Capítulo 1. La Tierra planeta. Movimientos y representación. 1. La tierra en el espacio, forma y dimensiones. Nuestra Galaxia contiene en ella la Vía Láctea. A su vez, esta está constituida por el Sol, su estrella. Forma parte del Sistema Solar, compuesto por planetas, entre los que está la Tierra. Y ella posee un único satélite, la Luna, de dimensiones equivalentes a a la cuarta parte de la Tierra, con una masa como la octava parte de aquella; gira a su alrededor, en una órbita elíptica, en sentido oeste-este con eje de rotación paralelo al terrestre. Su presencia provoca las mareas. 1.1. Forma y dimensiones. La Tierra es una esfera. En la Grecia de Homero se consideraba que era un disco plano rodeado por rio Oceáno. En el siglo VI a. C., Aristóteles mostraría las evidencias de la esferidad, a partir de los eclipses de luna y Erastótenes hizo una medición aproximada de la circunferencia terrestre que calculó en torno a 45000kms.: se basaba en que el día de solsticio de verano, los rayos solares era perpendiculares en Siena, lo que resultaba evidente porque el Sol se reflejaba en el fondo de un pozo a las 12h. Sin embargo, ese día y a esa hora, en Alejandría (a 800 km de Siena), lo objetos reflejaban una sombra que equivalía a una inclinación de los rayos de 7º. Dedujo que si 7º equivalían a 800kms y la Tierra fuese esférica, los 360º de perímetro medirían 45000kms. El Renacimiento recuperó el interés por estas cuestiones. Colón se embarcó convencido de que la Tierra era redonda. Elcano lo demostró, al circunnavegarla por primera vez. La Academia de Ciencias de Francia determinó que la Tierra era un elipsoide: una esfera achatada por los polos, con una diferencia de tan sólo 43 kms entre el diámetro mayor y menor. Gauss y Helmert llevaron a que la Tierra es geoide: figura definida por el potencial gravitatorio. Hoy se considera un elipsoide cuyo radio ecuatorial mide 6.378,16 kms. Su radio polar es 6356,77kms y el radio medio 6.367,75 kms. 1.2. Consecuencias de la esfericidad de la Tierra. a) Condiciona la forma en que recibe la energía. Los rayos solares, al incidir sobre una superficie curva, tienen distinto grado de inclinación y varia la energía en cada zona. b) La forma esférica, junto con los movimientos que realiza y es responsable de las características físicas de la Tierra. c) Permite trazar una red imaginaria de líneas curvas, que cortan en ángulo recto, y hace posible situar de forma exacta cualquier punto sobre la superficie terrestre. d) Plantea la dificultad de la representación en dos dimensiones, resuelta gracias a la utilización de proyecciones geométricas, desarrolladas por la Cartografía. 2. Movimientos de la Tierra y sus consecuencias geográficas. 2.1. Los movimientos de la Tierra. Los antiguos, ante la aparición y desaparición diaria del Sol y la Luna, se inclinaron a creer que esos astros giraban a nuestro alrededor. El movimiento de la Tierra en el espacio es doble: en torno a sí misma y a la vez en torno al Sol. Aunque también se ve sometida a otros movimientos de ciclo mucho más largos, que afectan a oscilaciones del eje terrestre y tienen repercusiones en los climas y la actividad terrestre. 2.1.1. Movimiento de rotación. La Tierra gira sobre sí misma completando el giro en un período de 23 horas 56 minutos y 4,09 segundos. Se efectúa de oeste a este. Orientación y situación sobre la superficie terrestre. La forma de la Tierra y que gire sobre sí misma, nos permite orientarnos y medir el tiempo. Orientarse resulta fácil gracias a los puntos cardinales: norte, sur, este y oeste. Con sólo observar donde sale el Sol, sabemos dónde está el este. Los puntos de referencia fijos son los polos. Sirven de base para trazar la red geográica. Consiste en un entramado de líneas imaginarias sobre la superficie terrestre, denominan meridianos y paralelos y su finalidad es localizar con exactitud cualquier punto. Los meridianos son arcos de círculo máximo, cuyos extremos coinciden con los polos. Cada meridiano mide 180º y dos opuestos constituyen un círculo máximo. Los paralelos son círculos completos obtenidos por la intersección de planos perpendiculares al ej de rotación. Sólo uno configura un círculo máximo: el Ecuador, que divide la Tierra transversalmente en dos mitades iguales o hemisferios.

El número de meridianos y paralelos es infinito. Siempre se cortan en ángulo recto. Aparte del Ecuador, el meridiano de referencia es el cero o de Greenwich. Para la localización y medición se utilizan: La longitud. Arco de paralelo medido en grados entre un punto de la superficie y el meridiano cero. Puede ser este y oeste, entre 0º y 180º. Todos los puntos sobre un mismo meridiano tienen las misma longitud. La latitud. Ángulo entre el plano que atraviesa la Tierra por el Ecuador y la recta que pasa por el punto a considerar y el centro de la Tierra. Puede ser norte y sur, entre 0º y 90º. Todos los puntos sobre un mismo paralelo tienen igual latitud. Medición del tiempo. El período de tiempo que tarda la Tierra en realizar el giro sobre sí misma constituye la medida del tiempo: el día. Dividido en 24 horas, siendo cada hora el tiempo que tarda en girar 15º. El centro del día son las 12 horas, en el que el Sol está en el punto más alto. Dado que gira de oeste a este, si nos situamos sobre el meridiano de Greenwich, en e momento del mediodía, a las 12 horas, hacia el este cada 5º es una hora más tarde. Hacia el oeste es una hora menos. Se utiliza un división en husos o zonas horarias. Son 24 franjas de norte a sur en las que se toma la hora media para todo el huso y tienen numerosas irregularidades sobre los continentes, para uniformar territorios de un mismo país y que no haya demasiadas horas diferentes en los muy extensos. Si Greenwich es el meridiano de referencia para el tiempo y la longitud, el meridiano 180º, conocido como de medianoche, fija la línea de cambio de fecha internacional. Otras consecuencias del movimiento de rotación. Derivadas del este movimiento, destaca la sucesión de períodos de iluminación, día y de oscuridad, noche. Cada punto sufre esta alternancia que hace posible que se dé un período de calentamiento y otro de enfriamiento. En todos los lugares se recibe la cantidad necesaria de luz y calor que hace posible la vida. Si no se diera la rotación, la mitad de la Tierra estaría permanentemente iluminada y la mitad opuesta en noche permanente. Se generan un serie de fuerzas que afectan a todos los objetos de la superficie: - Fuerza centrífuga: separa los objetos. - Fuerza de la gravedad: tiende a juntar objetos. Los móviles, en su desplazamiento sobre la superficie, experimentan una variación en su trayectoria. En el hemisferio norte supone un desplazamiento hacia la derecha y en el hemisferio sur hacia la izquierda. Es el Efecto de Coriolis. Afecta a los fluidos, por lo que tiene repercusiones en los vientos, las corrientes marinas, etc. Se manifiestan los efectos de dicha atracción mediante deformaciones especialmente visibles en el caso de las mareas. 2.1.2. Movimiento de traslación. La Tierra se mueve alrededor del Sol cada 365 días, 5 horas, 48 minutos y 45'6 segundos, que constituye un año. Hay una ligera diferencia entre el tiempo que transcurre entre dos equinoccios, llamado año solar, y entre dos pasos sucesivos de la Tierra por el mismo punto, llamado año astronómico, con una duración superior. El año solar está presente en los calendarios. Cada cuatro años se establece un año bisiesto (febrero tiene un día más). El movimiento de traslación se efectúa de oeste a este. La Tierra describe una trayectoria elíptica de 930 millones de kms, lo que supone una velocidad de 106.000 kms por hora y 29'5kms por segundo. Por esa excentricidad, la distancia entre el Sol y la Tierra varía a lo largo del año. La distancia media es de 150 millones de kms, siendo de 147'5 millones de kms en su mayor proximidad o perihelio (en enero) y de 152'6 millones de kms en su máximo alejamiento o aphelio (en julio). Si fijáramos la posición del sol, obtendríamos que describe una trayectoria oblicua respecto al Ecuador. Ocurre porque la Tierra gira inclinada sobre el plano de traslación o plano eclíptica. En Astronomía se denomina oblicuidad de la eclíptica a la inclinación que presenta el eje de rotación de la Tierra con respecto al plano de la eclíptica, que es complementario. Solsticios y Equinoccios. En torno al 22 de diciembre, los rayos del Sol son perpendiculares al plano tangente en la superficie terrestre en el Trópico de Capricornio, paralelo situado a 23º 27' S. En ese momento, la línea que delimita la parte iluminada de la Tierra es tangente a dos paralelos situados a 66º 33' N y S que constituyen los llamados Círculos Polares, Ártico y Antártico. En el Ecuador hay una igualdad en la duración del día y la noche, ya que la línea de iluminación lo divide por la mitad. En el hemisferio norte es mayor la zona oscura que la iluminada, los días son más cortos que las noches. A partir de él, la noche dura 24 horas y no se ve el Sol. En el hemisferio sur, los días son más largos que las noches. Con el solsticio de invierno comienza esa estación en el hemisferio norte. Coincide con el perihelio.

En torno al 22 de junio se da una situación idéntica pero invertida. Los rayos de Sol son perpendiculares al Trópico de Cáncer. El Círculo Polar Ártico tiene 24 horas de luz y los días son más largos que las noches. Es el solsticio de verano, que coincide con el aphelio. Los trópicos marcan la latitud máxima a la que los rayos del Sol alcanzan la verticalidad en algún momento del año. Alrededor del 22 de marzo, los rayos del Sol son perpendiculares al plano tangente a la superficie terrestre en el Ecuador. Todos los paralelos quedan divididos en dos semicírculos iguales, de modo que que todas las latitudes, el día y la noche tienen la misma duración (12 horas). La altura del Sol alcanza la máxima verticalidad en el Ecuador. Es el momento del equinoccio de primavera, cuando comienza esta estación para el hemisferio norte. El 22 de septiembre se produce la situación invertida. Es el equinoccio de otoño. A partir de los equinoccios, para los polos comienza un día o una noche que dura seis meses. Consecuencias del movimiento de traslación. Sucesión de estaciones y zonas terrestres. Como consecuencia del movimiento de traslación, la Tierra se ve sometida a situaciones que cambian a lo largo del año. Hay una sucesión de estaciones, horas de iluminación y oscuridad, cambio de temperaturas,… y afectan a todos los seres vivos, al mundo animal y vegetal y al medio físico en conjunto. Ecuador, Trópicos y Círculos Polares se consideran divisiones zonales de la Tierra. Presentan áreas de transición y perfiles irregulares. Entre los trópicos se extiende la zona intertropical. Los rayos solares alcanzan máxima verticalidad. La duración del noche y el día es sensiblemente igual a lo largo del año siendo superior el calentamiento diurno al enfriamiento nocturno. Es la zona cálida. Destaca el cinturón ecuatorial, 5º la latitud norte y sur, donde son más acusadas las características. Entre esa franja y el límite de los Trópicos, están las zonas tropicales, donde la desigualdad entre día y noche es más marcada y la insolación es menor. Caracterizadas por la poca diferencia térmica en las estaciones. Se aprecia una diferencia estacional determinada por las precipitaciones. A ambos lados de los trópicos hay dos zonas templadas, los rayos solares llegan tanto más oblicuos cuanto mayor es la latitud, que supone una gradación de la energía calorífica recibida. En función de las estaciones, la duración del día y la noche varía notablemente. Se dan notables oscilaciones de temperatura relativamente moderadas. En estas zonas hay que establecer matices importantes hay una zona subtropical y una zona subpolar, quedando entre ambas una zona media, con características templadas. Por encima de los círculos polares entramos en las zonas frías o polares, unas al norte o Ártica y otra al sur o Antártica. Se alcanza la mayor diferencia entre día y noche y la mayor oblicuidad de los rayos, con menor energía calorífica recibida. 3. La representación de la superficie terrestre. La cartografía. La Cartografía plasma en mapas la información geográfica de todo tipo. Sólo una representación esférica nos permite apreciar la Tierra en su conjunto. Las mapas, que son la representación gráfica de relaciones espaciales, nos permiten conocer las características de las superficie terrestre con el detalle necesario y plasma los resultados de análisis, investigaciones y relaciones diversas. La Geodesia es al ciencia que lleva a cabo al levantamiento y la representación de la forma y superficie de la Tierra. Los principales problemas que se plantean: tamaño, que se resuelve con la escala y el pasar de la esfera al plano la información, que las resuelve las proyecciones. 3.1. Las proyecciones. Hay que establecer una red que permita trasladar la transformación real al plano, con las referencias precisas. Un método consiste en cubrir el territorio con una red de triángulos, a partir de una línea base, medida con precisión en la realidad. Después se miden las alturas de los puntos clave y se obtienen todas las coordenadas gráficas con precisión. Para trasladar información a la superficie plana de un papel, hay que recurrir a proyecciones. La proyección consiste en trasladar al plano la red de meridianos y paralelos dibujaba sobre la Tierra, desde un centro de proyección. Se producen inevitablemente deformaciones. Existen varios tipos de proyecciones: - Cenitales o acimutales. Proyectan la superficie sobre un plano desde un centro determinado de perspectiva. Pueden ser polares, ecuatoriales y oblicuas. Según el plano sea tangente, perpendicular, paralelo u oblicuo a eje terrestre. Según donde se sitúe el foco tenemos proyecciones ortográficas, estereográficas y gnomónicas. - Cónicas. Llamadas simples, son tangentes a un solo paralelo y conserva la escala. Las policónicas utilizan varios paralelos de base por medio de varios conos. - Cilíndricas. Los meridianos y paralelos aparecen como rectas que se cortan en ángulo recto, con una separación constante en los meridianos, mientras que los paralelos se van espaciando según se asciende en latitud.

Utilizada en mapas mundi, presenta una deformación en las altas latitudes, que llevan a una imagen distorsionada de las dimensiones de los continentes. Conocida es la proyección conforme de Mercator, una variante es la UTM o conforme de Gauss, que utiliza un cilindro tangente a un doble meridiano. Utilizada para mapas topográficos nacionales de España a escala 1:50.000. - Complejas. Combinan varias figuras y son utilizadas para mapas mundi. Las más frecuentes son la homolográfica o de Mollwide (equivalente) sólo son rectas los paralelos y el meridiano cero, con doble longitud el Ecuador, los restantes meridianos son arcos de elipse. La sinusoidal, similar, pero con los meridianos como curvas sinusoidales y la homolosena, que combina las dos anteriores. La proyección de Peters es especialmente crítica con las proyecciones clásicas. Propone una nueva proyección que tiene fidelidad de superficie, de eje y de posición. Las proyecciones que respetan los ángulos se denominan conformes. Las líneas en la esfera mantienen el mismo ángulo que en la representación plana. Hay sistemas que conservan las distancias, denominadas equidistantes. Otras respetan las áreas, siendo fieles a las superficies representadas, llamadas equivalentes. 3.2. La escala. La escala es la relación matemática entre las dimensiones reales y las de su representación en un mapa. Se expresa como una fracción en la que el numerador es la unidad y el denominador el número de veces que cualquier medida en el mapa es mayor la realidad. Se considera gran escala a la que tiene pequeño denominador y pequeña escala a la que lo tiene grande. Los mapas de mayor escala son los planos propiamente dichos. Se puede expresar la escala de forma numérica (1:25, 1:10.000,…) o gráfica: como un segmento en el que se incorporan las equivalencias en metros, kilómetros, etc. que permite medir directamente sobre el mapa son necesidad de hacer conversiones. 3.3. Base matemática y geográfica. Tipos de mapas. Triangulación, proyección y escala forman parte de la base matemática de la confección de un mapa. La representación de la altimetría (relieve) y la planimetría (accidentes del terreno), llenan el mapa de información. Destacamos la representación del relieve, que tras etapas de tipo pictórico que representaban elevaciones del terreno como perfiles abatidos o pequeños trazos o simples cotas de altitud, ha alcanzado gran precisión por medio de las curvas de nivel (llamadas también isohipsas, donde iso=igual e hipsas=altura). La altitud se toma con una base de referencia, normalmente el nivel del mar. Las curvas de nivel son de absoluta precisión y permiten medir directamente sobre el mapa, calcular pendientes, alturas y levantar perfiles topográficos y alzados del terreno. Existen dos tipos de mapas: - Topográficos. Representan la superficie tal como se representa con su aspecto físico y los resultados de la actividad humana. - Temáticos. Representación de un tema fenómeno o aspecto concreto. Hay dos grupos: carácter cualitativo, que muestran localización o distribución del fenómeno; y tipo cuantitativo, que añaden precisión numérica, estadística o de otras categorías. 3.4. Otras formas de representación. Representación con fotografía aérea y teledetección. Desde diversos se captan imágenes de la Tierra que permite obtener información riquísima y en tiempo real. Pueden traducirse, además, a formato digital. Son utilizados para la confección de mapas de gran precisión. Son los Sistemas de Información Geográfica o SIG (GIS en inglés). Permiten gestionar y analizar la información espacial. Se considera .

Capítulo 2. Elementos y factores climáticos I: La temperatura. 1. Composición de la atmósfera. El componente fundamental de la atmósfera es el aire: una mezcla de gases. En él se encuentran los aeorosoles: pequeñas partículas líquidas y sólidas dispersas en su seno. Composición química y porcentaje en volumen: Componentes

Gases que participan de forma constante

Gases que participan de forma variable

Nitrógeno Oxígeno Gases nobles (Argón, Neón, etc.) Hidrógeno Metano Vapor de agua Dióxido de carbono Ozono Monóxido de carbono Anhídrido sulfuroso Anhídrido nitroso

Símbolos

Volumen porcentual

N₂ O₂ Ar, Ne, etc.

78'08 20'93 0'93

H₂ CH₄

0'0018 indicios

H₂O CO₂ O₃ CO SO₂ N₂O

De 0 a 4 0'0325 -

El nitrógeno, principal componente gaseoso de la atmósfera, de gran importancia en la nutrición de los seres vivos, apenas influye en las variaciones climáticas. El de mayor importancia es el vapor de agua. Su presencia en la atmósfera es muy variable, desde cantidades inapreciables en las regiones secas y desérticas, hasta un 3% del volumen total atmosférico en las áreas caldeadas de los océanos. Cuando empleamos el término nos referimos al vapor de agua en estado gaseoso y a las gotas líquidas de las nubes. Destaca la propiedad de absorber los rayos infrarrojos de mayor longitud de onda del espectro solar, que evita el brusco enfriamiento. El dióxido de carbono o anhídrico carbónico (CO₂) procede de las emanaciones volcánicas, las combustiones y la respiración de los seres vivos. El aumento progresivo del mismo es compensado por la acción clorofílica de las plantas, que absorben este y desprenden oxígeno. Este gas refuerza la acción del vapor de agua en la absorción de los rayos infrarrojos. Su desaparición provocaría un descenso medio de la temperatura de la Tierra en 21 ºC. El ozono (O₃) se forma por la absorción de rayos ultravioletas procedentes del Sol. Es capaz de impedir el paso de la radiación ultravioleta que haría imposible la vida en nuestro planeta. Otros gases pueden considerarse contaminantes de la atmósfera: - El anhídrido sulfuroso (SO), consecuencia de la combustión del carbón, el petróleo y la fundición de minerales que contienen azufre. - Deriva de la posibilidad de formar ácido sulfúrico (SO₄H₂), sustancia altamente perjudicial al contacto con los pulmones. - El anhídrido nitroso (N₂O) y el monóxido de carbono (CO) pueden mostrar su toxicidad por encima de determinadas concentraciones. Las partículas sólidas de la atmósfera tienen una procedencia y naturaleza variables. 2. Estructura atmosférica. El aire se va enrareciendo con la altitud. La estructura vertical de la atmósfera permite dividirla en capas homogéneas . Las diferencias térmicas son resultado de la diferente composición gaseosa de cada capa, que condiciona su dinámica. 2.1. La troposfera. Capa inferior donde se encuentran las tres cuartas partes de la masa gaseosa que envuelve la Tierra y prácticamente la totalidad de vapor de agua. La existencia de movimientos turbulentos del aire en esta capa, produce las nubes, las precipitaciones y los fenómenos meteorológicos. Existiría una primera subcapa hasta 3.000 m, donde la presencia de impurezas y la mayor turbulencia del aire serían causa de superior actividad de dinámica atmosférica. Se conoce como capa geográfica o capa sucia. De aquí hasta a tropopausa, la atmósfera se presenta más limpia y homogénea y recibe el nombre de capa libre. La temperatura desciende a razón de 0'65 ºC por cada 100 metros. Manifiesta un gradiente térmico negativo, se interrumpe al alcanzar esta última capa. Su descubrimiento data del siglo XX.

La estratosfera se produce en los polos a una altura inferior y una temperatura superior (6 km y -45 ºC) que en el Ecuador (17 km y -85 ºC). 2.2. La estratosfera. Se extiende desde la tropopausa hasta 50 kms donde se encuentra la estratopausa: superficie de separación con respecto a las altas capas de la atmósfera. Destaca la ausencia casi completa de vapor de agua y la progresiva rarificación de gases con la altura. El 95% de la masa atmosférica está localizada en los primeros 20 kms. La temperatura permanece constante hasta 18 ó 20 kms, aumentando después a 3ºC por cada km de ascensión. Esto es más marcado a partir de los 30-35 kms. La presencia de ozono le proporciona el nombre de ozonosfera y su capacidad para absorber las radiaciones ultravioletas explica la elevación de temperatura, que puede alcanzar los 100ºC. La estratosfera termina donde acaba la capa de ozono. 2.3. La alta atmósfera. Más allá de los 50 kms, el gradiente de variación de la temperatura con la altura se invierte. Descienden hasta la aparición de la mesopausa, situada a 80 kms de altura. Este intervalo recibe el nombre de mesosfera o alta estratosfera. La ausencia de aire atmosférico es casi total. A 150 kms, la presión del aire corresponde casi al vacío neumático, aunque las estrellas fugaces en este espacio manifiestan que la densidad gaseosa es suficiente para provocar calentamiento por rozamiento y dar lugar a fenómenos luminosos. La absorción de las radiaciones ultravioletas aumenta la temperatura hasta 200-300 ºC. En capas más altas, puede dispararse a 1.000 ºC. También se conoce como termosfera. Otra consecuencia de la radiación y su absorción por el aire es la ionización. Los átomos gaseosos se transforman en iones, convierten a la atmósfera en conductora de la electricidad y recibe el nombre de ionosfera. Los estratos ionizados permiten reflejar las ondas de radio y devolverlas a la Tierra. Sin esto no sería posible la comunicación por radio a larga distancia. 3. Las propiedades del aire. Los gases pueden definirse como cuerpos sin forma ni volumen propios con tendencia a dispersarse uniformemente por el espacio. La movilidad permite a la materia en estado físico moverse libremente por el espacio. Es fundamental para comprender la dinámica atmosférica. El viento es aire en movimiento y los movimientos de aire a gran escala, horizontales y verticales, son importantes en la configuración del tiempo y del clima. El aire pesa y es capaz de ejercer una presión o fuerza por unidad de superficie en cualquier punto terrestre. En altura, la capa de aire reduce su peso: a 5 kms sólo queda 50% de la atmósfera y a 10 kms el 25%. Las diferencias de presión existen también entre diferentes puntos de la superficie de la misma altitud. Si el suelo se calienta, el aire se dilata y pesa menos: tiene tendencia a moverse verticalmente hacia arriba, esto provoca el descenso de la presión. Las diferencias de presión son la causa del movimiento del aire. Existen dos conceptos: calor y temperatura. El calor es la forma de energía y la temperatura es la consecuencia de esta. No todos los cuerpos adquieren la misma temperatura cuando reciben la misma cantidad de calor. Se puede medir el calor específico como la cantidad de calor necesaria para elevar a un gramo del mismo un grado de temperatura. Esta propiedad explica que los mares y océanos acumulen calor y lo pierdan lentamente respecto a la tierra, que suaviza el clima. La densidad es la masa de un cuerpo por unidad de volumen. Es equivalente al peso específico o peso unitario. El aire más denso se estabiliza y el menos denso tiende a elevarse. La humedad hace referencia a la cantidad de vapor de agua contenida en la atmósfera. Esta capacidad depende de la temperatura. El aire caliente puede contener mayor cantidad de vapor de agua. 4. La energía solar y la temperatura terrestre. Es Sol es la principal fuente de energía que recibe nuestro planeta. A su vez, la Tierra emite energía calorífica hacia el espacio externo. Del equilibrio térmico establece la Tierra adquiere una determinada temperatura. La energía recibida es en forma de onda electromagnéticas de pequeña longitud de onda. Irradia energía a una temperatura de 5.700 ºC, que alcanza desde rayos X, rayos gamma y rayos ultravioleta a todo el espectro visible y la gama de infrarrojos. La Tierra emite en ondas de mayor longitud, fundamentalmente infrarrojos. Un 45% de la radiación emitida por el Sol, en forma de onda corta, alcanza de forma directa la superficie de la Tierra. El resto es interceptado por la masa del aire atmosférico. La atmósfera actúa de filtro, reteniendo el 55% de la energía solar. - La estructura vertical atmosférica realiza la absorción o filtrado en fases sucesivas. La ionosfera absorbe los rayos X y una buena parte de la radiación ultravioleta. El ozono absorbe los rayos ultravioletas más perjudiciales y el vapor de agua y el anhídrido carbónico filtra las radiaciones infrarrojas. La energía absorbida no es constante y oscila de acuerdo a la situación atmosférica. Se puede cifrar en 20% del total de la energía recibida del Sol.

