenas laterales. También alimentadas por las avalanchas y desprendimientos de las vertientes donde son más abundantes.   Morrena de fondo, en contacto c ontacto con el lecho.   Morrena interna. Dentro de la masa de hielo.   Morrena frontal o terminal. La que se sitúa en el frente de avance. El término morrena se utiliza, tanto para los materiales que están siendo transportados en el hielo, como para los que quedan depositados cuando aquél desaparece. 5.5.1.  Formas

de relieve resultante de la erosión glaciar

En el punto anterior hemos mencionado algunas formas de detalle que resultan del avance del hielo con su carga morrénica (estrías, acanaladuras, rocas pulidas y aborregadas).  

Formas de acumulación    Till o tillitas. Cuando los hielos retroceden, se produce un depósito de

materiales que acarreaban, con la colaboración de las corrientes de fusión, que se producen en el deshielo. Están formadas por materiales poco desgastados, con estrías, que reflejan el roce entre sí y aparecen desordenados, en una mezcla anárquica de bloques y cantos, envueltos en una matriz arcillosa. 

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 

   

 

 

Barros glaciares. De materiales heterogéneos, irregulares, de diversos tamaños y empastados en arena, arcilla o roca pulverizada. Es típico de zonas templadas al retirase los inlandsis.  Morrenas. Ya explicadas en el punto anterior.  Drumlim. Aparecen en las llanuras glaciales detrás de las morrenas. Son como pequeñas colinas lisas como lomos de ballena, de diversos tamaños  y de oscura génesis. Están formadas por materiales aportados por el glaciar.  Llanuras fluvioglaciares. Se forman por delante de la morrena terminal. Tienen suave pendiente y una tosca estratificación estratificación de depósitos. En  ellas aparecen hondonadas, a veces ocupadas por lagos y curiosa formas de acumulación, resultantes de la acción de corrientes de agua que corrieron por un túnel subglaciar (esker ),), o entre el hielo y la ladera (kame de terraza), o sobre el hielo, desembocando en un pequeño delta, en la parte exterior del hielo ( kame). Ver figura 11.31 Lagos . Se asocian en gran medida a los glaciares, ya que los de este origen son los más abundantes en el mundo. Se dan, tanto en montañas donde hubo pequeños glaciares locales, como en las grandes llanuras cubiertas por los inlandsis cuaternarios (Grandes Lagos americanos). En

ellos deposita alternantes materiales en procedentes de los claras glaciares llamados varvas se , depósitos forma de bandas y oscuras de arena y arcilla. Cada par de varvas constituye el depósito de un año, y se han usado para datar las épocas de retroceso de los glaciares.   

Formas mayores de modelado 

La mayor parte de los sistemas montañosos elevados han sufrido la acción erosiva de los glaciares, que, sobre un modelado fluvial previo, han realizado una trasformación de su aspecto a specto y características.   Circo glaciar . Depresión más o menos semicircular, rodeada de paredes abruptas, que presenta gran variedad dependiendo de la intensidad de la glaciación y de las características de la roca. Suelen aparece agrupados,  

separados tandesólo un farallón de gran verticalidad desaparición las por aristas entre varios circos da lugar allamado un hornarista .  . La Valle glaciar . Es el antiguo valle fluvial transformado por la ocupación de la lengua glaciar. El hielo produce un desgaste, ensanchamiento y profundización, que tiende a transformar el perfil en V de los valles  fluviales en un nuevo perfil en forma de artesa, o en U. Presentan unos rasgos característicos que los diferencias de los valles fluviales:   El perfil longitudinal es muy irregular, con una sucesión de cubetas separadas por zonas en resalte llamadas umbrales. Las cubetas u hoyas están con frecuencia sobrexcavadas y albergan lagos.   El perfil transversal, con la citada forma de U suele tener también la irregularidad irregularidad que les confiere las llamadas hombreras, o

o

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o

 

unos rellanos a cierta altura del fondo, que son, a menudo, lugares de asentamiento de pueblos. El fondo del valle presenta un micromodelado muy característico formado por estrías y acanaladuras, que arañan la roca (las superficies estriadas reciben el nombre de lamiares). También es frecuente encontrar rocas pulidas y aborregadas aborr egadas,, como resultado del paso del hielo sobre una roca resistente.