- La parte superior de las nubes se comporta como una superficie reflectante que puede devolver por reflexión directa el 25% de la energía recibida. En áreas totalmente cubiertas de nubes, puede llegar al 60% de la energía recibida. - Las moléculas de los gases y las partículas de polvo dispersan parte de la luz, desviándolas en todas direcciones. Puede describirse como reflexión difusa. La dispersión es la separación de los distintos colores que integran la luz solar. Sólo la gama de los azules desciende hacia la superficie terrestre, que explica el color azul del cielo. Parte de la energía solar es devuelta al espacio, un 10%, mientras que el resto se dirige a la Tierra y se denomina descendente (20%). La parte que se pierde hacia el exterior depende del material que recibe la insolación o la inclinación de los rayos solares. Mientras el albedo del agua es bajo (2%), es extremadamente alto en la nieve o hielo (45-88%), que significa que la superficie del suelo se calentará menos. La reflexión de la radiación de onda corta solar tiene lugar durante el día. La radiación emitida por el suelo es variable con su temperatura y se realiza por radiaciones de onda larga. Esa parte es absorbida por la propia atmósfera o proyectada directamente al exterior. La atmósfera se comporta como una pantalla térmica, impidiendo que durante la noche la temperatura descienda por ausencia de radiación solar. Es definido como efecto invernadero. La superficie terrestre emite 120 calorías: 105 son absorbidas por la atmósfera y 15 escapan al exterior. La atmósfera, como cuerpo caliente, irradia energía de onda larga compensando las pérdidas de superficie. De 155 calorías irradiadas, 105 alcanzan la superficie y 50 van al espacio externo. La superficie terrestre utiliza dos nuevos mecanismos de transformación del calor. El primero, facilita en los océanos y mares la evaporación del agua y la devuelve en el mecanismo de condensación. El segundo, comunica calor a las capas bajas que sufren un movimiento ascensional convectivo. Pueden ser tasadas en 20 y 10 calorías respectivamente. 5. El desigual reparto de la insolación terrestre. 5.1. Factores explicativos del desigual reparto de la insolación y comportamiento calorífico terrestre. 5.1.1. Influencia de la distancia entre la Tierra y el Sol. El movimiento de la Tierra alrededor del Sol es la causa de que la distancia entre ambos astros no siempre sea la misma. Varía de ser casi circular a ser ligeramente elíptica. Esta diferencia explica que la energía recibida en el perihelio de enero sea superior en un 7% a la correspondiente al aphelio de julio. Cabría deducir que los inviernos en el hemisferio Norte deberían ser más cálidos que los del hemisferio Sur. Lo contrario ocurriría para los veranos. 5.1.2. Influencia de la altura del Sol. Medida por la inclinación de los rayos de Sol respecto a la horizontal terrestre. Desde el momento del orto a a salida del ocaso, está condicionada por la latitud del lugar y la estación del año. En los equinoccios, la altura de los rayos adquiere una valor complementario a la latitud. En el Ecuador, latitud 0º, la altura de los rayos solares es de 90º. En el resto de puntos la altura disminuye con la latitud. El otro factor complementario es la estacionalidad. La inclinación de plano de la eclíptica respecto al Ecuador a lo largo del año. Durante medio año, el Sol incide con mayor perpendicularidad en el hemisferio Norte, y en el otro medio año, en el Sur. El Sol nunca alcanza la verticalidad. La situación límite es propia de los solsticios de verano e invierno. Si la eclíptica formara un ángulo de 0º, la altura del Sol sería el complemento de sólo la latitud. Si la eclíptica forma un ángulo distinto de cero, el valor de la altura solar es de (90º - (latitud – α)). 5.1.3. Influencia de la duración de la luz solar. La latitud condiciona la duración del día solar y la cantidad de insolación. Cuanto mayor sea el período de tiempo de iluminación solar, mayor será la cantidad de radiación diaria recibida. 5.1.4. El efecto de la atmósfera. El desigual recorrido en longitud de los rayos solares a través de la atmósfera sería una consecuencia de la latitud. A la menor cantidad de radiación recibida, superior pérdida derivada del mayor espesor atmosférico que deben atravesar los rayos solares. El factor causante de la radiación solar es la nubosidad. 5.1.5. El efecto de la desigual distribución de las tierras y los mares. El comportamiento térmico de las superficies marina y continental añade en los océanos, debido a la superior evaporación de agua, el efecto de filtrado atmosférico superior. Otra diferencia es la manera en que tierras y mares aprovechan la energía que les llega. El agua tiene mayor capacidad de almacenamiento y la tierra la devuelve rápidamente a la atmósfera. Las ondas electromagnéticas procedentes de Sol pueden penetrar en el agua y la conductividad del calor hacia el interior es más alta. Las consecuencias geográficas son las oscilaciones diarias de temperatura inferiores en los mares.

5.1.6. Efecto de la elevación y la topografía. La altitud y exposición de la vertiente a los rayos solares modifican la cantidad d radiación que alcanza la superficie terrestre. Con cielo despejado, las altas cumbres reciben una insolación mayor que el nivel del mar, por la menor masa atmosférica. En latitudes medias, la intensidad se incrementa entre 5 y 15% por cada 1000m de elevación. La influencia de la exposición a los rayos solares es elevada en latitudes medias. En el hemisferio Norte, la solana situada en el sur recibe mayor cantidad de insolación. La situación inversa se da en la umbría. 5.2. La distribución de la radiación solar en la superficie terrestre. El efecto de la altura solar se refleja en la disposición latitudinal de las isolíneas de radiación, cuyo valor decrece hacia las latitudes más altas. El modelo se rompe por influencia del contraste tierra-mar y la atmósfera. Los valores máximos se localizan en el Trópico de Cáncer, bloques continentales africano y asiático, desierto del Sahara, noroeste de la India y la costa oeste del continente americano. En e hemisferio Sur destacan los altos valores de radiación sobre los continentes africano y australiano. El aire seco de los desiertos permite mayor radiación solar. El efecto de la nubosidad se aprecia en que las isolíneas de radiación se inflexionan hacia los Polos, cuando pasan por encima de los continentes y hacia el Ecuador cuando lo hacen por los océanos. 6. La diferenciación térmica de la troposfera. A los factores intrínsecos que modifican la insolación y el comportamiento térmico diferencial de la superficie terrestre, hay que añadir otros extrínsecos que condicionan las características climáticas de un lugar determinado de la Tierra. Las zonas climáticas sometidas a la turbulencia atmosférica tienen una temperatura del aire menos relacionada con los fenómenos radiantes que las zonas más en calma. El resultado final del calentamiento es la obtención de una determinada temperatura. La distribución de temperaturas no es uniforme ni espacial y temporalmente. Hay dos estructuras térmicas del aire: en superficie y vertical. En la variación temporal distinguimos la oscilación diaria de temperaturas y la fluctuación estacional a lo largo del año. 6.1. Las temperaturas de la superficie. 6.1.1. La oscilación térmica diaria. Las variaciones de insolación se manifiestan en el ascenso y descenso rítmico de la temperatura del aire, denominado ciclo diario. La variación de la verticalidad de los rayos solares es la causa del desigual reparto de insolación durante las horas de luz, a la que se suma la ausencia de radiación solar nocturna. Durante las horas centrales del día, la temperatura tiende a aumentar y por la noche la atmósfera cede calor a la superficie y la temperatura disminuye. Hay cierto desfase respecto al máximo de insolación. Esto es la inercia térmica, que explica que la temperatura máxima del aire sea entre las 12 del mediodía y las 6 de la tarde. La temperatura mínima, cuando el aire pierde el calor almacenado, es hacia las 6 de la mañana. Los factores geográficos y estacionales son decisivos en la oscilación térmica diaria. 6.1.2. Las variaciones estacionales. La representación gráfica de las temperaturas medias mensuales da lugar a una curva oscilatoria semejante a la del ciclo térmico diario. En latitudes medias y altas, la curva presenta una variación más marcada y es donde la amplitud térmica anual es superior. Estas se presentan menos marcadas en regímenes ecuatoriales. 6.1.3. La distribución de temperaturas sobre la superficie del globo terrestre. La distribución térmica se facilita mediante el mapa de isotermas: líneas que unen puntos con el mismo valor de temperatura. Representan observaciones de una zona, un instante o valores medios de un período de muchos años. Los mapas de enero y julio ilustran la distribución mundial para evitar el efecto de la variación de temperatura debido a la altitud y establece resultados comparativos; se reducen las temperaturas en cada lugar según la altura. Principales factores explicativos de la desigual distribución de temperaturas de la superficie terrestre. Factores intrínsecos: debidos a la diferencia de insolación, altura solar,comportamiento de tierras y mares, nubosidad, etc. Factores extrínsecos: influencia del movimiento de masas de aire y corrientes oceánicas. Las condiciones climáticas no se forman en el lugar donde se manifiestan los efectos térmicos. El movimiento más importante sobre nuestro planeta es la corriente de aire de dirección Oeste-Este que tiene lugar en la franja de las latitudes medias (30º-60º latitud). La parte occidental de los continentes es invadida por masas de aires marinas, originando inviernos más templados y verano más frescos; en las costas orientales, las masas de aire han perdido sus propiedades.

Las corrientes oceánicas superficiales originadas por la dirección de los vientos dominantes y rotación terrestre, transfieren masas de agua cálida hacia los Polos y frías hacia el Ecuador, intentando eliminar el desequilibrio térmico terrestre. Distribución térmica superficial a escala planetaria. Las isotermas presentan un paralelismo zonal y una gradación progresiva en sentido descendente, desde el Ecuador hacia los Polos. El desplazamiento relativo hacia el Norte manifiesta la influencia estacional. El mes de enero, sobre un mismo paralelo, las temperaturas son más elevadas en el mar y más bajas en los continentes. En julio sucede lo contrario. La continentalidad se refleja en la existencia de áreas delimitadas por isotermas que se cierran, manifestando muy bajas temperaturas en invierno (Siberia) o muy altas en verano (Sahara). La línea de mayor temperatura o ecuador térmico no coincide con el ecuador geográfico. La penetración de aire marítimo hacia el interior de los continentes introduce diferencias en la distribución de las isotermas. En América del Norte, las montañas impide esta penetración, por lo que las diferencias térmicas en latitud en el continente son más marcadas. Las isotermas se presentan más juntas. Las diferencias para un mismo océano o continente está entre las fachadas orientales y las occidentales. En latitudes altas, las costas occidentales de los continentes mantienen la temperatura más elevada que las costas orientales. En las regiones tropicales, la disimetría térmica se invierte. 6.1.4. La estructura térmica en altura. La estructura térmica de la troposfera en altura muestra un descenso constante de la temperatura a medida que nos elevamos sobre la superficie terrestre; llamado gradiente vertical normal de la temperatura y suele moverse entre 0'5 ºC y 0'7 ºC cada 100 m de elevación. Los valores extremos alcanzados por el gradiente son de 0'4 ºC/100 m y 0'75 ºC/100 m. Los más fuertes se presentan cuando el suelo está más recalentado (primavera y otoño)y los más débiles cuando está frío (invierno). Por la noche, el aire en contacto con el suelo se encuentra más frío que el de la parte superior, produciéndose una inversión térmica.

Capítulo 3. Elementos factores climáticos II. La presión y la humedad atmosféricas. 1. Las variaciones de presión en el suelo de la atmósfera terrestre. 1.1. El campo de presión en superficie. Para comparar las presiones se debe eliminar la influencia de: 1. La altitud. Una corrección que tenga en cuenta la variación de presión con la altura, refiriendo todos los valores al nivel del mar. 2. Las oscilaciones diarias de presión. Se obtendría así una hora fija del día, incrementando 11 mb por cada 100 m. La representación se facilita si unimos los puntos de igual presión mediante isobaras. El resultado no es aleatorio y muestra áreas con líneas cerradas de alta presión (anticiclones) o baja presión (ciclones, depresiones o borrascas). Para su identificación se escribe una A en la primera y una B (o D) en la segunda. En países ingleses, son H (high) y L (low) o los signos + y -. La vaguada resulta de la mitad de la borrasca, con la isobara interior de valor de presión más reducido que la exterior. La dorsal o cuña anticiclónica, sucedería lo contrario. El pantano isobárico se produce cuando el espacio de presión es confuso y poco diferenciado. Estos elementos reciben el nombre de individuos isobáricos. Las regiones de latas y bajas presiones no son fijas y varían su posición en el tiempo. Las primeras son más estables, de tiempo seco y soleado y se desplazan lentamente; los centros de bajas presiones van asociados a tiempo variable, nuboso y con precipitaciones. Para diferenciar dichas superficies, se toma como referencia la presión de 760mm, normal a nivel de mar. 1.2. El campo de presión en altura. La estabilidad del campo de presión depende de la situación de la presión del aire en altura. La meteorología moderna dispone de aparatos que obtienen mediciones de la temperatura, presión y humedad del aire. Se representan las isolíneas de altitud correspondientes a isobáricas con isohipsas, que marcan niveles de referencia de 700, 500 y 300 mb. Las zonas de altos valores de isohipsas se corresponden con áreas de alta presión. Es frecuente una inversión del tipo de centro de acción predominante que varía en superficie respecto al correspondiente en altura. Un centro de baja presión en superficie puede transformarse en altas presiones a medida que asciende. 1.3. Causas de las diferencias de la presión atmosférica. Tienen un doble origen: término y dinámico. Se origina la circulación térmica siempre que exista un calentamiento diferencial entre dos parte de la superficie terrestre: entre tierra y mar, montaña y llanura, ciudad y alrededores o bosque y prado. Como consecuencia de la insolación diurna, se producen vientos locales que cambian de dirección cuando llega la noche. En el origen dinámico, la circulación del aire a nivel del globo terrestre (corriente en Chorro o Jet-Stream) es causa de los principales centros de acción. Casos típicos en los que una corriente de aire en movimiento determina la variación de la presión. 2. Los vientos y la circulación atmosférica. Se considera al viento todo movimiento del aire, ocasionado por diferencia de presión. Al ser una magnitud de carácter vectorial, es preciso referirse a los dos elementos que la integran: intensidad y dirección. La dirección del viento es aquella de donde procede. Para sintetizar las observaciones de los vientos se emplea la rosa de los vientos, que indica ocho direcciones desde un mismo centro: longitudes proporcionales al porcentaje de tiempo en el que el viento sopló en cada dirección. La velocidad del viento es medida en kilómetros por hora o millas por hora (nudos). 2.1. Análisis dinámico del movimiento del aire. 2.1.1. El movimiento del aire debido a las diferencias de presión. La fuerza motriz causante del movimiento inicial es debida a las diferencias de presión en el campo de presión atmosférica terrestre. El movimiento horizontal se establece desde los centros de alta presión hasta los de baja. La dirección del viento debería ser perpendicular a las líneas isobaras, su intensidad o velocidad dependería de: 1. El gradiente de presión o diferencia de presión por unidad de longitud. Se mide en milibares por grado de meridiano. Si las isobaras están muy próximas entre sí, la velocidad será más elevada. 2. La densidad del aire. A menor densidad, el aire pesaría menos y se desplazaría más rápidamente. 2.1.2. La fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos. El movimiento de rotación modifica sensiblemente la trayectoria aparente del viento. La velocidad lineal de un punto de la superficie terrestre se movería entre valores de 1670 km/h en el Ecuador y su valor nulo en los Polos.

El resultado es la desviación de la trayectoria prevista. La consecuencia es que el movimiento se modifica por la fuerza de Coriolis. En el hemisferio norte, el movimiento iría de las altas a las bajas presiones, según la trayectoria inclinada. Lo contrario ocurriría en el hemisferio sur. 2.1.3. Los movimientos de convergencia y divergencia. El aporte o pérdida de aire debe ser compensado con movimientos atmosféricos ascendentes o descendentes. Hablamos de convergencia cuando existe una acumulación de aire en un área limitada del espacio y divergencia cuando existe una pérdida del mismo. Los ciclones actúa como centros de convergencia atmosférica. El aire se eleva en una depresión y asciende en un anticiclón, produciendo flujo compensatorio. 2.2. La circulación general atmosférica. 2.2.1. El mapa de la distribución de presiones y el sistema de vientos dominantes en la superficie terrestre. Distribución de presiones medias: 1. Tendencia a la zonalidad en la situación de las áreas de altas y bajas presiones. Se aprecia una zona de bajas presiones en el Ecuador, altas presiones en latitudes subtropicales, bajas presiones en latitudes medias o subpolares y altas presiones en ambos polos. 2. Las franjas de presión varían su posición estacionalmente. En enero, se encuentran más hacia el sur que en julio. 3. Este modelo queda alterado por la distribución de los océanos y continentes. En verano, los continentes se calientan más rápidamente y son ocupados por bajas presiones. Durante el invierno, el aire pesado y frío es causa de altas presiones continentales. 4. En el hemisferio sur, los contrastes de presión entre tierras y mares son menos marcados. Esta distribución es causa del movimiento del aire y la existencia de un sistema de vientos dominantes. Rasgos del sistema: 1. Cinturón ecuatorial, entre 5º latitud norte y sur. Áreas de bajas presiones, débiles gradientes de presión. Reciben el nombre de doldrums. 2. Al norte y al sur, 30º de latitud, se encuentra el cinturón de vientos alisios: consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las bajas ecuatoriales. Es desviado hacia la derecha en el hemisferio norte. Viento con regularidad de su velocidad (20 km/h aprox.) y dirección (del este). Intensidad superior en invierno e inclinación de su dirección con los paralelos. Denominados trade winds (vientos del comercio) al asegurar la navegación a vela. El lugar de convergencia de ambos alisios se denomina línea de convergencia internacional y coincide con e área de calmas ecuatoriales. 3. Vientos generados entre altas presiones subtropicales y bajas subpolares. Dirección del oeste. Su fuerza es considerable y era utilizada por los navegantes a vela. 4. En las regiones de superior latitud, entre bajas presiones subpolares y altas polares, cambian su dirección por la del este. 2.2.2. La circulación atmosférica en altura. La atmósfera libre se muestra fuera de la influencia de los factores geográficos. La trayectoria de los vientos manifiesta la existencia de un flujo zonal de dirección del oeste. Los vientos del este quedan reducidos a una franja ecuatorial como prolongación de los alisios. El cambio estacionales desacelera las corrientes del oeste y las desplaza hacia altas latitudes. El flujo de mayor velocidad se halla hacia los 30º de latitud, entre 9.000 y 15.000 metros de altitud: corriente en Chorro o Jet-Stream. Descubierto en el hemisferio norte durante la II Guerra Mundial. Se observan cambios que afectan a su posición en latitud, velocidad y trayectoria. A estas variaciones se añaden cambios bruscos que modifican el carácter en un tiempo más breve. 1. La corrientes es rápida (150 km/h), casi zonal y relativamente alta en altitud. 2. Aparecen ondulaciones que dan nacimiento a curvaturas positivas anticiclónicas y negativas ciclónicas. 3. La circulación se hace más lenta (70 km/h) y la trayectoria sinuosa, dando lugar a la gota fría, que asila una masa de aire frío en altura que al descender a la superficie y encontrarse una de aire cálido y húmedo, provoca un ascenso brusco de la misma, originando fuertes aguaceros. El origen es incierto, cabe considerar los factores dinámicos y térmicos.

2.3. Los vientos locales. La importancia se debe a su contribución en climas locales. Uno es en las zonas costeras entre el mar y la tierra. Durante el día, el calentamiento de la superficie respecto al océano provoca diferencias de presión que originan una corriente de aire que sopla hacia la tierra y se ve compensada en altura por el movimiento del aire en sentido contrario. Son las brisas marinas. El viento se invierte durante la noche: brisas terrestres. Un sistema similar se establece en valles y montañas. Las laderas reciben radiación solar más directa, experimentan un descenso de térmico de la presión. La diferencia respecto al valle origina una corriente ascendente hacia la montaña. Por la noche se invierte las corriente hacia el valle. Los vientos de drenaje o vientos cabáticos producidos por desplazamiento de aire frío por acción de la gravedad desde regiones más altas a otras de menos altitud. Los vientos originados por barreras montañosas o foehn o chinook. El ascenso forzado del aire provocan su desecación. El aire a sotavento es cálido y seco. 3. La humedad atmosférica. 3.1. El ciclo hidrológico del agua en la naturaleza. El agua se encuentra en continua transformación: evaporación, condensación y precipitación. Constituyen los eslabones de un ciclo cerrado denominado ciclo hidrológico del agua. El agua de océanos, mares y lagos pasa a la atmósfera incrementando su humedad mediante evaporación. Depende de diversos factores como la temperatura; cuando esta desciende, determina su condensación y posterior precipitación en forma de lluvia, nieve o granizo. En los continentes, la precipitación supera a la evaporación. Su oscilación obedece a las fluctuaciones estacionales. 3.2. La evaporación. La velocidad de evaporación depende de un conjunto de factores; el cambio de estado líquido a vapor necesita calor. El calor latente de evaporación necesario varía con la temperatura. La condensación devuelve el calor comunicado durante la evaporación. Esta tiene lugar durante el día y la condensación durante la noche. La humedad atenúa la oscilación térmica nocturna. La temperatura facilita la amplitud del movimiento molecular en el seno líquido y las posibilidades de escape hacia la atmósfera, permitiendo que el aire pueda contener mayor porcentaje de humedad. Un factor que favorece la evaporación es la presencia de una corriente de aire que limpie la capa de humedad y la reemplace por aire seco. Un factor negativo la presión atmosférica exterior, que disminuye las posibilidades de evaporación. La evaporación depende de la presencia de una masa suficiente de agua. Los océanos son los lugares preferentes. 3.3. Condensación y precipitación. El vapor de agua necesita un soporte material donde condensarse. Habitualmente, en las impurezas del aire, en otros casos, sobre objetos cuya temperatura esté por debajo del punto de rocío. 3.3.1. Los mecanismos de saturación. El enfriamiento por contacto tiene lugar cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre una superficie fría. Durante el invierno, las masas oceánicas, cálidas y húmedas, entran en contacto con la superficie terrestre y se enfrían por debajo del punto de rocío, dando lugar a nieblas. Esto sucede en verano sobre la superficie del mar. Es el principio general de la pared fría. El enfriamiento por ascendencia es el mecanismo más eficaz. Su origen puede ser térmico: cuando el aire es calentado en la base y tiende a ascender; dinámico, en las bajas presiones causadas por el movimiento de aire donde sube por convergencia u orográfico, cuando el aire se eleva por irregularidades del relieve. Los movimientos en la troposfera son de gran importancia. Si la ascendencia tiene lugar rápidamente, sin intercambio de calor con el exterior, el aire disminuye su temperatura en 1 ªC por cada 100 m de desnivel. En el punto de saturación se produce la condensación y liberación de energía calorífica correspondiente al cambio de estado de vapor a líquido. El enfriamiento queda compensado reduciéndose a la mitad. A este descenso térmico se le conoce como enfriamiento adiabático húmedo, para diferenciarlo del enfriamiento adiabático seco. 3.3.2. Los tipos de ascendencias. El primer sistema es por calentamiento del suelo. El aire caliente sube, denominado convectivo, hasta que se encuentra una masa atmosférica de igual o mayor temperatura y se produce la estabilización. Su origen es térmico. En las ascensiones orográficas, el aire se encuentra con algún obstáculo montañoso y se eleva por la vertiente d barlovento y desciende por la de sotavento. Contiene alto porcentaje de humedad. Una vez superada la montaña, el aire provoca un calentamiento originando el efecto foehn. Se deseca y disminuye su humedad.

Las ascensiones tienen origen en las perturbaciones frontales o ciclónicas. La existencia de mesas contrastadas hacen aparecer superficies de separación entre ellas, llamados frentes. Son más potentes cuanto más grandes sean los contrastes entre las masas: humedad, temperatura, dinámica y movimiento. La superficie rara vez es vertical. Durante varios días tiene lugar la génesis del frente que comprende: nacimiento, desarrollo y desaparición. Si tenemos dos frentes, cálido y frío, de distinta inclinación, el frío progresa más rápidamente hasta la oclusión y la borrasca frontal desaparece. El avance de los frentes provoca una elevación del aire que satura y condensa el vapor de agua atmosférico. La pendiente del frente frío es superior a la del cálido. En el paso de una perturbación frontal sobre un lugar, se ocasiona una sucesión de diferentes tiempos atmosféricos. Los obstáculos orográficos incrementan los efectos desestabilizadores. 3.3.3. Condensación y formación de nubes. Los mecanismos de precipitación. El vapor de agua, al saturarse, puede condensarse dando lugar a nieblas y nubes. Esta constituye la primera fase del mecanismo de la precipitación. En la segunda fase, las gotas incrementan su tamaño hasta que precipitan y caen. Es necesaria la existencia de partículas muy pequeñas como núcleos de condensación. El incremento del tamaño de la gotas de agua, es mayor en la primera fase de la condensación y va disminuyendo. La diferencia entre formaciones nubosas se deben a diferentes temperaturas de condensación. Las nubes dispersan toda la luz visible y por eso se ven blancas. A veces son gruesas o densas y se aprecian grises o negras. La precipitación aparece cuando se produce la condensación a gran escala. El proceso de coalescencia es responsable de la colisión y fusión de las gotas. Otro proceso es el de los cristales de hielo: la existencia de estos en la nube modifica su estabilidad de manera sensible. Pueden fusionarse entre sí y provocar su precipitación. 3.4. La distribución de las precipitaciones en la superficie terrestre. 3.4.1. El desigual reparto sobre la superficie. Las líneas isoyetas unen puntos con el mismo promedio anual de precipitación. Los factores geográficos inciden en las etapas de proceso de evaporación-condensación-precipitación. Un conjunto de factores favorecen un volumen de precipitación elevado. La proximidad a los océanos supone evaporación a gran escala: cuanto mayor sea esta, mayor será la precipitación; la existencia de gradientes térmicos inestables a lo largo del año en un área afectada por perturbaciones o la orografía de un territorio. Otros factores influyen en que los promedios de precipitación sean bajos: distancia a los centros suministradores de humedad, atas presiones subtropicales, situación alejada de la trayectoria de las tormentas, condiciones de sombra pluviométrica a sotavento en las montañas, bajas temperaturas del aire y presencia de corrientes marinas frías. Las áreas de máxima precipitación se presentan en la zona próxima al Ecuador, se explica por la cercanía a extensas masas de agua cálida, la inestabilidad de las bajas presiones y la situación en zonas de tormentas. Las latitudes medias son enfriamientos de masas de aire diferenciadas; muestran precipitaciones de carácter frontal. En América, la disposición de las barreras orográficas es la responsable de que las precipitaciones superen los 2.000 mm. En Europa, la dirección zonal de las cadenas montañosas reducen el efecto del Frente Polar y las masas de aire húmedo progresan más en el continente. Las lluvias monzónicas de Asia subtropical son por el calentamiento del continente en verano y su enfriamiento en invierno, que modifican la circulación atmosférica general. En las áreas más secas, el aire en altas presiones subtropicales recalienta la atmósfera. La estabilidad se acentúa por ele efecto de las corrientes marinas frías. En el interior de los continentes de latitudes medias, la sequedad del aire se acentúa por las masas de aire en invierno, que condicionan la ausencia de precipitación. En altas latitudes polares, la baja humedad del aire, la subsidencia de la circulación anticiclónica y la estabilidad, actúan a lo largo de todo el año. 3.4.2. Las variaciones estacionales. La variación mensual de las precipitaciones define su régimen específico. Las semejanzas de diversos lugares puede atribuirse a condiciones atmosféricas y climáticas similares. Regímenes de precipitación: - En la zona intertropical: reparto anual de lluvias. - En el Ecuador, dos períodos de sequía relativa y dos de lluvia. - En los trópicos, larga estación seca sucedida de una lluviosa. El ritmo en el sudeste asiático es propiciado por monzones: precipitaciones concentradas en verano. - En latitudes intertropicales, las precipitaciones son menos acentuadas a excepción de las regiones mediterráneas. El frente polar determina que Eurasia tenga precipitaciones todo el año, predominantes en invierno en el régimen oceánico. En el régimen continental, las precipitaciones son durante el verano.

4. Las zonas climáticas. Tres grandes zonas: 1. Zona cálida. Entre los trópicos de Cáncer y Capricornio. Incidencia más perpendicular de los rayos solares: a) Zona de convergencia intertropical o zona ecuatorial. El aire cálido y húmedo tiende a ascender. Al subir se enfría, formando nubes que al atardecer descargan lluvias. A abundancia de estas y las elevadas temperaturas favorecen el desarrollo de la vegetación. Las masas de aire sufren desplazamientos hacia el norte o el sur dependiendo de las estaciones o empujadas por los monzones. b) Zonas tropicales. Norte y sur de la zona anterior. Pertenecen a la zona cálida. Predominan los viento alisios y las altas presiones. Precipitaciones escasas y grandes extensiones desérticas. 2. Zonas templadas. Norte y sur de las zonas tropicales. Forman los vientos occidentales (de oeste a este). Las masas de aire occidentales chocan con las polares provocando nubes y precipitaciones (borrascas). Adquiere un movimiento giratorio formando un frente cálido seguido de uno frío. Continuas variaciones provocadas por la alternancia de anticiclones. 3. Zonas polares. Casi siempre anticiclónicas: las masas de aire frío descienden desde las alturas. Llueve muy poco. Desiertos fríos cubiertos por hielos y nieve.

Capítulo 4. Los océanos. 1. Las aguas marinas. 1.1. Composición de las aguas marinas. Sistema de equilibrio en el intercambio de tres medios: atmósfera, hidrosfera y litosfera. En 1670, Boyle demostró que las aguas continentales aportaban al mar pequeñas cantidades de sales. Las modernas teorías añaden el aporte de las corrientes de convección en la dorsal centro oceánica, donde aparecen las aguas juveniles a las que contribuyen en su composición los sólidos en suspensión de las erupciones submarinas. En su conjunto, el agua del mar contiene diversos gases en disolución y partículas en suspensión. La composición presenta diferencias entre distintos puntos geográficos: - La solubilidad de gases es mayor en aguas frías y poco saladas. - La salinidad es inferior en las proximidades a las desembocaduras de los ríos y en las regiones de abundante precipitación. La salinidad se rebaja con el agua que proviene de la fusión del hielo como en los mares árticos. - La salinidad se incrementa a elevadas temperaturas y una fuerte evaporación contribuye a su concentración. Por bajas temperaturas, la formación del hielo por congelación produce una separación de salmuera, que se difunde en el agua que hay debajo. Cuando los aportes fluviales y pluviométricos superan la evaporación, se habla de mares o cuencas de dilución. Si es mayor la evaporación, se habla de mares o cuencas de concentración. La salinidad varía con la densidad de las aguas. 1.2. Propiedades de aguas marinas. - Propiedades térmicas. Su capacidad de calor es más alta que la de todos los sólidos y líquidos a excepción del amoniaco. Los rayos del sol afectan a una capa más espesa que transmite la temperatura a mayor profundidad y su albedo le permite retener más el calor que recibe. Su mayor calor específico implica que el comportamiento del agua, de la tierra y del aire sean diferentes. El contraste que provoca, conlleva que el mar se caliente más lentamente en verano y se enfríe más lentamente en invierno; es menos variable que la tierra. Las corrientes oceánicas llevan mucha energía térmica. Su calor latente, de fusión y de evaporación, es el más alto de todas las sustancias. El de evaporación se manifiesta en la transferencia de calor del mar al aire; el de fusión, hace que en regiones polares la temperatura se mantenga cerca del punto de licuefacción o licuación (proceso del gaseoso al líquido). - Salinidad. Altera las propiedades físicas. Resultan importantes los cambios que provocan en el punto de congelación, en la densidad y en la conductividad. Temperatura y salinidad son variables que dependen de la densidad. - La densidad. La del agua marina es mayor que la del agua pura y varía según su salinidad, su temperatura y su presión. Las aguas cálidas y poco saladas tienden a subir o mantenerse en superficie y las frías se hunden. 1.3. Las masas de agua. Una masa de agua es una amplia porción de agua singularizada por su temperatura, salinidad y densidad. Se modifica en los intercambios mar-aire y las mezclas e intercambios entre agua de distinta procedencia. Podemos diferencias tres conjuntos de masas de agua: - Masas superficiales. De espesor reducido. Reflejan la temperatura ambiental media de la latitud en que se encuentran. Se ven afectadas por la radiación solar y las condiciones atmosféricas. Diferenciaremos masas ecuatoriales, oceánicas centrales, subárticas y circumpolares. - Masas profundas. Más espesor que las superficiales, más densas y más frías Provienen de las aguas densas de la superficie que se han hundido. Origen en latitudes altas. - Masas intermedias. Resultado de la mezcla de ambas por difusión molecular y actuación de pequeñas corrientes de turbulencia que transportan el agua verticalmente, mezclando temperatura y salinidad. Alcanza hasta 1.500 m de profundidad y su temperatura decrece con la densidad. El océano se compone de dos dominios distintos: uno de aguas tibis as con temperatura superior a 10 ºC, entre la superficie y los 500 m de profundidad y latitudes entre 50º N y 45º S; y otro de aguas frías, con temperaturas inferiores a 10 ºC y que aflora en la superficie marina en latitudes al norte y sur de los 50º N y 45º S, donde forman hielos. 2.Los movimientos de las aguas marinas. 2.1. Movimientos de equilibrio. Las distintas características dan lugar a movimientos verticales o de equilibrio, a los que se une el efecto del flujo del viento. Al encontrarse dos masas de agua de distinta densidad, los gradientes de densidad se equilibran a través de unos flujos de convección de los cuales resulta el trasvase de agua de una masa a otra hasta su homogeneización u orden de densidad. Sólo afectan al agua superficial e intermedia.

Se obtendrán masas de agua progresivamente más frías del Ecuador a los Polos. No es constante a lo largo del año: los movimientos se incrementan en la estación invernal. La salinidad presenta una variación inferior a la temperatura. Hay que tener en cuenta las temperaturas, el volumen de precipitaciones y el aporte fluvial. Los vientos provocan corrientes de agua en su misma dirección. La convergencia o divergencia de estas corrientes provoca flujos descendentes de las aguas superficiales o flujos ascendentes de las aguas profundas. Las aguas turbias o lodosas provocan corrientes de turbidez ya que, por su mayor densidad, su hunden bajo las claras. El hundimiento de las aguas se producirá: - En altas latitudes: debido al frío de sus aguas, a la concentración de sales y al enfriamiento de las corrientes cálidas que aportan aguas salinas hacia los polos. El hundimiento del agua en estas latitudes origina las corrientes de profundidad y provoca que las aguas del Ártico fluyan al Atlántico Norte. - En el cinturón de altas presiones subtropicales con valores más elevados de salinidad. - En zonas donde se produzca una convergencia de vientos. - Donde se encuentren masas oceánicas de distinta densidad. El ascenso se producirá: - Zonas de divergencia de vientos. - Zonas costeras donde los vientos se desvían de la costa. 2.2. Movimientos de origen cósmico. La atracción gravitacional provoca una alteración vertical de las aguas marinas: las mareas. Los movimientos horizontales que de ellas derivan son corrientes de marea. Sólo conocemos de forma directa el efecto de las mareas en el litoral. A esto se suman factores geográficos. La teoría de la resonancia dice que los abombamientos de las aguas producidos por la Luna, experimentan rebotes sucesivos en los litorales, que los amplifica en relación con la configuración física de las cuencas, que determinan las posibilidades de vibración de las aguas. La deformación elipsoidal en el superficie terrestre es el resultado de la actuación de dos fuerzas: la centrífuga o de expulsión y la gravitatoria o de atracción, que compensa la anterior. En el día, cualquier punto de la Tierra se alinea dos veces con la Luna, por eso registran dos mareas altas y dos mareas bajas. Algunas variaciones dan lugar a tres tipos de mareas: - Marea diurna. Poco común. Cuenta con un sólo ascenso y descenso al día. Puede encontrarse en el Golfo de México y mares parcialmente cerrados. - Marea semidiurna. Dos ciclos completos al día, casi de la misma magnitud. Frecuente en el Atlántico. - Marea mixta. Dos flujos cada 24 horas. Puede ocurrir: que uno de ellos sea tan bajo que el reflujo siguiente apenas muestre su descenso; o que sea bastante alta, de forma que el flujo siguiente apenas refleje que el agua e la superficie ha sobrepasado el nivel medio del mar. Es común en los océanos Pacífico e Índico. La amplitud de las mareas es variable se unas zonas a otras. Para su explicación no puede darse una ley general. En el ritmo de las mareas destaca que cada día el fenómeno se retrasa 50 minutos. La Tierra también responde a esta fuerza a través de las mareas terrestres. Los movimientos horizontales denominados corrientes de marea tienen poco efecto en océano abierto. La importancia de estas corrientes se centra en condiciones de navegación y sus posibles repercusiones sobre el relieve submarino. Las mareas tienen consecuencias geográficas: modificación de las condiciones ecológicas en cuanto a flora y fauna. La pleamar favorece la navegación por mares coralinos y facilita la entrada a estuarios, y crea problemas portuarios en la baja mar, para lo que se han construido diques y dársenas. 2.3. Movimientos eustáticos y tectónicos. El nivel del mar presenta cambios debidos a los movimientos ascendentes o descendentes del océano, denominados movimientos eustáticos y tectónicos. Los primeros se producen como consecuencia de la temperatura que puede actuar en dos sentidos: un recrudecimiento del frío hace que los glaciares retengan mayor de cantidad de agua y el nivel del mar, baja; si las temperaturas aumentan, las aguas heladas se funden y el nivel del mar se eleva. Puede estar en el cambio de tamaño y forma de las cuencas, como consecuencia de depósitos en los fondo oceánicos o en su deformación por las fuerzas de la Tierra. 2.4. Movimientos debidos a los vientos. 2.4.1. Olas u ondas marinas. Las olas de origen eólico son las más comunes: se forman en lugares donde soplan vientos fuertes propagándose a grandes distancias. No suponen un traslado de masas de agua sino la agitación de la superficie marina, produciéndose una sucesión de ondulaciones regulares que se propagan a grandes distancias que reciben el nombre de ondas.

Varían en función de la efectividad del viento sobre la superficie relacionada con su velocidad media, su duración y la amplitud del mar abierto. Las ondas libres de movimiento oscilatorio son resultado del movimiento de las partículas de agua que describen órbitas para volver a la misma vertical o la proximidad de esta. Las ondas modifican las crestas que se hacen más bajas y redondeadas, su forma es más simétrica y se mueven en trenes de período y altura similar. Se llaman marejada o mar gruesa y se transmiten a miles de kilómetros. Esta configuración varía al aproximarse a la costa donde ejercen una importante acción erosiva. Las erupciones submarinas de los volcanes originan olas sísmicas; los deslizamientos de tierra o los terremotos producen olas de fondo con devastadoras repercusiones en zonas costeras, son impredecibles. Hay zonas más propensas a ello como las costas del Mediterráneo, el Caribe o las zonas occidentales de Asia. 2.4.2. Las corrientes superficiales. La circulación de los vientos provoca corrientes de agua en superficie parecidas a los sistemas circulatorios oceánicos y atmosféricos. Son como grandes ríos que se desplazan de forma constante y sus características reflejan su procedencia de zonas más cálidas o frías. Se observan dos tipo de circulaciones: las que tienen una contrapartida en la circulación general atmosférica y presentan unas corrientes anchas, lentas y constantes; y las que son resultado de la circulación diaria y mensual, con corrientes estrechas, tortuosas y rápidas, muy volubles. Otras corrientes pueden ser producidas por movimientos compensatorios de temperatura y densidad o la diferencia el nivel de las aguas denominadas descargas en oposición a las provocadas por el viento, denominadas corrientes de impulsión. Hay que tener en cuenta distintos factores: - Vientos. Se mueven en la misma dirección: a) En el hemisferio sur: circulación parecida por el viento del oeste. b) En el océano Índico: cambio en la dirección de las corrientes con los monzones que varían con las estaciones. c) En latitudes bajas: influencias de los vientos alisios. d) Influencia de los vientos del oeste que en el hemisferio norte impulsan a la corriente del Golfo y la Atlántica. - Rotación de la Tierra. La fuerza de Coriolis modifica su dirección inicial. Desplazamiento de los giros circulatorios de las corrientes hacia el oeste e intensificación de las corrientes en el sector occidental delas cuencas oceánicas. - Presencia de barreras continentales en el camino natural de las corrientes. Origina corrientes de descarga pasiva y tienen repercusiones climáticas. Según las zonas: - Intertropical: las costas occidentales reciben corrientes frías y su temperatura es más fresca. - Templada: es más variada. Las costas orientales son más cálidas que las occidentales. - Polar: las costas occidentales tienen temperaturas más suaves que las orientales que son afectadas por corrientes frías del océano Ártico. Acción de los vientos alisios: a) Dirección noreste-suroeste: impulsa las aguas en esa dirección. Añadido a la fuerza de Coriolis, la trayectoria resultante tiene una desviación hacia la derecha en el sentido de su marcha. Configura las aguas superficiales más cálidas de la Tierra en el hemisferio norte. Han dejado un vacío en la costa oriental que es ocupado por aguas frías del fondo. Aparecen en la costa occidental del continente africano. b) El circuito de aguas cálidas se encuentra con el predominio de los vientos del oeste que imponen su trayectoria configurándose la corriente del Golfo o Gulf Stream. Al formar la ultima parte del circuito, iniciado por la corriente norecuatorial, y encontrarse con aguas frías, se intensifica su frialdad y configura la corriente de Canarias. c) Del Ártico descienden, por la costa del continente americano, aguas muy frías (Groenlandia y Labrador) que refrescan las zonas costeras y llevan consigo hielos e icebergs. El circuito asociado a bajas presiones, refuerzan la corriente cálida oriental y la corriente fría occidental. 2.5. La circulación abisal. En el océano se produce una circulación en profundidad que es menos conocida que la de la superficie. La circulación abisal se inicia por el descenso del agua fría en regiones polares que, al ser más densas, se deslizan por debajo de aguas menos frías y se trasladan hacia el Ecuador formando una corriente profunda general. Esto es debido al efecto de la rotación de la Tierra. 3. La atmósfera y el océano. 3.1. Influencia de la atmósfera sobre el océano. La influencia de la atmósfera se siente en el movimiento de aguas superficiales, en su temperatura y en la densidad: - La circulación general atmosférica es la causa principal de las corrientes oceánicas en superficie.

- Los procesos de precipitación y evaporación modifican la densidad. La evaporación conlleva un enfriamiento superficial que necesita calor cedido por el agua. Esto determina el grado de nubosidad sobre el océano y cuándo y dónde será calentado. Las altas y bajas presiones atmosféricas implican un aumento o descenso de la presión en las aguas. 3.2. Influencia del océano sobre la atmósfera. El océano ejerce su influencia sobre la atmósfera a través de la humedad, el calor y las sales de las masas de aire: - El océano transfiere humedad a través de la evaporación. - El océano aporta núcleos de condensación debido a las sales que quedan en suspensión en ellas con mayor posibilidad de precipitación. - El agua de los océanos aporta una gran cantidad de calor. El océano repercute más en la temperatura atmosférica que esta en los océanos. La transferencia de calor es más acusada en unas zonas que en otras, el mar está más caliente que el aire en el Ecuador y a partir de 40º de latitud, su temperatura es superior a la del aire. A la elevada temperatura en la zona intertropical se le atribuye la formación de ciclones tropicales, huracanes o tifones. 3.3. La participación de las tierras continentales en la relación atmósfera-océano. La distribución de las áreas continentales interviene en las características de las masas de aire y la movilidad de estas y las aguas oceánicas: - El distinto comportamiento de la tierra y el mar respecto a la insolación, da lugar a distintos centros de acción. La poca variabilidad de la temperatura marina la regula térmicamente para que en verano las regiones costeras estén más frescas y en invierno más cálidas. - El efecto de los continentes sobre la trayectoria inicial de las corrientes superficiales. Los vientos empujan las aguas contra el continente al tiempo que la presión provocada por acumulación de agua ejerce un efecto empuje hacia abajo y movimientos en la vertical.

Capítulo 5. La diversidad climática I. Clasificación de los climas. Los climas azonales. 1. El clima y su clasificación. 1.1. Los conceptos de tiempo y clima. Tiempo se define como el conjunto de variables meteorológicas que caracterizan el estado de la atmósfera en un instante preciso durante un período de tiempo. No debe confundirse con clima, que sintetiza tendencias estables durante largos períodos de tiempo. 1.2. La diversidad de clasificaciones climáticas. Los autores clásicos dividen a la Tierra en tres grandes zonas climáticas correspondientes a climas fríos, templados y tórridos. Alexander Supan diferenció cinco zonas. No hay una clasificación única debido a la finalidad de su elaboración, la escala del estudio, los criterios de delimitación o la disponibilidad de datos. 1.2.1. La clasificación climática según su finalidad. Las clasificaciones climáticas utilizan variables y términos meteorológicos que relacionan lo elementos naturales del paisaje dando nombres vinculados a regiones geográficas. Se diferencian dominios glaciar, periglaciar, semiárido, árido, templado-húmedo, continental, tropical de sabana y tropical de selva. Esta clasificación del clima obedece a dos variables: temperatura y precipitación. 1.2.2. La clasificación climática según la escala de estudio. El grado de precisión depende de la escala. En una clasificación general, se valora su flexibilidad o capacidad de adaptación a espacios más reducidos que no requiera excesivas subdivisiones para áreas de distinta escala. La noción de escala implica: zona climática, región climática, clima local y microclima. Escala zonal o macroclimática. Abarca el mayor ámbito de estudio. Diferencia tres zonas en función de las características térmicas, la variación latitudinal y la dinámica atmosférica general. Se localizan los climas intertropicales o cálidos, climas de latitudes medias o templados y climas polares o fríos. Escala regional o mesoclimática. Quedan configuradas las regiones climáticas por los climas intrazonales. Entran en juego factores de contraste tierra-mar, relieve, posición más o menos protegida y existencia de circulaciones celulares determinadas por condiciones geográficas. Establecen diferencias entre fachadas orientales y occidentales; climas costeros más lluviosos y climas continentales más secos. El problema de los climas áridos es que presentan disposiciones diagonales con la diversidad por la disposición del relieve y el trazado de las costas. Escala de provincia climática. Analiza espacios en una región climática donde el medio físico impone condiciones para individualizar unidades de extensión menor que la región donde se insertan, participando los rasgos generales de esta. Escala local o de topoclimas. Afectada por condiciones geográficas precisas como la configuración y orientación de un valle. Da lugar a una circulación local y unas condiciones climáticas específicas. Escala microclimática. En el seno de un clima local pueden yuxtaponerse multitud de microclimas que afectan a una pequeña extensión y a una capa atmosférica que se mide en términos de metros o decenas de metros. Piso climático. Concepto de escala utilizando la influencia de altitud en las condiciones climáticas. En la zona intertropical se diferencian cuatro pisos: a) Macrotérmico de 0 a 1 km. 20-29 ºC y pluviosidad variable. b) Mesotérmico de 1 a 3 km. 10-20 ºC. c) Microtérmico de 3 a 4'7 km. 0-10 ºC y clima de Páramo. d) Gélido a más de 4'7 km. -0 ºC y clima de nieve de alta montaña. Frente a la escala espacial, puede contemplarse la escala temporal y puede ser escala paleoclimática o geológica, que reconstruye as condiciones atmosféricas del pasado remoto basándose en indirectas geológicas o paleobiológicas; la escala secular y la escala reciente. 1.2.3. La clasificación climática según el método de clasificación. Para delimitar los climas puede seguirse un método racional que demuestre unas variaciones significativas. Se utilizan valores de delimitación satisfactorios estadísticamente. La mayor parte de las clasificaciones utilizan valores empíricos y en otros casos, la dinámica atmosférica. 1.3. Variables de referencia en las principales clasificaciones climáticas. Se usan variables como la temperatura, presión, vientos o precipitación. Las clasificaciones que sólo usan una variables resultan poco satisfactorias. El uso de dos variables proporciona mayor precisión. La introducción de la variable viento se usa en estudios muy pormenorizados que reciben el nombre de índices de confort.

Al efectuar una clasificación, se debe tener en cuenta la variabilidad estadística de algunos fenómenos meteorológicos ocasionales en el tiempo y el espacio. 2. La diversidad climática: los climas azonales. 2.1. Los climas secos. La escasez de agua es le rasgo principal de estos climas. Según mayor o menor escasez, la clasificación matizará desierto o de estepa. Es fundamental su relación con la temperatura y la evapotranspiración potencial. El límite que marca cuando una región puede considerarse como árida varía según el índice de aridez: - Lluvia escasa e irregular. - Aire extremadamente eco con humedad relativa por debajo del 50% o incluso el 20%. - Fuerte oscilación térmica diaria. - Vientos desecantes, importantes en la evaporación. 2.1.1. Causas de los climas secos. Las precipitaciones van ligadas a movimientos ascendentes de las masas de aire húmedo. En zona tropical, la aridez se asocia a la subsidencia provocada por altas presiones subtropicales estables, al efecto de los alisios y al de la sombra pluviométrica y a la influencia de las corrientes marinas frías. - Las altas presiones subtropicales hacen que el aire se comprima y caliente al descender, desecándose y estimulando la evaporación. Permanecen todo e laño en las fachadas occidentales, en las orientales se desplazan dando lugar a climas monzónicos. Se dan características representativas del desierto. - Los vientos alisios continentales son desecados por el continente y no pueden aportar precipitaciones. - Las barreras montañosas producen el efecto de sombra pluviométrica: en barlovento descargan su humedad y en sotavento producen el efecto foehn: recalientan y resecan el aire. - Las corrientes marinas frías, al llegar a tierras con temperaturas elevadas, disminuyen su humedad relativa y reducen sus posibilidades de precipitación. Crean abundantes brumas. En zonas templadas, los desiertos se originan por una degradación de las masas de aire, su localización en zonas de sombra pluviométrica o la circulación atmosférica en algunas regiones. No existen en el hemisferio sur. - Degradación de masas de aire marítimo. Progresiva desecación sobre el continente. Provoca ráfagas de viento y tempestades de arena en lugar de precipitaciones. - Disposición orográfica. El efecto foehn crea climas desérticos a sotavento de los grandes relieves montañosos. - El mecanismo de la circulación general atmosférica. En invierno aporta un aire continental frío y seco y en verano masas de aire tropical continental muy cálidas. Producen una fuerte evaporación y precipitaciones poco aprovechadas. En zonas polares, los desiertos están relacionados con los suelos permanentemente helados y masas de aire seco, originando fuertes vientos. 2.1.2. Tipos de climas secos. Clara diferencia entre clima de desierto y estepario en cuanto a eficiencia de sus precipitaciones en relación con la temperatura. 2.1.3. Rasgos biogeográficos. En los desiertos puros, los cursos de los ríos tienen un régimen discontinuo y pueden dar lugar a un arreísmo (ausencia de desagüe). En zonas menos áridas, suele darse el endorreísmo (ausencia de desagüe hacia el mar). La vegetación es escasa y dispersa, desprovista de árboles y suelo desnudo sensible a los procesos de meteorización y erosión. En desiertos costeros, la humedad es mayor y se dan algunas plantas que pueden vivir de la humedad y aportan nieblas. Los suelos son secos, desérticos arenosos y litosoles. En las zonas periféricas de estepa, la mayor humedad lleva consigo suelos pardos de estepa y vegetación herbácea tropical. 2.2. Los climas de montaña. 2.2.1. Causas del clima de montaña. Dos factores principales: altura y configuración del relieve. La primera modifica la presión y la temperatura: menor presión significa que la atmósfera contiene menos vapor de agua, gases y partículas y que absorbe menos energía solar permitiendo mayor intensidad de insolación en el suelo. Da lugar a una mayor radiación ultravioleta y menor protección a la irradiación nocturna con fuertes contrastes térmicos diarios. La disminución de la temperatura provoca un incremento del número de días de helada, la presencia de mayores precipitaciones de nieve que varían en estación e intensidad y el acortamiento de la estación vegetativa. La disposición del relieve resulta fundamental, la exposición de las laderas a la insolación en latitudes templadas, modifica las temperaturas entre solana y umbría. Los valles, son más soleados los que tienen orientación este-oeste.

En latitudes tropicales, la perpendicularidad de los rayos solares anula este efecto y se incrementa en altas latitudes. La exposición de las laderas a los vientos es fundamental para el desarrollo de las precipitaciones. Este efecto varía en relación con la masividad del conjuntos montañoso. Las diferencias entre cumbres y valles son importantes: diferentes amplitudes térmicas, diferente insolación, diferente régimen de vientos y diferente volumen de precipitaciones. La amplitud térmica anual es más acusada en el llano. La insolación es menor en los valles. La diferencia de insolación se produce por la nubosidad, las nieblas en los valles reciben menos horas de sol y en verano las nubes se amontonan en las cumbres. Los vientos locales resultantes del distinto calentamiento entre valles y cumbres impiden el estacionamiento del aire, contribuyen a incrementar los mínimos nocturnos y acentúan las inversiones en las depresiones y llanos próximos. Las precipitaciones aumentan con la altura. Incluso en regiones áridas, las montañas son más húmedas que el llano. Las montañas conservan los rasgos zonales. 2.2.2. Variedades del clima de montaña. El clima de montaña presenta diferencias según el tipo e clima que exista en el espacio donde se ubica el relieve. El propio relieve establece variedad según la altura. 2.2.3. Rasgos biogeográficos. - El régimen fluvial acusa el deshielo en primavera y la nieve y el agua en inverno. Presentan cauces pequeños y de corrientes rápidas. Su régimen suele ser nival o glacial. - La vegetación es muy variada y experimenta escalonamiento en altura, una progresión latitudinal cuyo punto de partida varía según la zona climática. - Los suelos suelen ser progresivamente más delgados, jóvenes y pobres; el frío reduce los intercambios minerales y la actividad bacteriana y la pendiente favorece un fuerte drenaje y la acción de procesos de gravedad.