A menudo,a hay vallesaltura, afluentes valle principal, quedan colgados notable comodel resultado de laque diferente capacidad erosiva de las correspondientes lenguas. En la actualidad, al haber desaparecido los hielos, los ríos que recorren los valles afluentes se precipitan en el valle principal en cascadas. En el caso de los casquetes glaciares, la erosión ha afectado a zonas muy extensas. El hielo fluye en los casquetes radialmente, desde la zona de máxima acumulación, con un movimiento lento que produce un arrasamiento. El resultado final es la formación vastas llanuras y plataformas de topografía suave, en las que aparecen formas similares a las de los fondos de valle de montaña. Estrías, acanaladuras, rocas aborregadas, drumlins  y abundantes lagos, además de kame  y esker . o

 

En ylosstrandflat  márgenes. de los casquetes dest destacan acan dos formas características: fiordos   Fiordo. Es una artesa glaciar ocupada por el mar. Los valles, sobreexcavados por el hielo, llegaban al mar a nivel inferior: tras el deshielo, el mar penetra por al valle en brazos muy profundos y de paredes verticales.    Strandflat . Es una plataforma litoral entre el mar y la montaña que, sumergida en parte, se muestra como un archipiélago. 

Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 11. La erosión 23

 

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6.  El viento como agente erosivo

El viento, aunque no llega a producir formas de relieve de la magnitud de las anteriores, es un importante agente erosivo, con una actividad morfogenética moderada, que actúa en todas las zonas terrestres, aunque su labor es más acentuada en las regiones áridas, donde es mayor la presencia de materiales sueltos, no protegidos por la vegetación. 6.1.  Movimiento

del aire

El aire, como el agua, se mueve de forma laminar , en forma de hilos paralelos a la superficie, y turbulenta, cuando aumenta su velocidad, sea por variaciones de temperatura o por presencia de obstáculos. La turbulencia del viento es más compleja que la del agua, aunque se puede considerar comparable a la que se da en el lecho de un río. 6.2.  Acción

erosiva

Es posible en cualquier lugar del globo, pero, para que tenga una rrelevancia, elevancia, es necesario que se den determinados factores favorables:   Topografía suave. El terreno abrupto reduce la velocidad del viento y, consiguientemente, consiguienteme nte, su capacidad erosiva.   Presencia de abundantes materiales sueltos, resultantes de la meteorización.   Escasa cobertera vegetal, ya que la vegetación espesa espesa y enraizada dificulta dificulta la acción del viento.   Poca humedad, dado que ésta aporta cohesión a las partículas y dificulta la deflacción. Las condiciones idóneas se dan en regiones llanas sin vegetación, con poca humedad y con materiales meteorizados sueltos de pequeño tamaño. La temperatura alta del suelo es también favorable al producir mayor turbulencia del aire. 6.2.1.  Deflacción

El viento realiza una labor de barrido que transporta materiales sueltos de pequeño tamaño. La superficie debe estar seca y existir material suelto sobre ella suministrado por la meteorización, facilitada por la ausencia de vegetación. El proceso es selectivo, similar al que se produce en el agua. Las partículas más pequeñas son transportadas en suspensión, y las de mayor tamaño, por saltación y rodamiento. Por saltación se mueve el mayor volumen de partículas, sobre todo arenas, que no suelen sobrepasar los 0’5 mm de diámetro. Los granos más gruesos son

rodados. La movilización de partículas sólo se realiza a partir de una velocidad crítica. La importancia del transporte eólico se calcula mediante el caudal sólido del viento, que es el volumen de arena que atraviesa una columna vertical de un metro Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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de anchura y altura ilimitada, durante un año. 6.2.2.  Abrasión