Capítulo 6. La diversidad climática II. Los climas zonales: intertropicales, templados y polares. 1. Los climas de la zona cálida o latitudes intertropicales. La zona intertropical se extiende entre los trópicos de Cáncer y Capricornio y comprende el 20% de tierras emergidas. Las diferencias estacionales se manifiestan en relación con las precipitaciones: estaciones secas o lluviosas. Köppen diferencia tres tipos con características comunes a todos ellos: - Homogeneidad de las temperaturas a lo largo del año, descienden con la latitud hacia el norte y el sur. - Amplitud térmica anual inferior a 10 ºC. - Temperaturas medias mensuales elevadas, superiores a 18 ºC. - Ausencia de heladas. - Abundantes precipitaciones. - Elevada humedad relativa. 1.1. El clima de sabana tropical. a) Características térmicas: - Temperaturas elevadas superiores a 18 ºC. - Amplitud media anual por debajo de los 5 ºC. b) Características pluviométricas: - Precipitaciones anuales regulares. Sin estación seca. - Total anual entre 1.500 y 2.000 mm. c) Otras características: - Elevada humedad relativa: 80% - 100%. - Bajo índice de confort climático: atmósfera de estufa húmeda, transpiración lenta y difícil. 1.1.1. Causas del clima de selva tropical. Verticalidad de los rayos solares, duración igual del día y la noche durante todo el año, elevada humedad del aire y gran nubosidad de desarrollo vertical. La pluviometría es consecuencia de las bajas presiones por un aire cálido, húmedo e inestable y de la convergencia intertropical de los alisios. Gran nubosidad formada a lo largo del día que por la tarde descarga fuertes aguaceros. Puede darse que los dos alisos no tengan la misma temperatura, formando el frente intertropical. Ocasiona un régimen de precipitaciones que cuenta con dos máximos equinocciales. Se ve modificada por la orografía, las brisas mar-tierra y la continentalidad. Existencia de una atmósfera calmada con vientos débiles. 1.1.2. Variedades del clima de selva tropical. Sobre el Ecuador hay máximos de lluvia con los equinoccios y en los meses de abril y noviembre. El alejamiento de este da lugar a descensos pluviométricos hasta la estación seca y disminución de la precipitación hacia climas tropicales o de doble estación. Se diferencia variedad climática en las islas con escasa oscilación térmica y elevada humedad durante todo el año. De Martonne lo llama >. 1.1.3. Rasgos biogeográficos del clima de selva tropical. - Ríos de caudal muy abundante y regular. Las lluvias dan lugar a aguas de escorrentía. - Vegetación constituida por especies que necesitan altas temperaturas para vivir (megatermas) de hoja ancha y perenne. Gran número de especies configuran la selva ecuatorial: árboles de hasta 60m. dispuestos en tres pisos arbóreos y dos de plantas leñosas y de gran desarrollo. El piso superior está espaciado, el segundo tiene una mayor continuidad en las copas de sus árboles y el inferior se compone de brotes jóvenes. En pisos inferiores se desarrollo vegetación herbácea. Hay vegetales como enredaderas y plantas epifitas. En regiones litorales se adaptan a suelos inundados y a la salinidad de las costas, encontrándose manglares formados por plantas de raíces aéreas y follaje adaptado a una elevada transpiración. - Los suelos suelen ser pobres debido a las altas temperaturas y las fuertes precipitaciones. El humus es escaso por la fuerte acción bacteriana: destruye la vegetación muerta tan rápido como se produce. Son característicos los suelos lateriticos.

1.2. El clima de sabana tropical. Zonas entre el clima ecuatorial y los trópicos (5º – 25º). a) Características térmicas: - Temperaturas medias superiores a 18 ºC. - Amplitud media anual de 10 ºC. b) Características pluviométricas: - Alternancia estaciones lluviosa y seca. - Volumen de precipitación inferior a climas de selva tropical. c) Otras características: - Confortabilidad escasa: exceso de calor en todos los meses y humedad o sequía en algunos. 1.2.1. Causas del clima de sabana tropical. Las costas orientales se favorecen con las masas de aire oceánico. Las costas occidentales presentan climas más áridos afectados por los alisios cálidos y secos continentales y las corrientes marinas frías. La estación lluviosa se debe a las masas de aire marítimas tropicales y ecuatoriales y la estación seca a las altas presiones subtropicales. 1.2.2. Variedades del clima de sabana tropical. Se establecen diferencias en relación con la mayor o menor duración de la estación seca. A mayor latitud, menor duración. A mayor latitud, amplitud de las temperaturas medias mensuales y alternancia estación seca-húmeda. En las regiones más próximas al Ecuador se producen cuatro estaciones y en los trópicos sólo dos. El régimen de precipitaciones puede oscilar desde tropical equilibrado: duración de las estaciones de seis meses; a una corta estación de lluvias. 1.2.3. Rasos biogeográficos del clima de sabana tropical. - Los ríos muestran alternancia estacional de caudal: frecuentes inundaciones en tierras bajas en época de lluvias y en la estación seca pueden desaparecer. - Vegetación diversa. Gradación relacionada con la sequía desde el bosque tropical, con vegetación menos densa que la selva y menor número de especies y estratificación, especies de hoja caduca y mayor densidad y desarrollo del sotobosque herbáceo y mayor cantidad de luz. Característico el bambú. Y el decrecimiento de árboles hacia la vegetación sabana: combinación de árboles y arbustos resistentes al fuego con alturas entre 10 y 18 m, quedando espaciados. La sabana ocupa extensas llanuras y mesetas, pueden encontrarse manifestaciones de selva en los valles húmedos que reciben el nombre de bosques-galería tropicales. Se establecen diferencias según la aridez y se diferencian: sabana húmeda, seca y espinosa. Las especies herbáceas en regiones húmedas alcanzan 3'6 m de altura y en regiones áridas quedan por debajo de los 60 cm. - Suelos similares al clima ecuatorial resaltando las costras lateríticas. 1.3. El clima monzónico. a) Características térmicas: - Elevadas temperaturas. - Gran amplitud térmica. b) Características pluviométricas: - Elevadas precipitaciones anuales concentradas en verano. - Estación seca en invierno. - Precipitaciones repentinas. 1.3.1. Causas del clima monzónico. Mecanismo general de los monzones: A) Verano. Masas de aire tropical de desplazan al norte. Las abundantes precipitaciones proceden de fuertes ascendencias de aire: - Ascendencias ciclónicas de origen dinámico, influidas por el Jet Stream. - Efectos de convergencia intertropical de origen dinámico. - Fuertes gradientes de masas de aire frío en altitud. - Efecto orográficos de enfriamiento adiabático. - Acción de los ciclones tropicales.

- Bajas presiones continentales de origen térmico y circulación de vientos a que dan lugar; flujo general del suroeste que aporta masas de aire húmedo procedentes del océano y acción de las corrientes marinas cálidas de las costas orientales que mantienen la inestabilidad del aire. B) Invierno. Estación determinada por: - Altas presiones continentales que aportan vientos fríos y secos y se recalientan progresivamente. - Desplazamiento al sur del Frente Polar y el Jet Stream: los alisios con vientos NE en el norte aportan masas de aire tropicales, continentales y marítimas, provocando lluvias invernales. 1.3.2. Variedades del dima monzónico. Diferencias de precipitaciones dependientes de la orografía, la localización, etc. - Régimen con fuerte contraste entre estación seca y lluviosa. Regiones afectadas por las masas de aire seco continental en invierno. - Régimen con precipitaciones de mecanismo frontales o efector orográficos en invierno en el hemisferio norte. - Régimen de lluvias semejante al ecuatorial. 1.3.3. Rasgos biogeográficos del clima monzónico. En cuanto a suelos y régimen fluvial, características parecidas a los climas tropicales con estación seca. Su vegetación es similar a la de selva ecuatorial. 2. Los climas de la zona templada o latitudes medias. Diferencias en la amplitud térmica anual y el régimen y estacionalidad de las precipitaciones. Diversos factores: a) Circulación general atmosférica: - Circulación del oeste: continua a lo largo del año. Aporta masas de aire mar´timo sobre las fachadas occidentales y empuja las bajas presiones que jalonan el Frente Polar. - Frente Polar: separa las masas de aire tropical y polar y crea inestabilidad atmosférica. Oscilación estacional norte-sur que da lugar a cambios meteorológicos en el sentido de los meridianos. - Contrastes geográficos: forman centros de altas presiones en invierno. Los anticiclones térmicos más representativos son de Manitoba, Escandinavia, Rusia, Siberia y Europa central. Se forman bajas presiones sobre el océano como en el Golfo de Génova. Se invierte en verano. Se forma un conjunto de centros de acción separados por dos frentes: oeste-este y norte-sur. b) Localización en altitud: en relación con mayor o menos perpendicularidad de los rayos del sol. Cuanto más altitud, más bajas las temperaturas. c) Distribución de tierras y mares: en el hemisferio note la delimitación de climas templados es menos zonal. En el hemisferio sur lo es debido a las reducida franjas de superficie continental. La posición interior, costera o insular y la orografía, introducen las modificaciones climáticas. d) Las corrientes marinas: Cálidas o frías. Repercuten en una diferenciación climática entre fachadas occidentales y orientales. 2.1. Clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones de la costa oriental de los continentes (CFA). Diversas denominaciones: , , etc. a) Características térmicas: - Oscilación térmica anual elevada. - Veranos calurosos. - Inviernos fríos inferiores a los 0ºC. b) Características pluviométrias: - Carece de estación seca con mínimos de 30 mm. - Precipitación abundante todo el año. c) Otras características: - Elevada humedad. - Ambiente de verano similar a la selva ecuatorial. 2.1.1. Causas del clima CFA. Las ausencia de estación seca se debe a distintos centros de acción y una continua influencia de masas de aire húmedo. En verano, las altas presiones afectan a la costa oriental: las masas de aire tropical marítimo invaden estas latitudes. Unido a las bajas presiones, provocan tormentas y abundantes lluvias. En invierno, desciendes las altas presiones y se reducen las precipitaciones que pueden dar alguna nieve por masas de aire polar. Al final de la primavera, las precipitaciones aumentan y en otoño se incrementan por ciclones tropicales.

2.1.2. Variedades del clima CFA. El hemisferio norte muestra diferencias entre Asia y América con anticiclones térmicos Siberiano y Canadiense, más fuerte el primero. Las masas de aire del Siberiano invaden Asia dando inviernos secos y en el extremo sur de la región una circulación ciclónica. En América predomina la acción de la circulación ciclónica que provoca lluvias invernales y veraniegas. La sucesión de tiempo varía con el Jet Stream. En el hemisferio sur, su menos masa continental no favorece la existencia de anticiclón térmico invernal y es menor la importancia de las masas de aire continental. El verano resulta menos cálido. Sus precipitaciones proceden de las perturbaciones de origen tropical que en otoño se sustituyen por las polares. 2.1.3. Rasgos biogeográficos del clima CFA. - Los ríos presentan aguas altas en verano y bajas en invierno. - La vegetación es variada: especies tropicales y templadas pudiéndose encontrar bosques de hojas perennes y anchas o caducas y anchas y hojas aciculares. En la parte meridional, predominan los bosques mixtos de caducifolios y perennes. Destacan bambúes, palmeras, arbustos tipo laurel, robles, hayas, castaños, pinos y abetos. Dentro del estrato arbustivo destacan landas o brezales, aliagas, brezos y helechos. - Los suelos presentan repercusiones de clima húmedo: características arcillas rojas y amarillas ricas en óxidos de hierro y aluminio. Tendencia lateritica de las arcillas, pobres para el cultivo. 2.2. El clima lluvioso templado con verano seco (CSA y CSB). Conocido como mediterráneo o subtropical con verano seco. Fachada oeste y suroeste de los continentes (30º – 40º) hasta 45º en la Europa mediterránea. a) Características térmicas: - Abundante insolación. - Verano cálido y seco hasta 40 ºC. - Invierno suave entre 5 ºC y -5 ºC. Algunas heladas y nieves. - Elevada amplitud térmica diaria, más en verano. - Elevada amplitud térmica estacional, más acusada en el interior. - Repentinas olas de frío en latitudes altas. b) Características pluviométricas: - Invierno lluvioso con volumen inferior a 1.000 mm. Degradación al interior y en latitud. - Verano seco. - Déficit de agua en verano y fuerte evaporación. - Irregularidad interanual de precipitaciones. - Reducidos días de lluvia en forma de fuertes tormentas. c) Otras características: - Régimen de vientos variante a mayor latitud e inviernos con vientos fríos: mistral en Provenza, tramuntana en el Rosellón, etc. Latitudes bajas con vientos cálidos en verano: chehili del Mogreb, shirocco italiano. 2.2.1. Causas del clima CSA y CSB. En verano estas regiones se ven afectadas por altas presiones subtropicales que provocan tiempo estable, cálido y seco. En invierno, las altas presiones se desplazan a latitudes bajas y posibilitan la circulación del aire frío, dando lugar a tiempo fresco y húmedo. Estas masas, al entrar en contacto con aguas tibias del mar Mediterráneo, originan una ciclogénesis, siendo frecuente en otoño la gota fría. Aparecen perturbaciones asociadas al Jet Stream. 2.2.2. Variedad del clima CSA y CSB. Diversidad de matices con una paulatina modificación latitudinal y hacia el interior. Las cadenas montañosas impiden su penetración al interior y la continentalidad modifica sus características pluviométricas y su características térmicas. La variación en latitud se observa en los márgenes septentrionales y meridionales, la duración de la sequía, la intensidad de las precipitaciones y a la fuerza del viento. Se le considera clima de transición entre desiertos y templados húmedos. Köppen establece dos tipos, uno en la cuenca del mar Mediterráneo (CSA) y otro a las zonas costeras afectadas por corrientes marinas frías (CSB). Los inviernos son similares, el CSB no se ve afectado por influencias continentales y son raras las nieves y los hielos. En verano, el mar cálido ejerce una influencia moderadora de las temperaturas. En el clima CSB, el verano alcanza temperaturas más elevadas que las de invierno. 2.2.3. Rasgos biogeográficos del clima CSA y CSB. - Ríos con régimen irregular. Estiaje en verano. Otoño con fuertes y súbitas crecidas que dan lugar a frecuentes inundaciones.

- Vegetación diversa. Adaptación al calor estival y a la sequedad, de troncos cortos y corteza gruesa, profundas raíces y tamaño pequeño de las hojas, de carácter perenne. Bosques claros que suelen estratificarse en tres formaciones: cubierta arbórea, arbustiva y herbácea. - La mayor o menor aridez dan lugar a cuatro formaciones típicas: a) Estepa herbácea en regiones más áridas. Típico esparto. b) Estepa arbustiva en regiones menos áridas. Thuyas y palmeras enanas. c) Maquis sobre suelos silíceos. Denso sotobosque de jara, brezos y madroños salpicados por alcornoques, pinos y encinas. d) Garriga sobre suelos calizos de formación baja: tomillo, jara, lavanda, romero, etc. - Suelos diversos. Fuertes lluvias y deforestación. Suelos castaños-rojizos y pardo-rojizos. La terra rossa o arcilla de descalcificación resulta reducto fértil en los suelos calizos. En las regiones más secas tienen costras calcáreas. 2.3. El clima lluvioso templado, húmedo en todas las estaciones de la costa occidental de los continentes (CFB y CFC). Puede encontrarse como oceánico. Entre los 40º y los 60º de latitud. a) Características térmicas: - Oscilación térmica anual débil, inviernos suaves y veranos frescos. - Débil oscilación térmica diurna en invierno; nubosidad y elevada humedad. - Son raros los fríos intensos. b) Características pluviométricas: - Precipitación abundante anual con reducción en verano. - Elevado número de días de precipitación casi diarias en invierno. - Precipitaciones de nieve poco abundantes. - Elevada nubosidad que reduce la insolación. c) Otras características: - Vientos fuertes en la estación fría. - Elevada humedad atmosférica al norte. - Balance de evotranspiración potencial positivo todo el año. 2.3.1. Causas del clima CFB y CFC. Acción reguladora del océano: - Las corrientes marinas cálidas regulan las temperaturas, a reducir la oscilación térmica anual entre 10ºC y 15ºC. Favorecen las precipitaciones. - Las masas de aire polar marítimo en verano reducen las precipitaciones en regiones meridionales. - Las brisas de mar y de tierra contribuyen a paliar las máximas diurnas. 2.3.2. Variedades del clima CFB y CFC. - El diferente balance de la radiación solar se traduce en veranos más cálidos cuanto menor sea la latitud meridionales y veranos frescos septentrionales. En invierno las variaciones son menores y existen diferencias en cuanto a la abundancia de precipitaciones. En los espacios meridionales la nieve es escasa, incrementándose en las regiones septentrionales. - Hacia el interior, la amplitud térmica e incrementa. El verano, más cálido y largo, el invierno más frío y con más heladas y nieblas de irradiación. En cuanto a precipitaciones se equilibran entre verano e invierno, siendo mayores en verano. 2.3.3. Rasgos biogeográficos del clima CFB y CFC. - Los ríos tienen un régimen ponderado con lluvias de otoño e invierno que pueden producir desbordamientos. - Vegetación heterogénea y abundante de bosques mixtos; con hojas anchas y caducas de robles, fresnos y hayas y de hoja perenne de coníferas. También hay aliagas, brezos y helechos. - Suelo de dos tipos: los podzoles de color grisáceo son ácidos y lavados; y suelos pardos de buena calidad para el cultivo con espesos depósitos de humus. 2.4. Los climas microtérmicos, de bosque frío. a) Características térmicas: - Inviernos largos y fríos. - Estaciones intermedias con primaveras cortas. - Fuertes contrastes térmicos. b) Características pluviométricas: - Volumen reducido de precipitaciones centradas en verano. Inviernos secos. - Precipitaciones de nieve que permanecen varios meses sobre el suelo.

c) Otras características: - Vientos menos violentos que en regiones marítimas. 2.4.1. Causas del clima microtérmico. - Influencia del Frente Polar con fuertes contrastes de temperatura y precipitaciones ciclónicas. Continuo desplazamiento norte-sur de las masas de aire que provoca olas de frío o calor. En regiones donde las masas de aire marítimo tienen fácil acceso, registran precipitaciones regulares con máximo pluviométrico en verano y en zonas donde alterna las masas de aire y masas polares, se aprecian claros acusados máximos en verano y mínimos en invierno. - Influencia de altas presiones durante el invierno que bloquea la circulación ciclónica del oeste y estabiliza las masas de aire que reducen las precipitaciones. Lleva falta de nubes y favorece la radiación nocturna y las bajas temperaturas. Al contrario que en verano. 2.4.2. Variedades del clima microtérmico. Dos tipos: húmedo en todas as estaciones con turbaciones del oeste e invierno seco. 2.4.3. Rasgos biogeográficos del clima microtérmico. - Ríos de régimen irregular: invierno como estación de aguas bajas y menores precipitaciones con congelación; primavera de descongelación e importantes crecidas. Los ríos que desembocan hacia el norte se encuentran con barreras de hielo y provocan inundaciones. - Vegetación con gradación en latitud. La parte más septentrional y fría predomina el bosque boreal o taiga de coníferas, líquenes, musgos y helechos. Gruesa corteza y raíces desarrolladas. En latitudes bajas, bosques templados de coníferas y frondosas de hojas grandes y caducas: roble, haya, fresno en regiones frías y húmedas; olmo y fresno en los suelos de drenaje deficientes y abedules, nogales arces, castaños, pinos y abetos. Difiere según los continentes, pero predominan árboles altos, con un piso inferior de arbustos y árboles jóvenes y pisos bajos de hierbas. La degradación de bosque y la aridez dan lugar a pradera, seca en verano, de hierba corta o espesa. En regiones más húmedas forman un denso tapiz. - Suelos gradados a partir de podzoles frecuentes helados en invierno. A menor latitud siguen las tierras pardas más fértiles. En las praderas se dan los chernozem o tierras negras, ricas en humus y calcio, considerado uno de los mejores suelos. 3. Los climas de la zona fría o de latitudes polares. 3.1. El clima de tundra. a) Características térmicas: - Ningún mes alcanza la temperatura media de 10 ºC. - Elevada amplitud térmica anual. - Débil oscilación térmica diurna. b) Características pluviométicas: - Precipitaciones escasas, inferiores a 250 mm y sólidas en su mayoría. c) Otras características: - Fuertes viento huracanados. - Nieblas provocadas por la evaporación sobre el mar. Invierno de carácter continental y el océano queda cubierto por hielo y nieve. El verano tiene carácter oceánico en deshielo cuando suben las temperaturas. 3.1.1. Causas del clima de tundra. Radiación baja en largas noches de hasta 6 meses, que bajan las temperaturas. Albedo de nieve continuo a lo largo del año (hasta 80%). El Frente Ártico aporta la precipitación. 3.1.2. Variedades del clima de tundra. - Variedad continental de inviernos fríos y precipitaciones escasas en verano, con frecuentes vientos. - Variedad oceánica de zonas árticas bañadas por las aguas tibias del océano Atlántico. Inviernos moderados y veranos frescos. Frecuentes vientos. 3.1.3. Rasgos biogeográficos. - Redes de agua líquida en verano que no pueden infiltrarse. - Vegetación de tundra. Hay cuatro tipos:

a) Tundra de patas de almohadillas. b) Tundra herbácea. c) Tundra arbustiva. d) Tundra arbórea. En regiones menos frías pueden encontrarse plantas leñosas enanas, sauces achaparrados y abedules diseminados, arbustos bajos, musgos y líquenes. Elevado contenido en azúcar de la vegetación hace que puedan sobrevivir, alimentadas por ellas, especies animales grandes. - Suelos con existencia de un permafrost o subsuelo helado en profundidad. Drenaje insuficiente y pantanosos en verano. Reciben varios nombres como en Siberia o en Laponia. Predominan los limos grisáceos y la arcilla gris-azulada con mucha turba. 3.2. El clima de hielo perpetuo. Tres grandes regiones: Groenlandia, Antártida y hielos flotantes del polo norte. a) Características térmicas: - Invierno perpetuo. - Temperaturas medias anuales más bajas del mundo. - Ninguna temperatura media anual supera 0 ºC. - Fuertes contrastes térmicos entre noches y días. b) Características pluviométricas: - Precipitaciones escasas que no superan los 8 mm. Sólidas. c) Otras características: - Vientos fuertes de origen catabático o de gravedad. También se encuentra en altas montañas de latitudes bajas correspondiendo a cumbres de nieves perpetuas. 3.2.1. Causas del clima de hielo perpetuo. La causa está en la elevación que alcanza Groenlandia en su interior (3.000 m) y la Antártida, aún más elevada. Se suma el frío y el suelo permanentemente helado. Su albedo puede reflejar hasta 80% o 100% de radiación solar. El clima actual de la Antártica se explica por el gran casquete glaciar de glaciaciones cuaternarias y si despareciera no se volvería a formar en las condiciones climáticas actuales.

Capítulo 7. La estructura y dinámica terrestres. Los componentes litológicos y tectónicos del relieve. 1. La estructura y dinámica terrestres. 1.1. La estructura del globo terrestre. A finales del siglo XIX, con estudios de paleomagnetismo y otro métodos, se establece que la Tierra está dividida en tres capas de diferente composición mineralógica: corteza, manto y núcleo. Dividida en litosfera y astenosfera. 1.1.1. Estructura y composición de la corteza. Investigaciones realizadas con propagación de ondas sísmicas vieron que se desplazaban diferente según el medio que atravesasen y existían variaciones de velocidad de su propagación según zonas estables o afectadas por movimientos tectónicos. Se distinguió entre corteza continental con estructura compleja y oceánica, más sencilla y homogénea. La corteza está limitada en su base por la discontinuidad de Mohorovicic. La corteza continental tiene un espesor de 20 a 50 km o 60 km. Dentro de esta se distinguen la capa granítica o corteza superior, SIAL (sílice y aluminio), y la basáltica o inferior, SIMA (sílice y magnesio). Hay que añadir una más superficial, la capa sedimentaria. Tiene mayor espesor en zonas orogénicas que en estables. La corteza oceánica es más homogénea salvo en dorsales y fosas oceánicas. En ella se distinguen tres subcapas cuyo espesor difiere en función de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas. En el eje axial de las dorsales existe una deficiencia de masa que disminuye hacia los flancos. En las fosas oceánicas existe una deficiencia de masa: la corteza es de tipo oceánico y del mismo espesor que en áreas adyacentes y la acumulación de sedimentos varía sin gran espesor. En composición, los escudos pre-cámbricos están formados por granitos y neis, los márgenes continentales por sedimentos de la corteza continental próxima y en áreas oceánicas predominan rocas basálticas. La capa sedimentaria, con un espesor de 1'8 km, está constituida por rocas arcillosas, areniscas y rocas volcánicas y carbonatadas. Su espesor varía entre 10 km en zonas de geosinclinal y 0'4 km en áreas oceánicas. La capa granítica aparece en áreas continentales y posee un espesor medio de 20 km. Predominan los granitos y rocas metamórficas ácidas (cuarzos, feldespatos, micas y anfíboles). La capa basáltica aparece en áreas oceánicas y continentales. Se compone de rocas básicas. 1.1.2. Estructura y composición del manto. El manto representa el 84% del volumen y el 69% de la masa total del planeta. El límite entre corteza y manto está definido por un aumento de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas: 7 km/seg en la base y 8 km/seg en la superficie del manto. Bullen dividió el manto en tres zonas: - manto superior, entre 200 y 400 km; - zona de transición, entre 400 y 1.000 km; - manto inferior, entre 1.000 y 2.900 km. En la composición, difiere en su estructura, pero sus componentes son rocas ultrabásicas, gabros y peridotitas. 1.1.3. Estructura y composición del núcleo. El núcleo ocupa desde los 2.900 km hasta el centro de la Tierra. Separado del manto por la discontinuidad de Gutenberg. Espesor de 3.479 km, el 16 % del volumen y el 31 % de la masa de la Tierra. En él se origina el campo magnético terrestre. La parte más externa es líquida y se subdivide en tres zonas: núcleo externo, zona de transición y núcleo interno. La composición es de hierro y níquel (80%) y silicio y azufre (20%). Otra forma de considerar la estructura de la Tierra es según el comportamiento de los materiales de sus capas ante altas temperaturas. Así distinguen astenosfera y litosfera. La litosfera es una capa de roca dura y quebradiza que incluye la corteza y parte del manto superior. Con espesor medio de 75 km, varía entre 10 y más de 150 km. Debajo de esta se encuentra la astenosfera, la capa blanda del manto superior. Las rocas se hallan en estado de fusión debido a las temperaturas en torno a los 1.400 ºC. La separación entre ambas es gradual; la segunda profundiza hasta los 250-300 km. Permite que la litosfera, que vemos dura y rígida, se desplace sobre la astenosfera plástica y blanda. Explica la teoría de la tectónica de placas y permite comprender la formación y configuración de placas litosféricas. 1.2. La dinámica terrestre. 1.2.1. La separación y deriva de los continentes. En 1910, Taylor vio que las cadenas montañosas presentaban dos direcciones predominantes y perpendiculares entre sí.

Unas paralelas a los meridianos y otras seguían a la dirección de los paralelos. Comprobó que los materiales son más recientes que los del resto de las masas continentales. Intuyó que podía haber habido un desplazamiento de Eurasia hacia el Sur. En 1912, Wegner escribió El origen de los continentes y de los océanos. Exponía que los continentes se habían resquebrajado y desplazado a partir de un continente único: Pangea. Basado en argumentos geofísicos como la distribución de las elevaciones en la superficie terrestre y la compensación isostática; geológicos como la semejanza delas costas a ambos lados del Atlántico; biológicos como la semejanza o identidad entre flora y fauna de los continentes; y paleoclimáticos como la distribución de depósitos glaciares del Carbonífero y del Pérmico en América del Sur, Sudáfrica, India y Australia. Supuso dos masas continentales: América del norte, Groenlandia, Europa y Asia formando Laurasia y América del sur, África, Madagascar, India, Australia y la Antártida formando Gondwana. Suponía que las cadenas orogénicas formaban efecto de proa: arrugas de fricción que producía el borde anterior del continente (sial) al avanzar sobre el sima. 1.2.2. La teoría de la tectónica de placas. Elaborada entre 1962 y 1975 por Hoss, Vine y Matthews. Se basa en el paleomagnetismo y la idea de la expansión oceánica para explicar los movimientos corticales y de la orogenia. Suponen que la corteza terrestre es móvil e inestable constatado en las dorsales oceánicas que son alineaciones montañosas paralelas enmarcando un valle axial o rift valley y afectadas por fallas tranformantes. Se encuentran sumergidas, aunque a veces emergen formando archipiélagos, siendo las más importantes la atlántica, la pacífica y la índica. Por ellas asciende el magma en fusión y sale al exterior generando lavas y produciendo corteza oceánica que se desplaza entre 5 y 15 cm al año. Los materiales son más antiguos conforme nos alejamos del eje de la dorsal, esto permite establecer la existencia de un desplazamiento o expansión oceánica. Aquí tiene lugar una gran inestabilidad con actividad volcánica y sísmica. La causa de a expansión está en las corrientes de convección: producen trasvases de materia en el interior del globo, que dan lugar a deformaciones de la astenosfera y al desplazamiento de la litosfera suprayacente. Se genera materia nueva en las dorsales, no aumenta la superficie indefinidamente porque la corteza es reabsorbida en profundidad en otras zonas de la Tierra denominadas zonas de subducción. Tiene lugar mediante un plano inclinado conocido como superficie de Benioff, que produce fenómenos sísmicos y vulcanismo que crean los grandes orógenos relacionados con fueras de compresión y convergencia de placas. Estas presentan bordes que corresponden con dorsales oceánicas, con bordes de subducción o con fallas transformantes. Principales placas: africana, euroasiática, indoaustraliana, pacífica, americana y antártica. Su composición no es idéntica y se mueven unas respecto de otras. En ese movimiento se basa la explicación de los movimientos orogénicos, las orogenias y las grandes deformaciones topográficas-tectónicas en la superficie del planeta. 2. Los componentes litológicos del relieve. 2.1. Las rocas: definición y clasificación. Las rocas de la corteza terrestre están formadas por yuxtaposición se elementos de uno o varios minerales o la agrupación de detritus derivados de la fragmentación de otras rocas o determinados organismos. Los minerales pueden presentarse en estados en función de la disposición de sus átomos: - cristalinos: se disponen en filas regulares e intervalos constantes, formando una red. Sólo en sólido. - amorfo: se distribuyen irregularmente. Existe en gases, líquidos y líquidos envenjecidos y en estado pastoso con apariencia sólida, llamados vidrios. Ambos tienen propiedades diferentes. Las rocas pueden ser homogéneas o heterogéneas. Las primeras tienen un componente y las segundas, dos o más. Su grado de cohesión diferencia entre coherentes (caliza) e incoherentes (arenas). El estado las divide en plásticas y no plásticas. Estas propiedades son usadas como criterios de diferenciación, el más importante es la génesis de las rocas: diferencia entre eruptivas, metamórficas y sedimentarias. 2.2. Rocas eruptivas. Llamadas ígneas, magmáticas y endógenas, porque proceden de la consolidación por enfriamiento del magma.

2.2.1. Intrusivas. Origen. Se forman por enfriamiento lento del magma. Da pie a que se formen cristales y aparezcan en superficie; se les llama también cristalinas. Ascienden por una intrusión de los niveles corticales externos; denominadas intrusivas. Consolidación bajo presiones superiores a las superficiales. Formas de yacimiento. Según la posición de los magmas. Todas las de origen interno se llaman plutones. Se pueden clasificar: - Batolitos. Abisales a gran profundidad, su tamaño aumenta con ella y su base o fondo no se puede determinar. Superan los 100 km, si es menor se denomina tronco. Magma solidificado que en estado de fusión alimenta volcanes activos. Su parte superior tiene forma dómica irregular. Su composición es homogénea, constituidos por granitos o granoditoritas. - Lacolitos, lopolitos, facolitos y diques. Menos profundas. Corresponden a rocas hipoabisales que se hallan a profundidad media. Los lacolitos tienen forma lenticular y se introducen entre estratos sedimentarios, con escaso espesor. Los diques y los filones son formaciones lineales que atraviesan los estratos suprayacentes. Si las aberturas por las que emanan son circulares se denominan ring-diques. Aparecen cuando la erosión desmantela las rocas sedimentarias que las recubrían. Composición. Compuestas esencialmente por sílice (SiO₂) formando cuarzo o combinada en silicatos de otros minerales como hierro, aluminio, etc. Diferencia rocas ácidas si el sílice supera el 60%. Entre 60 y 50% son neutras o intermedias. Menos del 50% son básicas. Menos del 45% son rocas ultrabásicas. Su coloración varía según rocas eruptivas con silicatos de aluminio, calcio, potasio y calcio (color blanco o claro) o básicas (oscuras y compuestas por silicatos de magnesio o hierro). Varía también su resistencia a agentes meteorológicos que las calientan o enfrían. Principales rocas intrusivas. Las de color claro son denominadas siálicas. La más abundante es el granito. Las de color oscuro son simáticas. Destacan el gabro y el basalto. 2.2.2. Extrusivas, efusivas o volcánicas. Origen. Por enfriamiento brusco del magma cuando sale a la superficie. Formas de yacimiento. Afloran en superficie formando corrientes y resultan de la solidificación de lavas. Forman chimeneas como resultado de rocas que rellenan los cráteres de los volcanes. Cenizas, lapilli y otros materiales volcánicos se depositan formando sedimentos. Composición. Rocas formadas por minerales silicatados: cuarzo, feldespatos y minerales ferromagnesianos oscuros que les confieren el color. Principales rocas extrusivas. Basalto. Sólido de color negro. La más común en la corteza terrestre. Compuesto por abundantes minerales oscuros como piroxeno y olivina. También contiene otros claros como feldespato y cuarzo. Otras son la andesita y la riolita.. 2.3. Rocas sedimentarias. Origen. Externo. Requiere una acumulación de residuos. Tras esto, tiene lugar la diagenización o litificación: se compacta, recristaliza y cementa. Ese origen permite clasificarla en: 1. Rocas detríticas. Fragmentos y granos provenientes de otras rocas denominadas según la talla de sus componentes: - Ruditas. Elementos de más de 2 mm. - Arenitas. Elementos entre 2 mm y 50 micras. - Pelitas. Tamaño inferior a las 50 micras.

Pueden estar formadas por granos cementados o granos sueltos. 2. Rocas de origen químico. Formadas por precipitación de elementos que se disuelven. Se producen en medio acuático, lacustre o marino. Los carbonatos dan lugar a la formación de rocas carbonatadas, los sulfatos y cloruros a las salinas y la sílice a rocas silíceas. Se puede producir por: precipitación de sustancias disueltas; por disolución de una roca, quedando elementos no solubles; o por reacción química que transforma una sustancia en otra. 3. Rocas de origen orgánico. Podemos distinguir: - Calcáreas. Relacionadas con organismos que fija o segregan carbonato cálcico. - Silíceas. Relacionadas con organismos capacitados para segregar sílice. - Carbonosas o carbonatadas. Derivan de acumulación de restos orgánicos vegetales sometidos a carbonización. Formas de yacimiento. La característica fundamental es su estratificación; presencia de grietas de desecación, rizaduras, nódulos, concreciones, geodas, fósiles y color. Al acumularse, se disponen en estratos (unidad de sedimentación limitada por dos planos estratigráficos subrayados por planos de continuidad). El espesor nos indica las condiciones en que sedimentó cada depósito. Un medio origina una sedimentación horizontal; una acumulación en pendiente que resulta una estratificación oblicua o inclinada. Cuando el agente de la estratificación sufre cambiosde fuerza o dirección, da lugar a una estratificación entrecruzada. La Estratigrafía estudia los estratos, los describe y establece un orden de sucesión cronológica a escala terrestre. Se llaman discontinuidades a las interrupciones en una serie estatigráfica. Pueden ser lagunas o discordancias. Cuando la sedimentación sin interrupción origina una estratificación concordante, todos los estratos son paralelos. Su interrupción crea una laguna estratigráfica. Se expresa por una discordancia traducida en grupo de estratos superiores que se apoya en los inferiores mediante superficie de erosión. Si durante la sedimentación tienen lugar deformaciones tectónicas, se puede producir una discordancia angular. Presentan diferentes formas de yacimiento: - Detríticas: depósitos de otras rocas erosionadas. Aparecen en zonas marinas poco profundas, depósitos subaéreos o continentales, de tipo lacustre y grandes fondos marinos. - De origen químico: en medio acuoso. Soluciones minerales concentrados que reaccionan o precipitan. - De origen orgánico o bioquímico: de la actividad de diferentes organismos. Consolidación en función de la acumulación de seres vivos y procesos químicos en ella. Composición. Recogen los componentes de aquellas de as que proceden. Se clasifican en dos grupos: rocas silíceas; cuyo elemento principal son silicatos de aluminio que forma arcilla; y rocas calcáreas formadas por caliza y dolomía. Menos importancia tienen las rocas carbonatadas o carbonosas y las salinas. Principales rocas sedimentarias. - De origen detrítico. a) Ruditas: Sueltas o compactas, abundantes, se denominan conglomerados. Granos groseros y material cementante: pudingas, brechas, graveras y guijarros. Superiores a 2 mm. b) Arenitas. Arenas y areniscas. Disgregación de rocas granudas o compactas. Entre 2 y 1/16 mm. c) Pelitas. Limonitas (1/16 a 1/64 mm): limo y loess y lutitas (menos de 1/64), arcillas y margas. - De origen químico. a) Carbonatadas. Caliza y dolomía. b) Silicosas. Ópalo, calcedonia y sílex. c) Evaporitas o salinas. Yeso, anhidrita y halita. - De origen orgánico y bioquímico. a) Calcáreas. b) Silicosas. c) Carbonosas. Turba, lignito, hulla y antracita.

2.4. Rocas metamórficas. Origen. Rocas sedimentarias o plutónicas que sufren alteraciones físicas como grandes presiones o elevadas temperaturas. - Dinometamorfismo. Acción de esfuerzos consecuencia de movimientos tectónicos. Poco frecuente. - Metamorfismo de contacto. Proceso de proximidad de rocas originarias al magma emergido. Espesor de centenares de metros. - Metamorfismo regional. Fondo de la geosinclinal. Según profundidad: en capas superiores, abundan minerales hidratados, en capas intermedias producen recristalizaciones, en capas inferiores predominan los cambios químicos. Formas de yacimiento. Zonas de plegamientos antiguos o modernos, próximos a masas graníticas. Estructura en capas de pequeño espesor, denominada pizarrosa. A veces conservan la estructura de la que proceden. Presentan minerales en estado cristalino. Aparecen próximas a plutones y rocas eruptivas formando aureolas de contacto. Composición. Dependiente de la roca originaria, pueden ser rocas plutónicas (cuarzo, feldespato, mica, etc.) o rocas sedimentarias (calcita, sílice, etc.). Principales rocas metamórficas. Neis. Metamorfización del granito. Los cristales forman microestratos alternantes. Mármol. Procede de la caliza. Las impurezas le confieren el color. Cuarcita. Areniscas silicosas recristalizadas. Esquisto. Arcilla sin metamorfizar. Pizarra. Esquisto metamorfizado. 2.5. El ciclo de las rocas. Existe una evolución y relación por la que una roca puede transformarse en otra de igual o diferente composición química. Puede no darse el ciclo completo y que una roca metamórfica, atacada por agentes externos, origine una roca sedimentaria o una roca ígnea. Los sedimentos y rocas sedimentarias están expuestos a agentes externos y pueden transformarse. El ciclo demuestra que los materiales terrestres no se crean ni se destruyen, sólo se transforma. 2.6. Propiedades de las rocas. 2.6.1. Respuesta de las rocas ante los esfuerzos tectónicos. En zonas estables de la corteza, las rocas están sometidas a la presión litostática, por lo que no se deforman. En zonas inestables ocurre lo contrario. 1. Aunque aumente rápidamente la fuerza, la deformación es pequeña y podría volver a la situación inicial. Dominio elástico. 2. A partir de un cierto nivel de esfuerzo, la deformación aumenta y no recupera la posición inicial. Dominio plástico. Este comportamiento se plasma en la forma de relieve. 2.6.2. Respuesta o resistencia de las rocas a la erosión. Según propiedades físicas: - Cohesión. Propiedad de partículas sólidas para unirse entre sí y formar agregados. Si es fuerte, la roca será dura o resistente a la erosión (arenisca), si es débil, la roca será blanda o poco resistente (arena de playa). - Homogeneidad. Si la roca está compuesta por un mineral o compuesto. Más resistente a la erosión que si es heterogénea. - Grado de masividad. Cantidad de roca por bloque uniforme, influye en la resistencia a la erosión. Las rocas masivas son más resistentes. - Permeabilidad. Posibilidad de los fluidos para pasar a través de las rocas. Varía desde permeables (arenas) hasta impermeables (arcillas). Importante solubilidad que facilita a las rocas disolverse en agua. Entre las rocas las eruptivas son más resistentes y las sedimentarias las que menos. El clima afecta a la resistencia de los materiales. En humedad, el granito es más resistente a la erosión y en áridos lo es la caliza.

3. Las unidades espacio-temporales de la geología. 3.1. Las unidades espaciales: órdenes. Las formas de relieve, estructurales y modelado, precisan escalas de observación para su estudio. Implican las características de los procesos y las formas resultantes de los mismos. Las formas del relieve tardan en formarse desde minutos hasta centenas de millones de años. A períodos de tiempos diferentes y escalas espaciales distintas, se aplican principios diferentes. 3.2. Las unidades temporales: eras y períodos. Para situar el tiempo, los geólogos delimitaron la historia de la Tierra en etapas con valor relativo. La datación puede hacerse de dos modos: - Orden secuencial: qué tuvo lugar antes y qué después. Datación relativa. - Datación absoluta por medios radiactivos. Precisan el tiempo. (Por ejemplo, el Carbono 14). Según los fósiles, la historia de la Tierra se dividió en dos unidades: Fanerozoico, en la que existe vida en el planeta y Azoico, en la que no. La cronozona la componen estratos depositados durante el período de vida de cada subdivisión de la clasificación biológica. Piso es el conjunto de rocas originadas en un intervalo de tiempo. Serie corresponde a rocas sedimentadas en un período de tiempo mayor que en el Piso. El Sistema es un conjunto formado por varios Pisos o Series. Y Eratema es la unidad formada por varios Sistemas. El intervalo de tiempo de mayor magnitud es la Era, constituida por grandes lapsos de tiempo. Su unidad es el millón de años. Se caracterizan por el tipo de vida orgánica que existía en el planeta. La primera es el Precámbrico, dividida en Proterozoico y Arqueozoico. La aparición de vida organizada dará origen al Fanerozoico (vida evidente). Se divide a su vez en Paleozoico (vida antigua), Mesozoico (vida intermedia) y Cenozoico (vida reciente). Las Eras se dividen también en Períodos que corresponden a perturbaciones en la corteza terrestre. La primera gran clasificación dividía el Fanerozoico en Eras Primaria, Secundaria, Terciaria y Cuaternaria. Las dos últimas se englobaban en la Cenozoica. El resto de períodos se denominan con el nombre de la región en que las rocas correspondientes a su edad fueron reconocidas y estudiadas por primera vez: Jurásico (montes del Jura, por ejemplo), Pérmico, Devónico, Cámbrico, Silúrico y Ordovícico; o al de la roca más característica de ese período: Cretácico (creta), Cerbonífero y Triásico. En comparación con la Historia de la Tierra, la Historia de la Humanidad es insignificante en el tiempo. Estas unidades cronoestratigráficas son importantes para arqueólogos y prehistoriadores. 4. Las deformaciones tectónicas de la corteza continental y relieves asociados. 4.1. Las estructuras de deformación, los pliegues. Un pliegue es una deformación tectónica producida por fuerzas de compresión que se traducen en ondulaciones de los estratos rocosos. Puede ser anticlinal o sinclinal y pueden dar lugar a estilos tectónicos. Pliegue anticlinal: cuya concavidad se orienta hacia el interior de la Tierra. Núcleo de rocas antiguas. Pliegue sinclinal: concavidad orientada hacia arriba o su convexividad hacia el interior terrestre. Núcleo de rocas recientes. 4.1.1. Partes de un pliegue. - Charnela. Parte de máxima curvatura. En el pliegue anticlinal coincide con las parte más elevada topográficamente y en el sinclinal, la más baja del surco. - Flanco. Superficie que une las charnelas entre sí. Cada pliqgue tiene dos flancos. - Plano axial. Superficie bisectora al ángulo que forman los dos flancos. - Eje de plegamiento. Dado por la intersección del plano axial con una superficie horizontal. Su orientación traduce la del pliegue. 4.1.2. Clasificación de los pliegues. Según la inclinación del plano axial: - vertical o recto. Cuando el plano forma un ángulo recto con la horizontal. - inclinado. Respecto de la horizontal. Ambos flancos en la misma dirección. - en rodilla. Variante del inclinado, uno de los flancos tiene un buzamiento de 90º. - tumbado. Si el ángulo del plano axial con la horizontal es superior a 45º y los dos flancos buzan en la misma dirección. - volcado. Caso extremo del tumbado. Ángulo inferior a 45º. - acostado. El plano axial y los flancos están próximos a la horizontal.

Según la separación angular de los flancos: - laxo. Superior a 30-45º. - agudo. Inferior a 30-45º. - cofre. No forman ángulos entre sí. - hongo. Charnela con hundimiento en el centro. Según el espesor que presentan los flancos: - isópaco. Sus capas no están estiradas ni fracturadas. - anisópaco. Estiramiento o fractura en uno de sus flancos. Variantes: a) estirado. El flanco invertido posee menos potencia que el normal. b) laminado. El flanco invertido reducido a una lámina. c) pliegue-falla. El flanco invertido es una falla. d) cabalgante. Desplazamiento a partir de un plano de fractura. Según la longitud del pliegue: - largo. Desarrollo longitudinal de más de 10 km. - braquipliegue. Relación entre anchura y longitud de ½ o ⅓, inferior a 10 km. - domo anticlinal y cubeta sinclinal. Relación anchura-longitud próxima a 1/1'5. Según el paralelismo de los estratos en profundidad: - armónico. Dibujan una deformación curva. - disarmónico. No guardan paralelismo debido a contrastes de competencia. Pliegue diapírico o diapiro, en forma de cúpula y planta más o menos circular. 4.2. Las estructuras de dislocación, las fallas. Si la tectónica ha actuado sobre materiales rígidos o superado el índice de plasticidad de los materiales afectados, el resultado es la fragmentación o fracturación de las rocas. Su frecuencia es mayor en rocas consolidadas de carácter más rígido. Si existe desplazamiento se denominan fallas, y si no, fracturas. Las primeras suponen desnivelación de los bloques afectados. Cuando afecta a series sedimentarias estratificadas provoca contactos anómalos. 4.2.1. Partes de una falla. - Labios de falla o dovelas. Cada uno de los bloques desnivelados. - Plano de falla. Superficie por la que se realiza el desplazamiento. - Salto de falla. Valor de la desnivelación tectónica. 4.2.2. Clasificación de las fallas. Según la dirección del buzamiento del plano de falla respecto de los bloques: - Directa o normal. Inclinan el plano en dirección al bloque hundido. - Inversa. Inclinación hacia el bloque levantado. - Vertical. Perpendicular a la horizontal. Según relación entre la dirección del buzamiento del plano de falla y la de los estratos: - Conforme. Inclinación en la dirección de buzamiento de los estratos. - Contraria. Buzamiento del plano y de los estratos opuestos. Según la relación entre la orientación de la falla y la de las líneas de estratificación: - Direccional. Coinciden las líneas de estratificación y la orientación de la falla. - Transversal. El plano de falla corta transversal la dirección de los estratos. Las dos últimas clasificaciones no se aplican en rocas masivas. La falla de desgarre, desenganche o desplazamiento horizontal. No hay hundimientos ni elevaciones. Pueden aparecer asociadas elevándose hasta dejar un bloque más elevado denominado horst o pilar tectónico. Si se unen varias fallas dejando un bloque hundido, se denomina fosa tectónica o graben.

Capítulo 8. Los relieves estructurales. 1. Las grandes unidades estructurales de la corteza terrestre. 1.1. Las áreas sumergidas: cuencas oceánicas. 1.1.1. Los bordes continentales. Prolongación hacia el océano de la plataforma continental. Profundidad entre 200 y 500 m, presenta una pendiente suave. En esta zona se encuentra abundante pesca y yacimientos de hidrocarburos. Pueden distinguirse dos tipos: a) Bordes de tipo atlántico compuestos por plataforma y talud continental. Denominados bordes asísmicos porque no se producen movimientos tectónicos.. Alcanzan los 200 m con una pendiente de 1 por 1.000. Relieve atenuado por la acumulación de sedimentos. El talud continental es el borde real del continente donde se depositan sedimentos en capas de gran espesor. Suelen aparecer estructuras salinas que se asocian a yacimientos de hidrocarburos. b) Bordes de tipo pacífico o sísmicos. Pueden dividirse en: arcos insulares (cadenas de islas volcánicas) separados por una cuenca marginal ocupada por un mar interior; tras los arcos, aparecen crestas que no llegan a la superficie y una fosa o trinchera oceánica que alcanza mayores profundidades marinas. No existe plataforma continental. Presenta dos accidentes: arrecifes de barrera y cañones submarinos. Los primeros son formados por sedimentos biogenéticos, generalmente coralino, los segundos son profundos valles en V que seccionan el talud o la plataforma continental. 1.1.2. Llanuras abisales. Zonas planas o con pendientes pequeñas. A veces se ven interrumpidas por colinas submarinas que emergen formando islas o atolones. 1.1.3. Dorsales oceánicas. Son todos los accidentes topográficos submarinos lineales. Se distinguen dorsales sísmicas y asísmicas. Las primeras forman una cadena continua de 60.000 km de longitud con anchura entre 1.000 y 4.000km y altura de 3.000 m. Son un gran número de valles y crestas paralelos a la alineación general, compuestas por acumulaciones de material volcánico y recubiertas de sedimentos con poco espesor. En dorsales asísmicas, la capa de sedimentos es mayor. 1.2. Las áreas emergidas: los continentes. Las áreas emergidas configuran los continentes y están formadas por extensiones de corteza continental, la plataforma y el talud continentales. La corteza continental puede dividirse en dos: cratones o escudos y orógenos. En un lugar intermedio entre las dos, están las plataformas estructurales: zonas cratónicas recubiertas por sedimentos en posición horizontal o subhorizontal. 1.2.1. Los cratones o escudos. El núcleo más antiguo está formado por rocas cristalinas de origen metamórfico o ígneo, las más antiguas, con edades superiores a 2.000 millones de años, estables estructuralmente y que forman los centros de los continentes, denominados cratón. Los escudos son regiones estables del mismo tipo de rocas que aforan por el choque de placas en el Precámbrico. No se vieron afectados por la orogenia durante un período largo de tiempo geológico. Se diferencian dos cratones: - Arcaicos, los más antiguos, con rocas plutónicas y metamórficas. Plana topografía llamada penillanura. - Post-arcaicos o premesozoicos que conservan una cobertera plegada de rocas sedimentarias más o menos metamorfizadas. Relieve en función de las rocas: resistentes que alternan series blandas, dando las primeras crestas elevadas y las segundas, valles. 1.2.2. Las plataformas. Son una llanura estructural. Partes de cratón recubiertas por rocas sedimentarias. Desde el Paleozoico hasta el Cuaternario se depositaron en mares poco profundos y continentales. Se asemejan a una superficie de erosión y se diferencian en existen capas horizontales de rocas. Encontramos cuencas sedimentarias continentales: grandes depresiones con una deformación negativa de la corteza terrestre, rellenas de materiales sedimentarios cuyo peso provoca una subsidencia de la cuenca. Originan tras la erosión mesas, páramos y cerros testigos. La alternancia de capas forman relieves asimétricos denominados cuestas. 1.2.3. Los orógenos. Cratones bordeados y separados por fragmentos móviles de corteza. Alcanzan los 300 km de anchura. Son áreas con evidente acción constructiva de fuerzas internas debidos al choque de placas, al vulcanismo y a la actividad sísmica. A estos procesos se le conoce como orogénesis.