o corrasión

De forma parecida a los glaciares, el viento, a través de los materiales que transporta, ejerce una labor erosiva directa, mecánica, que se produce por el choque contra el roquedo de d e los fragmentos arenosos que acarrea. La corrasión o abrasión se da especialmente en las partes bajas, cerca del suelo, ya que las partículas más grandes no pueden alcanzar gran altura. La acción es selectiva, va cincelando los materiales según su dureza. En rocas compactas, de grano fino, realiza tan solo acciones de detalle, destacando el limado  y el pulido. Una forma interesante que resulta de esta acción son los cantos facetados , que adquieren forma piramidal. Si hay diferencias de dureza en la roca atacada suelen formarse alveolos y resaltes, quedando con frecuencia remetida la base, configurando curiosas rocas de aspecto fungiforme (rocas seta). 6.2.3.  Formas

de relieve producidas por la acción del viento

En las regiones áridas, azotadas por viento frecuente, aparecen multitud de formas de detalle, como las comentadas y también otras de mayor envergadura.   Depresiones de deflación. Suaves hondonadas de diámetro entre algunas decenas de mts y varios kms, que se forman en zonas llanas. En ocasiones, en climas semiáridos, pueden estar ocasionalmente ocupados por una laguna. Si existe agua subterránea suelen albergar oasis.    Regs. Zonas llanas, donde la deflación ha actuado intensamente, arrastrando los materiales sueltos, hasta dejar una superficie de cantos gruesos, que pueden estar incluso cementados por precipitación de sales, yesos y carbonato cálcico disueltos en agua de saturación.    Dunas. Son las formas más características. Son acumulaciones de arena debidas a la acción eólica. Aunque se se dan en en cualquier cualquier lugar, alcanzan su mayor extensión en los desiertos.  La duna se forma cuando un obstáculo fuerza el depósito de los materiales en generándose un montículo queviento, va creciendo. En unade dunatipomovimiento, se distingue una pendiente suave delinicial, lado del de alrededor 10º de inclinación, por donde ascienden empujados por el viento, y una pendiente brusca a sotavento, de unos 30º, por la que caen los granos por su peso. Podemos distinguir distinguir las dunas por su forma y tamaño:   Barcanas . Con forma de media luna, se dan cuando hay vientos más o menos constantes y en una misma dirección. Pueden registrar un movimiento de hasta 15 m/año.    Dunas transversales  transversales . Que se alinean como olas, formando ángulo recto con la dirección del viento dominante.    Dunas longitudinales . Paralelas al viento dominante, formando colinas de hasta cientos de metros de altura y km de longitud. En Australia, constituyen loscorredores desiertos deentre barras de arena, grandes dimensiones. A menudo, los dunas puedendeestar desprovistos de  Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

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Geografía General Física

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arena. Llamamos Erg a los campos de dunas, y pueden estar constituidos por cualquiera de los tipos expuestos. Las dunas también se pueden dar en zonas bajas de costa, donde el habitual viento mar-tierra es el causante. Son móviles y a menudo amenazan a las zonas próximas pobladas, por lo que se suelen fijar con vegetación. Loess. Cubren grandes extensiones en latitudes medias, en zonas no desérticas  ymiles estándeformados por recubren un polvo muy transportado por elSonviento años, que un fino, relieve preexistente. de durante variada composición, predominando los de tipo calcáreo. El material no está estratificado y no guarda relación con el relieve preexistente. Podemos encontralo en China, con espesores de hasta 30 mts, en ocasiones muy erosionados, con profundos abarrancamientos; América del Norte; la Pampa argentina; y en menor medida en Europa.  El origen tiene diversas interpretaciones, desde arenas del desierto, hasta harina de roca, tras la desaparición de los glaciares. Como sobre el loess se han desarrollado fértiles suelos negros tienen un gran interés económico.

Bloque 5. Morfologías litológicas y modelado del relieve

Tema 11. La erosión