Las rocas sedimentarias son deformadas o plegadas dando lugar a montañas, metamorfizadas e inyectadas por rocas ígneas. Forman largas alineaciones, cuyas partes más elevadas han sido reducidas por la erosión. Se distinguen: los definidos por una serie litológica resistente, los originados por plegamiento de las series sedimentarias y los debidos a fracturas de la litología: fallados. En el primer caso, los estratos de rocas sedimentarias producen elevaciones denominadas hog backs. Los segundos se deben al plegamiento de las series sedimentarias y tienen un estilo tectónico diferenciándose del jurásico y alpino. Los últimos, originados por fracturas orogénicas, se han producido por fallas o fracturas provocadas por fuerzas internas. 1.2.4. Los volcanes. En la superficie aparecen abombamientos debidos a la aparición de masas de rocas eruptivas extrusivas aisladas. Producidos por erupciones volcánicas y el volcanismo, las coladas basálticas de los puntos calientes de la Tierra, ascienden a la superficie empujando la corteza, produciendo volcanes y provocando terremotos. 2. Los relieves estructurales de cuencas sedimentarias. 2.1. Formas de relieve aclinal (estructuras horizontales). Se desarrollan en series sedimentarias cuyos estratos no se han visto afectados por la tectónica o lo han sido levemente. Se localizan en centros de cuencas sedimentarias. La forma más sencilla es la superficie estructural de topografía llana formada por una capa sedimentaria subhorizontal. Si el estrato más resistente está en el nivel más externo, la superficie será primitiva, pero lo normal es que se encontrase recubierta por estratos de rocas más deleznables y eliminadas por la erosión, considerando la superficie como forma derivada. Se localizan en los centros de las cuencas sedimentarias recientes. Al alternar capas sedimentarias resistentes con deleznables, se compone de plataformas extensas denominadas mesas de altitud semejantes a las plataformas estructurales. Están separadas por valles en cornisa cuyas vertientes muestran dos partes: la superior, de fuerte pendiente constituida por roca resistente, denominada cornisa y la inferior, de pendiente suave con estratos de rocas deleznables, llamada talud. Entre estas, la parte culminante se denomina superficie del páramo y los valles en cornisa aparecen como mesas, cerros testigo y entecerros. El tamaño permite diferenciar los términos. 2.1.1. Relación del red fluvial y la estructura horizontal. La red fluvial no suele presentar una dirección predeterminada, su influencia en la creación del relieve es importante por ser la causante de las formas que la caracterizan. 2.2. Formas de relieve monoclinal o inclinado (estructuras inclinadas o cuestas). En bordes de las cuencas sedimentarias se forman relieves monoclinales muy característicos, conocidos como cuestas. Es un perfil disimétrico que consta de dos partes: el frente y el dorso. El frente tiene una gran pendiente y se distinguen la cornisa y el talud. En función del buzamiento de los estratos se distinguen: - Cuestas. Monoclinales con un buzamiento entre 2º y 20º. - Crestas monoclinales. Buzamiento por encima de 20º. - Barra monoclinal u hog-back. Buzamiento casi vertical, próximo a 90º. La pendiente más suave la presenta el reverso de la cuesta, que es una superficie estructural primitiva o derivada en función de la ausencia de la actuación de la erosión. En las superficies aclinales, las monoclinales presentan forman testigos del retroceso de la cuesta, como cerros testigos y los antecerros, debidos a la acción de la erosión. 2.2.1. Relación de la red fluvial y la estructura monoclinal. La red fluvial es una factor condicionante y su actuación varía según mayor o menor resistencia de las rocas sedimentarias. Los ríos principales siguen la dirección del buzamiento de los estratos de las series sedimentarias (corrientes cataclinales o consecuentes), sus afluentes circulan paralelos a los frentes de la cuesta (ortoclinales o subsecuentes). Los subafluentes pueden nacer y deslizarse por un frente de cuesta (anaclinal u obsecuente) o por un dorso de cuesta (peneconsecuente). 3. Los relieves estructurales de lo orógenos. 3.1. Los relieves estructurales plegados. En coberteras sedimentarias la forma más elemental es el plegamiento en una sucesión de ondulaciones con un nivel de despliegue según sean afectadas la fuerza y dirección del empuje de la tectónica.

Rara vez aparecen aislados, se presentan agrupados en conjuntos de pliegues de mayor radio, dando lugar a los anticlinorios (forma convexa o anticlinal) y sinclinorios (forma cóncava o sinclinal). La morfología del relieve plegado es causado por la tectónica de deformación. A la diversidad de estructuras, hay que añadir la acción de la erosión. Cuando la formación muestra adaptación con la estructura plegada, son formas directas, originales o primitivas. Si la topografía deja de coincidir con la estructura hablamos de formación derivada y si la erosión ha actuado con mayor intensidad o durante más tiempo, encontramos relieve invertido. Las formas cóncavas y deprimidas aparecen sobre la estructura anticlinal y las convexas y destacadas sobre la sinclinal. Las estructuras plegadas están en función de la tectónica, la litología y la erosión diferencial, influida por el clima y el período de tiempo que actúa. 3.1.1. Formas originales, directas o primitivas. Cuando anticlinales y sinclinales no se modifican por la erosión, se trata de estructuras de plegamiento directas, originales o primitivas y los relieves son conformes con la estructura. Las charnelas de los anticlinales se denominan mont y las de los sinclinales val. Un mont es un . Un val es. Pueden aparecer restos de niveles estratigráficos superiores a la capa dura principal que dificultan el afloramiento de esa capa en los niveles más bajos. Demuestra que el ritmo de la erosión es diferente en monts y vals. Al comenzar la erosión aparecen formas incipientes, ruz, pequeñas entalladuras (barrancos) originadas desde la charnela que bajan por los flancos. Se encuentran en estructuras de génesis reciente o protegidas por niveles litológicos resistentes. 3.1.2. Formas derivadas. Se caracterizan por la actuación de la erosión mayor o prolongada. Actúan inicialmente sobre los anticlinales por su máxima altitud y porque se encuentra más fisurada. Los barrancos sobre los flancos forman ruces, desmantelando capas más externas, dejando restos de ellas entre ruces denominados chevrons. La red hidrográfica puede hacer que no siga la dirección de la estructura sino que la atraviese perpendicularmente originando valles angostos denominados cluses, hoces o foces. La erosión de la charnela anticlinal puede dar lugar a un valle formado en su charnela denominado combe. Se halla rodeada por dos crestas constituidas por roca dura y su amplitud es en función de la potencia de estratos resistentes y deleznables y la diaclasación de las rocas resistentes. El origen puede estar en la coalescencia de varias ruces o la erosión de las vertientes de una cluse. Cuando una ruz supera su cuenca de recepción por erosión y se une a otra u otras ruces, forma una combre. Una vez constituida una cluse, las vertientes que delimitan su valle pueden evolucionar hasta la erosión del eje del anticlinal y desmantelar su charnela. Estos tipos de relieves se estudiaron por primera vez en la región prealpina del Jura franco suizo donde son abundantes. 3.1.3. Formas invertidas. En las zonas más elevadas se corresponden con las zonas tectónicamente más deprimidas y a la inversa. La forma más característica es el sinclinal colgado, una estructura sinclinal que queda a mayor altura que las anticlinales próximas porque han sido desmanteladas por la erosión y han formado valles anticlinales desapareciendo las rocas sedimentarias que se mantienen en el sinclinal colgado. La erosión desmantela las capas rocosas hasta excavar en valle anticlinal a menor altura que el sinclinal. Se da en series sedimentarias de roca blanda y con gran espesor. También donde la capa de roca dura es poco potente. Es común en los Prealpes del norte. En España, tenemos Alhama de Aragón, Peña Oroel en Jaca o el San Donato de Huarte-Araquil. Presentan variaciones en función de los tipos de plegamiento. En el plegamiento Alpino las formas erosivas se complican y aparecen las combes de flanco con superficie más elevada en el flanco y no en la charnela. En los mantos de corrimiento, el cuerpo queda desmantelado permitiendo apreciar el sustrato sobre el que se ha deslizado. Reciben el nombre de ventanas tectónicas. Los restos del manto de corrimiento se denominan klippers. La erosión produce un escarpe de frente de corrimiento. 3.1.4. Relación entre la red hidrográfica y la estructura plegada. La génesis de cada forma se realiza por la evolución de esta red y la acción de los agentes de erosión. En una estructura plegada, la red hidrográfica puede ser concordante o discordante. La primera se define como la que corre paralela longitudinalmente a los ejes de plegamiento.

Si corre por valles sinclinales, será concordante simple, si es por sinclinales y anticlinales erosionados es compleja. En el primer caso, la red aprovecha valles tectónicos, y en el segundo, tectónicos y erosivos. Es discordante cuando su drenaje corre transversal a a dirección de los ejes de plegamiento. Existe independencia entre la estructura de plegamiento y la red hidrográfica y las formas de los cursos fluviales. Las primeras aprovechan el buzamiento de las capas rocosas de los flancos del anticlinal y fluyen transversalmente al eje de plegamiento. Las segundas corren transversalmente a dicho eje pero atravesándolo. Puede deberse a que el plegamiento no existía en el momento de su instalación o a que el plegamiento quedó oculto por una cobertera que fosilizaba a la estructura plegada y la red hidrográfica se instaló sobre ella y continuó erosionando tras atravesar la estructura plegada subyacente. En el primer caso, la red se instaló por antecedencia y en el segundo por sobreimposición. 3.2. El relieve apalachense. Cuando una superficie de erosión se ve afectada por un nuevo levantamiento tectónico, tiene lugar una reactivación de la erosión sobre ella. Si se formó sobre materiales plegados, puede originar una nueva forma de relieve denominada relieve apalachense. Lo más característico es la alineación de barras o crestas paralelas de igual altura y no muy elevadas, originadas en estratos plegados constituidos por areniscas o cuarcitas. Se originan en flancos de pliegues que resaltan ante los estratos de rocas más deleznables en los que se forman largas y estrechas depresiones denominadas surcos. La red hidrográfica sobre estas crestas y surcos tiene características peculiares. Los ríos de rango medio o bajo están adaptados a estas formas, los cursos fluviales principales atraviesan perpendicular u oblicuamente el conjunto de depresiones en las que abren profundos y estrechos pasos, denominados water gaps. A veces aparecen sin río, testimonio de que por allí circuló uno hoy desaparecido: wind gaps. 3.3. Los relieves estructurales fallados. Los escudos están constituidos por materiales rígidos que no pueden plegarse por fuerzas internas tectónicas y responden rompiéndose en fracturas y fallas. Se produce en rocas sedimentarias recientes cuando las fuerzas internas superan el límite de plasticidad o cuando el sustrato cristalino se fractura arrastrando dicha cobertera. En regiones afectadas por movimientos tectónicos que originan campos de fallas que dan lugar a un relieve de estilo germánico propio de macizos antiguos. Las fosas tectónicas son aprovechadas por los ríos para formar valles. Los horst forman mesetas o altiplanos alargados. Los movimientos horizontales dan lugar a fallas transcurrentes o de desagrre. Cuando se producen a escalas continentales pueden presentar accidentes largos y angostos llamados rift valley o valle de fractura. Las fallas y fracturas constituyen zonas de debilidad para los agentes de erosión, dando lugar a vaguadas, vallonadas y grandes valles. La red hidrográfica aprovecha la red de fallas poniéndola de relieve. Si las fallas y fracturas son profundas, van acompañadas de fenómenos volcánicos. La forma de relieve es el escarpe de falla o desnivelación topográfica entre bloques fallados y tiene parte estructural y erosiva. Se distinguen: escarpe de falla primitivo o original, escarpe de línea de falla o derivado y escarpe de falla compuesto. 3.3.1. Escarpe de falla original o primitivo. Procede de la dislocación de movimientos tectónicos denominados escarpe tectónico. Sus características son el valor de desnivelación topográfica y el salto de falla son idénticos y la superficie topográfica del escarpe coincide con el plano de falla situada encima de la línea de falla. Para que se conserve es necesario: - el labio levantado esté constituido por materiales resistentes a la tectónica o materiales duros, - la falla sea reciente, - la erosión haya actuado muy poco. Si no se cumplen, el escarpe retrocede. El salto de falla se reduce por erosión del labio levantado o acumulación en el labio hundido o ambas causas. 3.3.2. Escarpe de línea de falla o derivado. La erosión ofrecen desigual resistencia; el bloque que posee las rocas resistentes queda en resalte, tectónicamente no corresponde con el labio levantado; su altura puede ser mayor o menor que el salto de falla. Se requiere que la falla se haya nivelado por dos razones: - la erosión los ha nivelado, - la falla ha quedado fosilizada por una cobertera de sedimentos y comience de nuevo la erosión.

Cuando los afloramientos rocosos menos resistentes se hallan en el bloque hundido, la erosión produce un escarpe de falla directo. En los más resistentes, la erosión produce una falla invertida: una inversión de relieve. Cuando los sedimentos son menos resistentes a la erosión se define un escarpe de línea de falla de distinto tipo según la acumulación simultánea a movimientos tectónicos. Si los materiales se depositan simultáneamente se le denomina revelado o descubierto. Si los depósitos son posteriores, son exhumados. 3.3.3. Escarpe de línea de falla compuesto. Un escarpe de falla es el resultado de la acción de la tectónica y la erosión diferencial. Se pueden distinguir dos tipos fundamentales: los originados por rejuego de falla que se origina por exageración del escarpe original debido a la erosión diferencial. El primer tipo se forma cuando un escarpe existente adquiere una redislocación de la falla por una nueva fase tectónica. Si tiene el mismo sentido que el primero, se dice que es directo, levanta el labio levantado y hunde el hundido. Si se levanta el labio hundido y se hunde el levantado es inverso. Todos los tipos de escarpe de falla que poseen fuerte pendiente se diseca en facetas triangulares o trapezoides y se dirigen hacia el labio hundido. 3.3.4. Relación de la red hidrográfica con las estructuras falladas. La red hidrográfica puede instalarse sobre superficie fallada de dos maneras: - Red hidrográfica concordante. La mejor adaptada es en la que el agua aprovecha fallas o fosas tectónicas para correr paralela a los dos escarpes que delimitan este valle y conforman el horst. Por el labio hundido de la fractura. Los valles de fosa tectónica y de labio hundido son tectónicos. Los de línea de falla son erosivos. - Red hidrográfica discordante. La red instala respecto a fracturas y fallas. Puede ser debida a una situación de antecedencia o a la sobreimposición. 3.4. Los relieves en estructuras volcánicas. Las estructuras volcánicas son originadas por el volcanismo. Constituida por rocas de origen interno como volcanes, coladas y formas de excavación. Son menos frecuentes en la corteza continental. La actividad volcánica se caracteriza por gran velocidad de actuación. Es un fenómeno muy extendido. La tectogénesis, litogénesis y morfogénesis se integran producen formas de relieve singulares. 3.4.1. Los volcanes. Volcán se define como edificio formado por la acumulación de productos sólidos alrededor de una boca eruptiva o cráter. Será diferente según la erupción, los materiales que emitan y su disposición en la superficie. 3.4.2. Partes y materiales de los volcanes. El cráter es un orificio que pone en contacto la superficie con un depósito de magma en profundidad. El conducto recibe el nombre de chimenea volcánica. Salen lavas: rocas fundidas de aspecto viscoso hasta su solidificación, cenizas y escorias, y emanaciones de gases denominadas fumarolas. Según erupciones rápidas y explosivas, o tranquilas, así será el volcán. Las primeras originan conos de ceniza o conos compuestos. Las segundas dan lugar a domos de lava o escudos volcánicos. Los conos de ceniza están formados por lava solidificada. Cuando son de gran tamaño se denominan bombas volcánicas que se solidifican en el aire con aspecto fusiforme. Si son pequeños se denominan lapilli y forman el cono volcánico. Si son más reducidos reciben el nombre de cenizas y polvo volcánico. Forman grupos paralelos a las líneas de fallas. Los conos compuestos están constituidos por lapilli y cenizas, llamados estratovolcanes. Las laderas del volcán tienen mayor pendiente cuanto mayor es el ángulo de reposo de lapilli y cenizas. El volumen depende de los estratos que existan. Las laderas están jalonadas por barrancos radiales, se estrechan hacia la parte inferior en mesetas triangulares llamadas planèzes. La mayor parte están alineados formando el cinturón circumpacífico. En Europa se encuentran Italia y Sicilia. Las calderas son depresiones centrales, formadas por explosiones que destruyen la parte central del edificio volcánico. No se conoce su formación. Tienen forma elipsoidal o circular, están rodeadas por un fuerte escarpe. Si son tranquilas se forman domos de lava o escudos volcánicos. La lava sale al exterior a través de grietas o fisuras. La acumulación de lava forma enorme planicies y mesetas. Suavidad de vertientes y techo volcánico casi horizontal. No producen explosiones ni emiten fragmentos sólidos, carecen de cráter pero poseen una ancha depresión central o sink. En la actualidad puede verse el basalto fundido en los cráteres de hoyo, depresiones abruptas paredes con anchura entre 400 y 800 m.

5.1.3. Tipos de volcanes. Los volcanes se clasifican en función de su explosividad: - Tipo hawaiano. Efusiones abundantes y tranquilas de lavas basálticas fluidas, alrededor de una boca en el fondo de una fosa a partir de unas fisuras radiales. Tipo de domo volcánico o volcán escudo. - Tipo stromboliano. Alternancia de lavas y lechos de proyecciones de cenizas y escorias e incluso fragmentos de paredes de la chimenea. De cono compuesto, estratovolcán. Suelen aparecer las calderas. - Tipo vulcaniano. Erupciones violentas con fuerte explosividad y se componed cenizas y escoria separadas por interestratificaciones de lavas. Es un cono de cenizas. - Tipo peleano. Extrusión de lavas acompañadas de nubes ardientes. Conserva la forma cilíndrica de la chimenea y forma una aguja que se fragmenta en prismas y al enfriarse aparece flanqueada por grietas de hundimiento, por las que salen gases en forma de nubes ardientes. Cuando la lava se acumula crea un domo o cúpula volcánica. 3.4.4. Las coladas. Las coladas de lava dan lugar a formas estructurales primitivas originales. La naturaleza del magma, su temperatura, gas a presión y la topografía presentan diferentes características. Las lavas viscosas forman coladas cortas y espesas de perfil abombado. Las fluidas forman coladas de varios kilómetros. Si la topografía está poco diferenciada forman extensos mantos. Los trapps constituyen mesetas de escasa pendiente, limitadas por escarpes escalonados. Si el deslizamiento es lento, puede formarse una capa ancha y rígida con grandes bloques, pináculos u agujas. Las coladas aparecen colgadas con aspecto de franjas de meseta o de cerros tabulares. Muestran mayor resistencia a la erosión. 3.4.5. Las formas de excavación. Las formas de excavación aparecen al actuar la erosión sobre rocas sedimentarias. Quedan al descubierto, dando lugar a formas estructurales exhumadas. Para denominarlas se utilizan términos que diferencian accesos magmáticos. Entre las intrusiones, sills son cornisas escalonadas a lo largo de las vertientes, producidas en las series sedimentarias afectadas. Los lacolitos forman domos elípticos, de perfil convexo, rodeados de cuestas o falsas cuestas, modelados en su cobertera sedimentaria. En las extrusiones, los espigones son columnas de lava solidificada en los conductos. Los necks son resultado de la exhumación de la lava solidificada. La erosión deja al descubierto las lavas en las fisuras constituyendo murallas llamadas dykes si son rectilíneas y ring-dykes si son circulares. Los diferentes relieves volcánicos dependen de: 1) El tipo de erupción. La importancia de las coladas y el material de explosión, la mayor o menos viscosidad de la lava y la resistencia de las rocas. Las lavas ácidas (riolitas) son más duras. 2) La edad de las erupciones. Determinan la duración de los ataques erosivos al relieve primitivo. 3) El relieve y la naturaleza del basamento sobre el que se ha instalado el material volcánico. Un basamento plano favorece la formación de mesetas volcánicas. Si es poco resistente favorece la desaparición por la acción de la erosión.

Capítulo 9. Morfologías climáticas. 1. Introducción. Las morfologías litológicas. La configuración morfológica del relieve se presenta determinada por la tectónica, las características litológicas y las condiciones ambientales. Cuando el tipo de roquedo adquiere protagonismo, se habla de estructuras o morfologías litológicas cuando la estructura geológica está compuesta por: - Rocas homogéneas masiva con erosión diferencial poco probable. - Rocas susceptibles de una determinada forma de erosión dominante, como la disolución. - Rocas con características que hacen que su respuesta a la erosión y las formas sean excepcionales, como los materiales volcánicos. A las formas estructurales en las que el protagonismo es el tipo de roca dominante se denominan formas de modelado. 2. Relieve granítico. 2.1. Características de las rocas graníticas. Los afloramientos de rocas ígneas, plutónicas y metamórficas alcanzan grandes extensiones. Tiene especial protagonismo el granito, con rocas rígidas y resistentes mecánicamente que pueden descomponerse por alteración química y muestran homogeneidad. Dan lugar al desarrollo de formas de modelado. Tienen una heterogeneidad de detalle,donde se aprecian contrastes y cambios, de carácter químico y mineralógico, de textura, etc. que condicionan la respuesta de erosión y las formas resultantes. Las rocas cristalinas están constituidas por varios componentes que le confieren caracteres diversos según la proporción que presenten. Cuando hay un afloramiento de material cristalino con gran contenido en cuarzo, aparece el macizo granítico que resalta por su ritmo de erosión lento. Si hay una zona de material blando se forma una cubeta granítica o depresión relativa. Es frecuente la aparición de resaltes aislados en forma de cerros o alineaciones, o formas de pitones o crestas que son restos de un dique o chimenea de cuarzo intercalada entre masa de roca plutónica. Otra característica son las series de fisuras y diaclasas, consecuencia de su proceso de formación. La roca formada en el interior, con características del proceso de enfriamiento y la composición inicial del magma, tiene carácter heterogéneo. Fases del proceso de emersión de las rocas intrusivas. - Intrusión del magma hasta encajar en materiales varios → enfriamiento y cristalización → plutón. - Acoplamiento → fracturas y fisuras. - Erosión → masa ígnea exhumada → erosión. Toda diaclasa o fisura constituye un camino de acceso al ataque erosivo de primera magnitud: una red densa de fisuras provoca una erosión más intensa. 2.2. Las formas graníticas. 2.2.1. Formas mayores. Domos y agujas alpinas. En España se denominan yelmos. Aparecen en zonas frías o montañosas de clima templado. Son relieves destacados con paredes lisas y curvilíneas de forma convexa. En cuanto formas, encontramos desde las campaniformes a las de dorso de ballena, en artesa, etc. A su pie aparecen acumulaciones de bosques o lajas, apareciendo el granito en superficie. Su formación está en el diaclasado curvo y en la acción de la gelifracción, con alternancia de ciclos de hielo y deshielo en el agua, que al penetrar por las fisuras, desgaja los bloques rocosos. Esta es también causante de la formación de agujas alpinas. Las diaclasas verticales provocan paredes verticales de alturas considerables. En España las encontramos en la Sierra de Gredos, denominada de cuchillares o galayares. Se van estrechando y el relieve se hace más afilado y escarpado. El granito aparece sano en superficie y a su pie acumula bloques de roca desgajado. Las crestas y aristas configuran perfiles de sierra, agudos, con tendencia piramidal, guiados por el diaclasado vertical. Panes de azúcar y medias naranjas. En forma de domo, más regular y perfecta. Pueden alcanzar grandes dimensiones. Se desarrollan en climas tropicales, sin frío ni diaclasas curvas. Constituyen relieves en resalte sobre superficie llanas, de grandes cerros, de planta circular, con paredes curvilíneas. El granito está en superficie en profundos y extensos mantos de roca granítica muy alterada.

Paisajes de bolas. Generalizado en las zonas graníticas españolas, con nombre de canchal y berrocal, de aspecto caótico por acumulación de formas y tamaños, situadas en zonas deprimidas y laderas. En las primeras, aparecen sobre granito descompuesto, llamados alvéolos o pasillos de arenización; en zonas más elevadas son caos, con bloques aislados, redondeados llamados bolos. Algunos berrocales aparecen en equilibrio sobre otras rocas constituyendo las piedras caballeras y los tor, que son agrupaciones de bloques a partir de la red ortogonal de diaclasas, que no han sufrido dsplazamiento. 2.2. Formas de detalle. Acanaladuras, plancones, taffoni y nerviaciones. Las acanaladuras son surcos en la superficie de la roca, en vertical. Aparecen en paredes con inclinación, en vertientes de domos o en caras laterales de los bolos. Corresponden a la trayectoria de las aguas que circulan por la superficie. Los pilancones son concavidades grandes que superan el metro de diámetro y se forman fuera de los cauces fluviales por hidrólisis. Frecuentes en la parte superiorde bolos, domos, lajas, etc. donde el agua queda retenida y arenización local. En los cursos altos de los ríos pueden formarse mediante remolinos llamados marmitas de gigante. Los taffoni son cavidades que horadan la roca en superficie, en paredes laterales. Pueden dar lugar a rocas con forma de seta. Se forma por escurrimiento y concentración de agua, provocando un vaciado de dentro afuera. Las nerviaciones son resaltes en la roca causadas por filones de materiales más resistentes como el cuarzo. Las zonas donde se dan estos materiales suelen aparecer fracturadas. 3. Modelado kárstico. Las rocas sedimentarias presentan especial sensibilidad a los procesos de disolución. Abundan en la naturaleza configurando paisajes de interés geomorfológico a cuyo conjunto se conoce por Karst, relieve o paisaje kárstiko y carso. Se desarrolla sobre rocas carbonatadas de origen orgánico y en rocas como las evaporitas. 3.1. Las características de las rocas calcáreas y su disolución. La caliza es roca sedimentaria de origen químico carbonatada. Son rocas duras, atravesadas por multitud de fisuras y diaclasas y son impermeables. La roca no es atacada por el agua pura, pero sí acidulada, resultando muy agredida. Es atacada en superficie y en el interior, lo que le confiere una permeabilidad estructural. El modelado del relieve kárstico se da más en profundidad que en superficie. Los resultados del proceso diferirán según la composición mineralógica del roquedo y las condiciones bioclimáticas. Las rocas con más impurezas sufren una karstificación menos profunda que las puras porque los residuos la hacen impermeable. 3.2. Las formas kársticas. El término karst procede de la península de Istria, Eslovenia, donde se manifiesta de forma predominante y significativa. 3.2.1. Las formas exteriores o exokársticas. Las depresiones constituyen el leitmotiv del karst. Hay varios tipos: Dolinas y uvalas. Dolina en español sería torca, significa depresión u hondonada, cerrada, con planta circular u ovalada, de contorno redondeado y cuyo diámetro oscila entre unos metros y centenares. El perfil presenta forma de embudo o pozo, siendo variable la profundidad, entre unos poco metros y 200 m. Tiene un borde, de pendiente a veces pronunciada, en el que aflora la roca desnuda. El fondo suele estar cubierto por tierra como arcilla de descalcificación (terra rossa). Podemos encontrarlas en Cuenca, España. Se forman en lugares que favorecen la retención y profundización del agua y se relacionan con fenómenos de hundimiento, provocados por déficit de masa caliza subsuperficial. La red de fracturas y diaclasas del roquedo marcan los puntos de mayor debilidad inicial. De la disposición, densidad y profundidad de la red de fracturas y las características y potencia de la roca, depende la distribución, la forma y las dimensiones de las dolinas. El límite lo pone el nivel al que aparece el manto freático. Cuando es próximo e la superficie, la dolina no alcanza gran profundidad y puede aparecer su fondo inundado. Una forma de mayores dimensiones es la uvala, de perfil sinuoso.

Poljés. Son depresiones cerradas de dimensiones grandes y cuya planta no es circular. Configura una llanura enmarcada por paredes escarpadas. De forma sensiblemente alargada y anchura entre centenares de metros y varios kilómetros y una longitud superior, de decenas de kilómetros. Los mayores concoidos son los de Popovo o Livno en Croacia y Yammouné en Líbano. Están inscritos en masa caliza a profundidad de cientos de metros. Están relacionadaos con accidentes tectónicos, siempre en zonas donde las condiciones son favorables a la disolución y hundimiento. El fondo es plano, a menudo recubierto de arcilla de descalcificación y accidentado por cerros residuales, de roca calcárea, de forma piramidal, denominados hum (colina). Es frecuente que en su superficie se desarrolle una corriente fluvial desde alguna surgencia en los bordes, que desaparecen un sumidero llamado izvort y ponor. Tiene un papel importante la periódica inundación que suelen sufrir, llegando a aflorar y cubriendo de agua el fondo para volver a descender y desaparecer en períodos de escasez. Cañones. Valle caracterizados por flancos rectos, verticales, a cuyo pie se acumula un talud de derrubios. Están recorridos por cursos de agua que proceden de áreas externas a la zona kárstica. En las paredes se observan cuevas y surgencias, que aportan agua al cauce principal. Terminan en fondos de saco, cerrados por escarpe de roca dura, donde aparece el río en forma de fuente vaclusiana. En su modelado interviene la disolución del roquedo calcáreo. Una forma de producirse es por disolución de antiguos cauces cuyas aguas van perdiéndose hacia el interior y desarrollan cavidades y galerías subterráneas con circulación de agua. El hundimiento del techo daría lugar a la formación del cañón y a que el agua volviera a recorrer en superficie. Se produce una erosión lineal con kasrtificación. Hay otras formas menores… Lapiaz y bogaz. Los lapiaz son afloramientos rocosos calcáreos afectados por formas de detalle, producidas por la disolución kárstica. Caracterizadas por una serie de canaladuras formadas por disolución a modo de surcos, más o menos profundos y de distinta anchura, en zonas planas o vertientes y paredes verticales. Los lapiaces, llamados lenar en español o karren en alemán, se forman por disolución superficial de la caliza por el agua de escorrentía o aguas retenidas. Los de arroyada, por el agua corriente, presentan canales estrechos. Los de fractura tienen anchas grietas. Hay una clasificación por la forma: lineales, de aristas y ranuras más o menos continuas, finas, sinuosas, que forman redes con canalillos y meandros; de acanaladura, con trazados rectos, presentan aristas romas y macizas. Si las fisuras configuran una trama cuadrangular, se forman mesas de lapiaz, porque entre los surcos puedan superficies planas; los alveolares, de zonas planas de escasa fisuración, con pequeñas cubetas que intercalan pozos profundos en la intersección de las diaclasas, de aspecto ondulado, llamado mar de piedra (Ciudad Encantada). Cuando las cavidades son muy numerosas y pequeñas son nidos de abeja, y cuando los pozos son importantes y profundos se llaman pozos. Pueden estar cubiertos, rellenos por tierra o descubiertos. En terrenos calcáreos con muchas impurezass e producen los que quedan cubiertos por arcilla de descalcificación. La forma intermedia entre las grandes y las de detalle es el bogaz. Son una serie de callejones, mayores que el lapiaz, formados por disolución y por los que nunca ha corrido un río. Son macrolapiaces. Tormos y arcos. Son grandes bloques de caliza de acusado aspecto fungiforme y varios metros de altura. Por ejemplo, se ven en la de Cuenca. Pináculos. Karst de mogotes o de pináculos. Constituyen macroformas. La masa caliza e dispone en gruesas columnas puntiagudas y macizas, de varios metros de altura. Frecuentes en regiones de clima tropical y zonas templadas, con herencias fosilizadas por depósitos antiguos. 3.2.2. Las formas endokársticas. La sima constituye formas desarrolladas en el interior. Son aberturas estrechas que se ensanchan en profundidad como un pozo vertical. Comunica las cavidades subterráneas con el exterior. Se suelen diferenciar las de pozos de disolución y las formadas por hundimiento del techo de una cueva. Las cavidades endokársticas interiores constituyen los elementos más característicos.

La circulación subterránea de las aguas. El karst es silenciosos, el agua de la superficie se infiltra y la circulación no sigue las reglas de las corrientes al aire libre. Es frecuente que los ríos desaparezcan súbitamente y reaparezcan a notable distancia. La circulación subterránea es anárquica. Hay ríos que siguen durante largo trecho por galerías navegables separadas por túneles inundados o sifones. Se adaptan al cañamazo de la red formada por planos de estratificación, diaclasas, fisuras y fracturas ensanchadas por disolución. Provoca la formación de una red de galerías que lleva a cabo una labor disolvente y de desgaste mecánico. La erosión es importante porque el agua circula a presión, corroyendo la roca. El agua penetra cada vez más profundo en el macizo calcáreo, quedando la zona superficial sin agua. Puede alternar períodos de anegación y sequía. El nivel freático alcanza la zona impermeable. En este punto, el agua tiende a salir al exterior por las surgencias que pueden ser de dos tipos: exsurgencias, si el agua se ha formado en el interior del macizo de forma endógena, y resurgencias, si son ríos alóctonos introducidos en el interior del roquedo calcáreo y vuelven a salir al exterior. Las surgencias constituyen fuentes vauclusianas en las que el agua brota de forma intermitente. El nombre procede de una manantial de Avignon. Puede darse la formación de terrazas de travertino, por precipitación de los minerales disueltos al salir al exterior. Es el origen de las formaciones de Pamukkale, Turquía. Hay tres zonas de karst: - Superior. Seca o con infiltración, domina el trayecto vertical descendente del agua tras las lluvias. - Media. Red de galerías y conductos. Puede haber escorrentía dependiendo de las condiciones estacionales. - Inferior, permanentemente inundada. Las principales formas subterráneas. Las galerías inferiores son horizontales y suelen disponerse en pisos conectados entre sí por sifones. Hay tramos que forman túneles y pasillos ramificados y terminan en fondo de saco y grandes salas o cámaras, en áreas de confluencia de conductos y de vías de penetración de las aguas. Continúa el modelo kárstico, siendo importantes los procesos de precipitación. Por infiltración, el agua llega hasta el techo de las galerías donde produce goteo y provoca precippitación caliza que lleva disuelta. Esto es el causante de concreciones de calcita que configuran las estalactitas, desde las finas, llamadas macarroni, a las mayores, llamadas tubos de órgano, o las de forma de bandera. Bajo estas tres se acumulan en el suelo las estalagmitas. Con el tiempo, muchas se unen formando columnas y cortinas. Por sus características, las galerías más accesibles sirvieron de refugio y primer hábitat para los primeros seres humanos. Son lugares de explotación turística. Las formaciones kársticas según las condiciones bioclimáticas. Hay muchos tipos de karst dependiendo de las condiciones estructurales y bioclimáticas y según el estado de evolución. Se habla de holokarst (entero) cuando se ha desarrollado un karst completo, sobre calizas puras y potentes, caracterizado por grandes poljés. Merokarst (parte) se asocia a caliza impura, poco consistente, donde abundan los valles secos. Un karst cerrado se da cuando la masa cliza está rodeada de terrenos impermeables que favorecen las aguas subterráneas y un karst cubierto cuando las formas superficiales están bajo los productos de la descalcificación.

Capítulo 10. Modelado del relieve por acción de las fuerzas externas I. Los procesos elementales, meteorización y dinámica de vertientes. 1. Introducción. Las fuerzas internas de la Tierra configuran las rocas, provocando su afloramiento, deformación, dislocación y desplazamiento. Las fuerzas externas proceden de fuentes de energía exteriores al globo y dan lugar a la transformación del relieve. La gravedad y la energía térmica del Sol son las dos principales fuerzas que realizan la dinámica geomorfológica externa. 2. Las fuerzas externas. 2.1. La gravedad. El campo gravitatorio de la Tierra juega un papel importante en las acciones de modelado, con actuación directa e indirecta. La directa provoca el desplazamiento de partículas sueltas que tienden a caer, a moverse. La indirecta afecta a masas que tienden a fluir, desplazándose y ejerciendo una acción sobre la superficie por la que se movilizan. Si la superficie es muy rugosa, accidentada, irregular o densamente cubierta de vegetación, hay una pérdida de energía a efectos de modelado. El grado de inclinación del plano también tiene efectos, facilitando la gravedad cuanto mayor sea la inclinación de la pendiente. Los desniveles se originan por la tectónica. La gravedad busca el equilibrio y los suaviza, aunque las fuerzas internas lo renueva constantemente. 2.2. La energía procedente de la radiación solar. La energía solar constituye una parte esencial de la acción de las fuerzas externas. Produce desequilibrios térmicos que originan flujos convectivos de aire y agua. El aire es capaz de actuar de forma directa, movilizando partículas; e indirecta, produciendo en el agua movimientos ondulatorios. Este es el más activo de los agentes de erosión. 2.3. Incidencia de las características de los materiales de la superficie y las condiciones externas. Hay otros factores incidentes como la presencia de materiales sueltos y el tamaño de los mismos. La litosfera está formada por rocas, constituida por partículas cohesionadas o blandas y deleznables. Para ser afectadas por los procesos de modelado requieren una preparación previa, de acciones físicas o químicas, en contacto con la atmósfera y sus fenómenos meteorológicos. Reciben el nombre de procesos de meteorización. Son responsables del roquedo y pueden colaborar en otras acciones vinculadas con la tectónica. El tamaño o calibre de las partículas influye en el proceso de modelado, siendo más fácil cuanto menor sea el tamaño y la facilidad con que las partículas pueden ser puestas en movimiento. Esto depende de la inclinación de la superficie por la que se desplace. Para que se den los procesos de modelado tiene que haber ciertas condiciones medioambientales, climáticas y biogeográficas. 3. La meteorización. En el contacto entre litosfera, atmósfera y biosfera, se produce el primer ataque de las rocas. Se denomina meteorización. Los procesos iniciales de preparación de loa materiales para la erosión son vinculados con o fenómenos atmosféricos y con hechos y fenómenos biológicos y hasta tectónicos. Por ejemplo, el cambio de presión de los materiales rocosos, cuando desaparecen los que recubrían. Se expanden, apareciendo unas fisuras curvas que producen exfoliación en capas. 3.1. Procesos mecánicos de meteorización. Fragmentación. 3.1.1. Fragmentaciones o clastias de origen térmico. El motor de la fragmentación reside en variaciones de temperatura. La termoclastia fragmenta la roca por efecto de las variaciones directas. La roca se dilata y contrae, si este proceso se da con amplitud y frecuencia, se rompe. Puede desprenderse, en el proceso, pequeños elementos (desgregación granular) que se separan en pequeñas placas (descamación) o que se cuartee (cuarteamiento). La crioclastia o gelifracción se produce cuando, el agua que rellena los huecos de las rocas, se congela. Aumenta el volumen y desprende granos o fragmentos. Se debe tener en cuenta la porosidad y fisuración. Si el hielo penetra por los poros, se denomina microgelifracción. Si aprovecha las grietas y fisuras, es macrogelifracción.

3.1.2. Fragmentación de origen hídrico. El agua en estado líquido es el causante de la fragmentación. Hay rocas capaces de absorber gran cantidad de agua, hinchándose, y al producirse la evaporación y desecación, se retraea su volumen inicial. Este proceso es la hidroclastia. La haloclastia tiene lugar cuando el agua tiene contenido en sales y , al producirse la evaporación, da lugar a formación de cristales que provocan tensión en los poros y fisuras en la roca. 3.2. Procesos químicos. 3.2.1. La disolución. Proceso que combina acciones físicas y químicas en el que las moléculas de un cuerpo se disocian en iones por acción de un disolvente: el agua. Es muy importante la constitución mineralógica, la porosidad y la fisuración de la roca, que permita la penetración del agua, y que esta contenga compuestos químicos que aumenten el poder disolvente. El agua acidulada, en contacto con rocas de carbonato cálcico, no soluble, produce bicarbonato cálcico, soluble. Tiene lugar en la karstificación. Como resultado, quedan residuos insolubles como la terra rossa mediterránea. También se produce el fenómeno a la inversa y, tras la disolución, puede haber precipitación con nuevas formaciones como las estalactitas y estalagmitas calcáreas y costras y caparazones calizos, yesosos, silicios o ferruginosos. La importancia se relaciona con la característica del roquedo, las climatologías y la abundancia de vegetación capaz de conservar el CO₂. 3.2.2. Alteraciones químicas. Acciones químicas provocan la alteración del roquedo. Se produce una descomposición superficial que da lugar a mantos de alteración o alteritas. Oxidación. Proceso más común. Provocado por el oxígeno del aire. Los componentes de las rocas se transforman en óxidos. Produce cambios en el color y en algunas de sus propiedades. Es frecuente que forme una pátina superficial, que les dote de mayor dureza. Hidrólisis. Reacción más importante. Desdoblamiento de las moléculas en presencia del agua, cuyos iones se combinan con los minerales de la roca. Importante alteración en el granito, basalto y similares. La eliminación de la sílice y la formación de hidróxidos de aluminio y hierro, da lugar a costras lateríticas de notable dureza. Hidratación. Fijación de agua sobre la molécula de un cuerpo, que se convierte en hidrato. Actúa sobre rocas compuestas de minerales capaces de fijar las moléculas de agua, aumentando su volumen y provocando acciones mecánicas. Afecta especialmente a esquistos y pizarras y es una de las principales causas de desintegración de las rocas ígneas de grano grueso. 3.3. Acciones biológicas. Los organismos vivos actúan de varias formas sobre materiales deleznables, incluso excavando galerías. La penetración de las raíces facilitan la fragmentacón. Las plantas llevan a cabo acciones químicas, pro la secreción de ácidos activos de bacterias y raíces. Los líquenes se alimentan de los minerales y pueden generar un barniz que recubre la superficie. Las descomposición microbiana sobre la roca provoca la formación del humus y evolución de los suelos, que se forman sobre el regolito, resultante de la meteorización. 3.4. Factores condicionantes de la meteorización. Como se desprende de todo en los procesos, físicos y químicos, actúan de diversas formas y en distinta intensidad y velocidad condicionados por múltiples factores. Un factor decisivo en la incidencia de las características y propiedades de las rocas es el clima y son fundamentales la intensidad y duración de los procesos que intervienen. La meteorización actúa de manera constante con diversa intensidad y resultados. Hacen posible la formación de los suelos y las rocas dejan de sr removidas por la erosión. 4. La dinámica de vertientes. Procesos elementales de erosión. La meteorización, al actuar sobre la roca de la superficie terrestre, genera materiales detríticos susceptibles de ser transportados por agentes erosivos que constituyen la erosión, destrucción y construcción del relieve. Es necesario que los productos de la meteorización sean conducidos donde los agentes de evacuación puedan cumplir su labor. Este proceso de transporte se denomina dinámica de vertientes, que sustituye al antiguo movimiento de derrubios.

Sus consecuencias son importantes, ya que, de no producirse, la roca se recubriría por materiales detríticos que la fosilizarían y quedarían detenidos los propios procesos de meteorización. Los procesos se desencadenan por la acción de la gravedad, apoyada por agentes atmosféricos y biológicos. 4.1. Desplazamiento por elementos. 4.1.1. Caída libre y desprendimiento. Si la parte más alta de una vertiente rocosa sufre una fragmentación y la pendiente es pronunciada, los fragmentos rocosos pueden precipitarse en forma libre. Se desplazan hasta llegar a un punto donde quedan estabilizados. El recorrido está en función de la inclinación y rugosidad de la vertiente, la masa y forma de los elementos. Si las condiciones y el impulso lo favorecen, la gravedad actúa. El resultado es un talud o conos de derrubios. La vertiente muestra un perfil de escarpe o cornisa en la parte alta, una inclinación superior a 45º un talud de menor pendiente y el enlace suave con la base. Si la caída afecta a una cantidad importante de materiales, se produce un desprendimiento o derrumbamiento, que puede revestir carácter catastrófico. 4.1.2. Reptación. De creep o creeping. Desplazamiento y redistribución de las partículas en el seno de una formación deleznable, por efecto de la gravedad. El movimiento se realiza partícula a partícula, la suma de todos los movimientos supone un descenso lento del conjunto. Especial interés en el fenómeno por el que el agua que impregna el terreno sufre cambios de temperatura y se congela, generando columnas de hielo que elevan la gravilla a varios centímetros. Se denomina pipkrake. Al fundirse, deja caer los elementos, que sufren un desplazamiento. Fenómeno favorable en los mantos de derrubios de calibre fino y laderas de montañas expuestas al hielo-deshielo, más si no poseen una cubierta vegetal densa. En regiones áridas tiene alcance limitado. 4.2. Desplazamientos en masa. 4.2.1. Solifluxión. Desplazamiento de una masa fangosa, sobre un basamento estable. Presenta varias formas: - Laminar. Decenso lento de una fina capa de barro. - En terracillas, formando pequeños peldaños escalonados en laderas con bastante inclinación. Se denomina terracillas de vaca. - Abombamientos de la cobertera vegetal. Solifluxón que no sale al exterior por quedar enmarañada en la red de raíces. Llega a provocar que el tapiz vegetal se rasgue y el fango salga al exterior. - Nichos de solifluxión. Cuando se desprende una masa fangosa, dejando una huella en la vertiente. A partir del nicho se expande un lengua de barro. Es un proceso complejo que requiere agua abundante y que la cubierta vegetal no sea muy densa. Importante en áreas de montaña húmeda y altas latitudes de zonas periglaciares, donde el hielo-deshielo tiene un papel importante. También en zonas de sabana de clima tropical con estación seca y excepcionalmente en regiones áridas. Vinculadas a esta, son las coladas de tierra: un flujo de materiales saturados de agua que se desliza por laderas, cañones y valles de montaña, que facilitan su evacuación. Las más móviles son las coladas de barro. Condicionadas por la naturaleza de los materiales y la cantidad de agua, dándose con mayor frecuencia en terrenos arcillosos. 4.2.2. Deslizamiento. Desplazamiento rápido y masivo de materiales por una vertiente que puede presentarse catastróficamente. Es preciso que exista una superficie de deslizamiento que facilite la acción de la gravedad. Pudiendo consistir en el plano inclinado de una falla o un plano de estratificación, que produce deslizamiento en capas. En terrenos arcillosos se da con hundimiento. El deslizamiento toma un perfil curvo y la masa hundida se fragmenta en bloques que buzan en sentido contrario a la pendiente. Los desencadenantes pueden ser: precipitaciones copiosas, movimiento sísmicos o perforaciones artificiales. En 1913, se produjo la destrucción de Errazu, en Navarra, que quedó sepultado bajo un deslizamiento. Es un fenómenos universal. Se da en todas las regiones climáticas. El roquedo, la composición y estructura y la vegetación, son factores esenciales para que se produzca este movimiento.

4.3. La arroyada. Situado entre movimientos de materiales por las vertientes y la labor erosiva de aguas encauzadas. Labor que realiza el agua que corre sin canalizarse. Es un fenómenos temporal y se da en pendientes de cierta inclinación y en áreas interfluviales poco inclinadas. Se produce cuando el agua circula libremente por la superficie de la vertiente. Adquiere varias formas: - Concentrada. Resbala en forma de regueros. Llegan a marcarse profundamente. Tienen a formar cárcavas, un modelado de crestas agudas. - Difusa. Discurren forma de hilos sinuosos y cambiantes que cualquier objeto puede desviar. Su capacidad de arrastre se limita a partículas finas. - Laminar. El agua resbala formando un manto continuo. Barre la superficie arrastrando y distribuyendo elementos sueltos de diversos tamaños. Sheet flood. En zonas áridas y secas hay ejemplos de su actuación, reducido a espacios muy concretos. En regiones templadas, salvo localizaciones de montaña, no es destacable. En zonas frías y tropicales húmedas, no resulta tampoco importante. Como resultado se da una acción morfogenética importante, en la que se encuentran todos los elementos que caracterizan la erosión: ablación, transporte y sedimentación. Cuando actúa de forma concentrada es erosión lineal que forma cárcavas y pequeños barrancos (bad lands/malas tierras). Cuando es difusa, rovoca una red de pequeños surcos poco profundos y si traslada elementos de cierto calibre, forma pedregales. Tiene como resultado un modelado de rampas al pie de zonas de relieve denominados glacis. De poca pendiente, sobre la propia roca (glacis rocosos) o materiales detríticos (glacis de acumulación).

Capítulo 11. Modelado de relieve por acción de las fuerzas externas II. La erosión. 1. Introducción. La erosión: definición y enfoques de estudio. Los materiales que resultan de la alteración de rocas, son transportados a zonas de sedimentación marina o continental por variados agentes y de forma diversa. La erosión consta de tres actos: el desgaste de los materiales que provoca pérdida del relieve y disminución de volumen; el desplazamiento de los materiales desgastados y la acumulación al aire libre o en el fondo de las aguas en un proceso de sedimentación. Se produce, por tanto, destrucción y construcción del relieve. Viers diferenciaba en el proceso de erosión: - Agentes de erosión. Dan forma la modelado. Unos poco visibles, como en la meteorización, y otros visibles, como el agua. - Procesos de erosión. De formas diversas. Lo de determinados procesos vinculados a un clima determinado, son zonales y los similares en diversos climas son azonales. - Sistemas de erosión. Evolución de un modelado concreto en un dominio particular con determinados agentes. Hay combinaciones regionales relacionados con el clima. Se les llama también sistemas morfológicos. 1.1. Los conceptos de ciclo de erosión y erosión normal de Davis. Se considera a William Morris Davis, siglo XIX, como fundador de la Geomorfología. Estudió las características y evolución de la superficie terrestre. La ciencia de las formas de relieve se plantea un objeto, vocabulario y métodos propios. Davis elaboró una doctrina, expuesta en el siglo XIX, en torno al ciclo de erosión y la erosión normal. El ciclo de erosión se basa en una corriente evolucionista que concibe el relieve terrestre como resultado de una evolución: una región caracterizada por un relieve pronunciado, a partir de los ríos y la dinámica de las vertientes, dejaría la zona reducida a un relieve insignificante. Un cambio brusco podría provocar un levantamiento de la zona, que originaría un nuevo ciclo erosivo. En la evolución distinguía tres etapas: juventud, madurez y vejez. La erosión normal tiene el papel fundamental en la evolución. Lo consideraba ejercido por los cursos de agua. Por tanto, la erosión normal es fluvial. El modelo propuesto resultaba claro, sencillo y convincente y tuvo varias readaptaciones del autor y sus discípulos. 1.2. Los sistemas morfogenéticos. La Geomorfología supuso una nueva forma de explicar el modelado terrestre. Los grandes arrasamientos no son resultado de ciclos de erosión normal sino actuación sucesiva de sistemas morfogenéticos relacionados con variaciones bioclimáticas. La erosión se produce como un sistema de procesos elementales. Dependiendo de la frecuencia y la eficacia,unos procesos son dominantes y otros, auxiliares. Un sistema morfogenético es un sistema de relaciones entre procesos, dominantes y subordinados, que actúan condicionados por factores y dependen de: las características delas rocas, la topografía, el clima y la vegetación. 1.3. Los grandes agentes de erosión. EL agua encauzada y el viento son los grandes agentes capaces de realizar procesos morfogenéticos. Los seres humanos también inciden por su elevado poder tecnológico. 1.4. Acción erosiva ejercida por las actividades humanas. Los hombres, desde la aparición de la agricultura en el Neolítico, ha constituido una forma de erosión que no ha parado de incrementar sus efectos. Se habla de erosión antrópica. Por ejemplo, el desencadenamiento de movimientos en vertientes, por deforestación, para la construcción de una carretera. En ocasiones, hay efectos de grandes dimensiones que resultan muy dañinos. Otra manifestación se da por acumulación de residuos no fértiles que esterilizan grandes superficies. Aunque el hombre, a escala geológica, lleva muy poco tiempo en la Tierra y los efectos de su actividad son efímeros en comparación a los fenómenos geológicos, las crisis morfogenéticas que el hombre provoca son trascendentes para nuestro futuro en el planeta. La explotación agraria es la causa principal de erosión antrópica y primera causante de la degradación de la vegetación espontánea. La agricultura de mercado es mucho más agresiva que la tradicional y lo será tanto más si triunfa el uso de biocombustibles.

La construcción de infraestructuras, equipamientos y explotaciones mineras, da lugar a desequilibrios, degradaciones y destrucciones de notable importancia. La erosión antrópica tiene grandes consecuencias para la vida humana aunque no modifica el aspecto del relieve. 2. Dinámica y morfogénesis fluvial. Formación del relieve terrestre en combinación entre erosión areolar y la erosión lineal. Las aguas corrientes completan el ciclo hidrológico de la superficie. Prácticamente su totalidad continental cuenta con aguas corrientes, incluso las zonas desérticas. Sólo son excepción las regiones permanentemente heladas. 2.1. Torrentes y uadis. Si no existe aporte de agua de fuentes, la circulación resulta esporádica, siendo actividad espasmódica. Un torrente es un curso de agua corto y cauce fijo, acusada pendientes y forma temporal. Es episódico, pudiendo quedar seco durante parte del año. Consta de tres partes: - Cuenca de recepción. Parte alta en forma de embudo. Se forma en laderas con agua de barrancos. Cada aporte de lluvia la ensancha y profundiza. La erosión dominante es la excavación. - Canal de desagüe. Zona media, inscrito en una garganta. Excavación y erosión lateral, predomina el transporte. - Cono de deyección. Se suaviza la pendiente a llegar al valle, pierde velocidad, deposita la carga y se reparte en canales divergentes. La actividad de modelado se produce durante la crecida, cuando el flujo es extremadamente turbulento. En la cabecera del torrente va desplazándose, en sentido opuesto, la corriente, dando lugar a una erosión remontante. Los uadis son cursos de agua intermitentes de regiones áridas, con lechos bien definidos y por cuyo fondo circulan canales anastomasados (bifurcación), rodeados de piedras o arena, en los que se puede desarrollar una vegetación de carácter estepario. Pueden organizarse en redes. Las orillas se atenúan hasta desaparecer, transformando el uadi en canal. Llegan al mar manteniendo un caudal permanente pero débil y terminan en depresiones cerradas, desapareciendo por infiltración. 2.2. Los ríos. Corrientes de agua permanentes que circulan por un lecho y e organizan en redes, realizando erosión, transporte y acumulación. La actividad y sus características están condicionadas por factores físicos y biogeográficos. Los primeros determinan el caudal y el régimen del río. Los principales son los climáticos. Recibe las precipitaciones de su cuenca. Una parte se evapora y otra se infiltra en el terreno desde donde llega al río a través de fuentes. El caudal resulta la suma del agua de las precipitaciones más la aportada por las fuentes, menos la infiltración y la evaporación. Esta puede variar a lo largo del año. Las zonas templadas presentan mayores variaciones. Otros factores físicos son: - Altitud. Condiciona las características climáticas y el volumen y forma de las precipitaciones. - Pendiente. Incide en mayor velocidad y capacidad de carga, mayores cuanta más inclinación. - Exposición a los vientos. Posibilidad de precipitaciones. - Naturaleza del roquedo. Actúa como regulador de la corriente y determina las características de los materiales que el río transporte. La vegetación es el principal factor bogeográfico que intercepta la precipitación y regula los aportes y frena las crecidas. La acción del hombre, voluntaria o involuntaria, interviene en la roturación y puesta en cultivo de tierras, la tala de bosques, la construcción de embalses, la contaminación, etc. 2.2.1. Redes y regímenes fluviales. Los cursos fluviales se organizan en redes estructuradas que aseguran el drenaje de una cuenca. La cuenca hidrográfica es la superficie cuyas aguas afluyen a un mismo río. Las divisorias de aguas marcan el límite entre aguas que van a un río y las del adyacente. El río se forma con la concentración de la escorrentía de toda su cuenca. Hay que hacer distinción entre cuenca teórica, que comprende todos los drenajes aunque estén secos, y cuenca circulante, recorrida por ríos activos. Las redes de drenaje están formadas por un colector principal y sus afluentes, su importancia se mide por el número de elementos que la componen. Las formas de drenaje son variadas. Desde las jerarquizadas a las anárquicas, de tipo paralelo, reticuladas, radiales, rectangulares, etc. Muy característica es la dendrítica, cuando la red de afluentes dibuja una forma arborescente. El trazado está condicionado por la estructura geológica, la litología y la tectónica.

Los ríos presentan un régimen fluvial. Hay tres tipos principales: - Glaciar. Zonas de alta montaña con nieves perpetuas y glaciares. Precipitaciones en forma de nieve, con aguas bajas en invierno y altas tras la fusión de estas. Caudales muy altos durante unas semanas. - Nival. De montaña, con máximos de caudal en junio. En llanuras de clima fríos continentales. La fusión de las nieves de invierno es la principal fuente de alimentación. En primavera puede tener fuertes lluvias con crecidas catastróficas. - Pluvial. Precipitaciones líquidas. Puede ser oceánico, con lastas aguas en invierno, o tropical, con oscilación anual de caudal, cuanto más acusada sea la estación seca. En clima ecuatorial tienen lluvias todo el año, en clima mediterráneo se da un régimen de aguas bajas con sequías en verano. Los ríos presentan regímenes complejos. 2.2.2. Labor erosiva de los ríos. El río tiene una potencia neta, positiva, negativa o nula, que controla el sentido de su capacidad erosiva. La erosión lineal modela la forma inicial del cauce. Se concibe el río como corriente que fluye sobre el cauce o talweg y sobre lechos, dando importancia a la forma del lecho y al carácter turbulento de a corriente. La acción del río consiste en tres procesos de erosión, transporte y acumulación de materiales. Transporte de materiales por las aguas corrientes. Esos materiales constituyen la carga o caudal sólido caracterizado por su masa y su calibre. La cantidad que el río transporta por unidad de tiempo define la capacidad del río y la masa de elementos más gruesos define su competencia. Cuanto mayor sea la turbulencia, más grande será la capacidad de movilizar materiales y de mayor tamaño. La carga varía notablemente en volumen y calibre. En el curso alto de más pendiente, se movilizan bloques grandes; río abajo, disminuye el tamaño de los materiales, por decantación y desgaste. Acción erosiva del río. Llevada a cabo por: - Corrosión. Acción disolvente y química sobre los materiales. - Acción hidráulica. Pérdida de cohesión y arranque que pueden ser barridos río abajo. - Abrasión. Desgaste del fondo y las paredes, que puede ser de importancia, configurando los pilancones o marmitas de gigante sobre el lecho rocoso. - Desgaste o rozamiento de los materiales. Se redondean, pulimentan y desmenuzan. El trabajo erosivo se lleva a cabo por la turbulencia. Formas de modelado resultante de la acción erosiva fluvial. Los ríos circulan en un lecho que es la parte más excavada de los valles o depresiones drenadas. Se distinguen: - Lecho mayor. Máximo que puede ser ocupado por el agua. En períodos de aguas altas, ocupan el lecho mayor periódico, con perfil alomado por los resaltes de ribera, que marcan los límites del lecho menor. Cuando se producen crecidas se denomina lecho de inundación, llanura de inundación o llanura baja aluvial. - Lecho menor. O lecho ordinario. Se concentran aguas de estiaje, delimitadas por márgenes o resaltes de ribera. - Canal de estiaje. Sector siempre sumergido. De trazado sinuoso que presenta en cada curva un sector más profundo, llamado surco. El fondo está constituido por la roca in situ, cubierta por materiales transportados. Del nacimiento a la desembocadura, el río modela un perfil longitudinal, una curva cóncava hacia el cielo. En el recorrido, disminuye su pendiente según aumenta su caudal. En su evolución consigue el perfil de equilibrio como una curva regularizada entre la capacidad de transportar la carga y la de acumulación. En esta, el perfil tiene equilibrio, tendente a suavizar las pendientes y a aumentar las suaves. El punto más bajo del río es su nivel de base, que marca el límite del trabajo erosivo del río. Meandros y saltos de agua. Los meandros son >. Se producen en tamos fluviales de actividad erosiva similar o superior a la de acumulación. Los meandros se presentaban en series de diverso número, no aislados. Se forman por la combinación sistemática y alternante de una acción de zapa en una imagen y la de acumulación en la opuesta.

En cualquier curso de agua hay una lámina de máxima velocidad donde el flujo es mayor. Si es rápida y agitada, la lámina se hace ondulante y se acerca a los márgenes alternativamente, impactando en puntos diversos. Ejerce una labor de zapa mientras que en el margen de enfrente se produce acumulación de materiales con volumen equivalente al excavado. Puede producirse un equilibrio o reactivarse incrementando su labor erosiva, exagerando la curvatura del meandro primitivo, que queda abandonado por la corriente. Los lechos de meandros se forman sobre zonas de la sedimentación de los ríos: llanuras aluviales. En el lecho del río se dan accidentes cuando se ha de salvar un brusco desnivel. Son saltos de agua. Si son de grandes dimensiones y forman cascadas y si son de gran desnivel y con mucho caudal, cataratas. Se forman como consecuencia de la tectónica por cambios del nivel de base del río o diferencia de dureza en los materiales. Tienden a retroceder aguas arribas y a suavizarse, sufren desplomes por horadamiento de la base del escalón. Si la erosión es fuerte, el río adopta la forma de rápidos con carácter torrencial. Las formas producidas por acumulación. Los ríos transportan materiales de calibres variados que sólo llegan a regiones oceánicas, quedando depositado en los continentes. Se denomina aluviones. La forma más sencilla son los conos de deyección al final del canal de desagüe. Los conos aluviales tienen forma triangular con el vértice superior en la boca del valle y el lado opuesto apoyado en las tierras bajas. Se forman por corrientes intermitentes en regiones áridas y semiáridas. Las llanuras aluviales son franjas llanas y de dimensiones variante sobre aluviones depositados por cursos fluviales. El río corre por un canal y sólo las inunda esporádicamente, depositando aluviones. Constituyen terrenos fértiles o vegas. Aparecen interrumpidas por escalones llamados terrazas aluviales; las más antiguas son más elevadas y las más recientes, las más cercanas al río. Se fundan en factores climáticos. Las glaciaciones del Cuaternario con sus períodos interglaciares serían las causantes. Presentan varias formas: encajadas, desarrolladas sobre materiales aluviales; escalonadas, talladas sobre roca in situ; simétricas, todos los niveles a ambos lados del río y asimétricas, si el grado de conservación es diferente en cada lado. Son zonas valoradas aptas para el cultivo, el emplazamiento de ciudades, etc. Por encima de la terraza más alta aparece una superficie cubierta por canturrales: raña. 3. Morfogénesis litoral. La zona costera constituye un medio con características propias. Participa en todas las zonas climáticas, se considera azonal. El principal agente modelador es el agua, actuando en forma esencialmente horizontal. Litoral se refiere a esta franja mientras que costa se aplica a la zona que desde el nivel de la bajamar se extiende tierra adentro. 3.1. Acción erosiva del mar. 3.1.1. Acción mecánica, química y biológica. Corrientes y mareas con acciones mecánicas importantes. Las olas producen un violento movimiento de agua, seguido de un retroceso. La brusca liberación de energía hace que la ola actúe contra la costa. El choque se introduce en los huecos llenos de aire, provocando pequeñas explosiones y en el retroceso una succión. Las rocas y partículas realizan ametrallamiento y abrasión. Las corrientes arrastra partículas en suspensión. Las mareas someten a constante movimiento al agua, especialmente en bahías y costas recortadas. El agua marina produce disolución en rocas calcáreas. En rocas no calcáreas, la hidrólisis da lugar a oquedades. Los animales y las plantas que viven sobre las rocas actúan mecánica y químicamente sobre ellas. En la costa, el agua, por acción hidráulica, arranca materiales y los transporta. Las olas corroen las rocas y abrasan los materiales. Por último, se produce corrosión por los componentes químicos. 3.1.2. Alternancia de sumersión y emersión. En las rocas capaces de absorber agua, supone cambios constantes de volumen y de temperatura. Al retirarse el agua, la evaporación hace que las sales se cristalicen sometiendo a las rocas a cambios de presión. En este proceso hay una renovación del agua en contacto con la roca.

3.1.3. Influencia del medio. El medio bioclimático del litoral condiciona las características y afecta a su evolución. La circulación atmosférica influye en la génesis de las olas y corrientes. En latitudes medias con mares más agitados, habrá más acción abrasiva, mientras en latitudes bajas de zonas cálidas predominarán la erosión química y biológica. Respecto a temperatura y salinidad, en los mares fríos de altas latitudes se produce gelifracción mientras en los cálidos es importante la acción química y biológica. Según las características climáticas, los sistemas morfogenéticos y los materiales rocosos, ofrecerán materiales en diverso estado. En regiones tropicales húmedas hay alteraciones químicas de rocas, mientras en regiones frías hay materiales fragmentados y fisurados en bloques. Influye el grado de humedad, la temperatura, los ritmos estaciones de ambas y la vegetación. Dependiendo también del clima, varían los materiales que llegan a la costa procedentes de erosión continental.. Otro facto determinante es la estructura litológica y tectónica del roquedo. 3.2. Principales formas litorales de erosión. 3.2.1. Formas de ablación. Dos formas principales: El acantilado. Escarpe litoral modelado por la acción marina. En zonas montañosas, volcánicas, en macizos antiguos y afloramientos de rocas duras en cuencas sedimentarias. La variedad depende del tipo de roca, su estructura geológica y su forma de modelado. Tienen pendiente y su altura varía desde pocos metros hasta centenares. Distingue acantilados vivos y muertos, según estén batidos por el agua y sigan retrocediendo o queden separados por acumulación de sus propios materiales erosionados que no han sido evacuados por el mar. Los falsos acantilados tienen un origen ajeno al mar, sólo están modelados por el mar en la base. Las plataformas de abrasión se desarrollan al pie de los acantilados, entre la pleamar y la bajamar. Tienen forma de rampa, de anchura variable, con pendiente dependiente del calibre de los materiales. No son lisas sino accidentadas y terminan en terraza de acumulación sobre la que se desarrolla una playa. Las dos formas van unida combinando la acción mecánica con la química, ayudada por las características de la roca. A menudo, se producen derrumbamientos que acumulan bloques al pie del mismo. Pueden desarrollarse a notable velocidad. 3.2.2. Formas de acumulación. La playa es la más común, por acumulación de materiales detríticos. Las más importantes se forman en ares con mareas acusadas y las hay en algunos lagos. Están formadas por arenas, gravas y cantos sueltos, de aportes continentales de los ríos, que son triturados y acumulados y las olas los transportan y depositan. La superficie aparece accidentada por pequeños surcos, conocidos como ripplemarks, producidos por las olas y corrientes. Presentan un perfil transversal, cóncavo, y una pendiente suave. Una parte está siempre cubierta por agua y afectada por oleaje, otra sólo se cubre en la marea alta. La tierra suele culminar en una elevación llamada cresta de playa con materiales más gruesos. Detrás puede haber un acantilado o zona de dunas, construidas por el viento. Son móviles aunque con tendencia a ser fijadas si la vegetación prospera sobre ellas. Hay varios tipos de playas, desde adosadas a la costa en forma de arco, entre promontorios rocosos, en ensenadas abiertas; a rectilíneas, al pie de acantilados, que se desplazan fácilmente movidas por corrientes. Se forman playas como islotes o escollos, en la cara opuesta a la dirección de la corriente. Formas las colas de cometa a partir de islotes cercanos a la costa y pueden formar tómbolos, uniones entre el islote y la tierra firme. Se dan acumulaciones de arena en costas bajas de zonas llanas. por el arrastre de materiales de playas adosadas. Están sumergidas, pero aparecen en superficie. Constituyen las barras costeras, oblicuas a la costa, a veces cerrando una bahía convirtiéndola en laguna que mantiene una abertura (grao) con el mar abierto. Las de mayor extensión son cordones litorales. Se sedimentan también limos, que dan lugar a zonas pantanosas y marismas. De composición principalmente arcillosa, proceden de erosión marina sobre la costa y de aporte de los ríos. Forman una llanura baja en fondos de bahía y zonas más o menos resguardadas. La parte más exterior es pantanosa y se cubre con la marea. En regiones tropicales se forman aquí los manglares, con árboles de enormes raíces. La marisma es una llanura de acumulación litoral susceptible de ser explotada agrícolamente. Es más elevada que la zona próxima al mar, por lo que dificulta la evacuación de las aguas continentales. El hombre ha actuado sobre estas tierras. Muy conocido es el caso de los polders de Holanda. En la desembocadura se encuentran aguas dulces continentales con aguas marinas.

Los deltas son formaciones originadas por acumulación de materiales en la desembocadura de ríos caudalosos modeladas por la acción marina. Su evolución es compleja. Los elementos más gruesos son depositados cuando la corriente, al llegar al mar, pierde velocidad. Forman capas de fondo y frontales sobre las capas superiores. Los estuarios son desembocaduras en las que el río forma un gran canal. Se forman en mares de grandes mareas (Amazonas). Presentan formas variadas. Los arrecifes coralinos procede de restos de seres vivos. Son acumulaciones de esqueletos. El armazón está formado por políperos y en las partes vivas coexisten animales y plantas interdependientes. Es una biocenosis que se da en aguas a más de 18 ºC, claras, bien oxigenadas, con luz y salinidad por encima de 27 por mil. Sólo son posibles en mares tropicales que no estén recorridos por corrientes frías. 3.3. Tipos de costas. Davis distinguía dos tipos básicos: de hundimiento y de emersión, además de uno neutro, sin variación entre nivel del mar y del continente. Coque distingue costas primitivas y evolucionadas: TIPOS DE COSTA Primitivas. Condicionadas por la Poco afectadas por la tectónica o la litología. acción marina.

Tipo pacífico. Longitudinales. Estructuras plegadas o falladas en la misma dirección que la costa. Tipo atlántico. Transversales. El litoral corta de forma ortogonal los accidentes estructurales. Volcánias. Islas, golfos y cabos por presencia de cráteres, coladas y volcanes. De calas y mogotes. Escotaduras y vertientes acusadas. Regiones kársticas. Sumersión de cañones, cuevas y pináculos.

De formación subaérea. De rías. Inundación del valle bajo de un curso costero. De fiordos. Penetración del mar en un valle glaciar sobreexcavado. Evolucionadas. De ablación. La acción marina, principal causante de modelado. De acumulación.

Acantilados. En océanos agitados por fuerte oleaje, zonas montañosas o antiguos macizos. Lidos. Lagunas con cordones litorales de arenas, paralelos a la costa, e el que se abren pasos. Marismas. Llanas y bajas. Manglares. Deltaicas. Grandes depósitos producidos por los ríos en la desembocadura. Dunares. Acumulación de arenas. Coralinas. Esqueletos de corales construyen la costa.

4. Dinámica y morfogénesis glaciar. 4.1. Las glaciaciones. La Tierra ha conocido períodos glaciares, en los que la persistencia del frío dio lugar a cubiertas de hielo. Se han datado cuatro glaciaciones en el Cuaternario: Günz, Mindel, Riss y Würm. Desde esta última, el clima es más templado. No hay teoría que explique las causas de las glaciaciones, aunque barajan hipótesis como cambios en los movimientos terrestres, composición de la atmósfera, radiación solar, etc. Durante las glaciaciones se produjo un descenso del nivel de las aguas oceánicas. Los continentes sufrieron un hundimiento. Con la fusión de los hielos se elevó el nivel del mar y ascendieron los bloques continentales, dejando huellas en el paisaje donde se aprecian costas levantadas y zonas sumergidas. 4.2. Formación de los glaciares. El hielo glaciar se forma a partir de acumulación de nieve constituida por cristales microscópicos de agua sólida de muy baja densidad. Su peso la apelmaza y origina la nevé o neviza, y posteriormente, hielo. Para ello, deben existir precipitaciones suficientes y que superen a la evaporación en la época más cálida. 4.3. Tipos de glaciares. 4.3.1. Glaciares regionales. También llamados inlandsis. Enormes extensiones de hielo, de perfil convexo en forma de casquete. Quedan visibles las cumbres más altas no cubiertas por el glaciar que emergen como islotes, llamados nunataks. Se mueven desde la zona espesa del hielo hasta el mar, donde penetran formando acantilados de hielo llamados icebergs. Los actuales están sobre la Antártida, con 13 millones de km² y 4.270 m de altitud y sobre Groenlandia, con 1'8 millones de km² y 3.420 m. Suman el 99% de a masa de agua en estado sólido del planeta. Tienen temperaturas entre -25 ºC y -40 ºC. 4.3.2. Glaciares locales. Numerosos, pero más pequeños, menos espesos y más variados en forma. En áreas de montaña. Se adaptan a la forma del relieve. Llamados de casquete, de plataforma, de fiell o escandinavos. Cubren superficies de cumbres por encima de nieves perpetuas. Los glaciares alpinos o de valle son los más conocidos. Sus características son extensivas a todos los glaciares de montaña. Se forman en zonas con importantes precipitaciones de nieve. Constan de una zona de recepción y acumulación llamada circo, deprimida entre paredes rocosas, por encima del nivel de las nieves perpetuas, aprovechando un valle fluvial o lengua de hielo que se encaja en el valle y alcanza decenas de km. Son ríos helados con afluentes hacia el cauce principal. Algunos salen del valle y se expanden por lóbulos o glaciares de piedemonte. Por ejemplo, Malaespina en Alaska. En zonas montañosas que sobrepasan poco el nivel de las nieves perpetuas, se forman glaciares pirenaicos o de circo, de pequeño tamaño y corta lengua. 4.4. Flujo glaciar. La masa de hielo de los glaciares se mueve, lo evidencian los signos externos como la formación de grietas y los avances y retrocesos del frente. Se desplazan lentamente y sin turbulencia. Comienza cuando el hielo tiene un espesor de 15 m y existe una pendiente de 10º. Los glaciares de valle no alcanzan más de algunas decenas de metros al año. En estos se produce la ablación: fusión y evaporación de la nieve y el hielo. 4.5. Labor erosiva del glaciar. Se reproduce a partir de las huellas de la acción de los ya desaparecidos. En su movimiento, al pasar sobre rocas diaclasadas, es capaz de arrancar y arrastrar fragmentos de ellas. Se acumulan en el hielo y lo convierten en una lima gigantesca que actúa por abrasión, produciendo estrías y acanaladuras en el fondo y las paredes, que son afectados, aplanándose y estriándose. Sobre rocas cristalinas y calizas compactas, se produce un efecto de pulido. En las fisuras y grietas produce gelifracción. En el fondo puede producirse una sobreexcavación, movilización y desalojo de fragmentos del glaciar que dan lugar a una profundización del lecho. La labor erosiva del glaciar es más intensa en los desniveles del lecho. En la erosión tienen importancia varios factores: - La pendiente. - La alteración tectónica y periglaciar a que estuvo sometido el roquedo antes del glaciar. - La resistencia en la roca subyacente. - El espesor del hielo y la velocidad de desplazamiento. - El volumen y abundancia de los fragmentos transportados.

Respecto a la labor erosiva de los glaciares, unos consideran que tiene una enorme capacidad erosiva y es capaz de excavar profundamente le material preexistente, son llamados ultraglaciaristas. Otros creen que el glaciar es sólo un agente de transporte y el hielo protege el terreno que cubre, llamados antiglaciaristas. Los transaccionistas creen que el glaciar excava pero no crea topografía nueva. Las morrenas están constituidas por materiales rocosos que el glaciar arrasa. Las de superficie son alimentadas por desprendimientos. Más abundantes en los bordes las laterales. En el fondo, transcurre la de fondo, en contacto con el lecho y la interna en la masa de hielo. En el frente se forma morrena terminal o frontal. 4.5.1. Formas de relieve resultante de la acción glaciar. Formas de acumulación. Cuando los hielos desaparecen o retroceden, se produce un depósito que con las corrientes de agua de fusión producen el deshielo. Las acumulaciones son importantes, de hasta 100 metros, llamadas till o tillitas. Formadas por materiales poco desgastados, con estrías, reflejan el roce entre sí y aparecen desordenadas. De la acción de los inlandsis son característicos los barros glaciares: materiales heterogéneos, irregulares, de diversos tamaños y empastados. Las morrenas se convierten en depósitos al desaparecer el hielo. La situada en el frente es la morrena terminal, que forma arcos de materiales acumulados, en resalte. Tras ella aparecen sucesivas que indican que la retirada del glaciar se produjo en etapas. Son las morrenas de retroceso. En los glaciares de valle, cerrándolo y prolongando laderas, están las morrenas laterales. En llanura glaciares se observan formaciones de colinas llamados drumlin. Aparecen otros depósitos en cuya formación tienen parte activa las corrientes de agua. Por delante de la morrena terminal, se forman llanuras fluvioglaciares, de suave pendiente y tosca estratificación de depósitos. A veces ocupadas por lagos. Los lagos se asocian a los glaciares. Se dan en montañas donde hubo glaciares locales y llanuras cubiertas por inlandsis cuaternarios o verdaderos mares interiores. Se depositan materiales procedentes de los glaciares llamados varvas. Formas mayores de modelado. Circo glaciar. Depresión semicircular rodeada de paredes abruptas, agrupados. Entre dos próximos sólo hay un farallón de roca denominado arista. La desaparición que confluían en un punto, da lugar a la forma reina de las montañas: el horn o cuerno. Valle glaciar. Antiguo valle fluvial transformado por la ocupación de la lengua glaciar. El hielo produce un desgaste, ensanchamiento y profundización que transforma el perfil en V en forma de artesa o en U. Presentan rasgos característicos: - Perfil longitudinal. Irregular. Sucesión de cubetas separadas por umbrales. Con frecuencia sobreexcavadas y albergando lagos. - Perfil transversal. Forma de U. Irregulares, llamados hombreras. Son lugar de asentamiento de pueblos. - Micromodelado. Formado por estrías y acanaladuras que arañan la roca. Son frecuentes las rocas pulidas y aborregadas. - Valles afluentes al valle principal. Quedan colgados por la diferente capacidad erosiva de las lenguas. Los ríos que recorren los valles se precipitan en el valle principal en cascadas. El hielo fluye en los casquetes radialmente produciendo un arrasamiento. El resultado es la formación de llanuras y plataformas de topografía suave. Los kame y esker son depósitos fluviales producidos en la fase de retroceso. En los márgenes destacan los fiordos y strandflat. El fiordo es una artesa glaciar ocupada por el mar. Los valles llegaban al mara nivel inferior. Tras el deshielo, el mar penetra por el valle. Por ejemplo, Sogne Fiord de Noruega con 200 km de largo y 1.200 m de profundidad. El strandflat es una plataforma litoral entre mar y montaña que se muestra como archipiélago. 5. El viento como agente erosivo. 5.1. Movimiento del aire. El aire se mueve de forma laminar a muy poca velocidad y turbulenta, cuando aumenta su velocidad por variaciones de temperatura o presencia de obstáculos. 5.2. Acción erosiva. Es necesario que se den determinados factores: - Topografía suave. - Materiales sueltos abundantes. - Escasa cobertera vegetal. - Poca humedad.

5.2.1. Deflacción. El viento realza labor de barrido. Las partículas más pequeñas son transportadas en suspensión y las de mayor, por saltación y rodamiento. Para valorar la importancia del transporte eólico se estima el caudal sólido del viento, que corresponde al volumen de arena que atraviesa una sección vertical de un metro de anchura y altura limitada, durante un año. 5.2.2. Abrasión o corrasión. El viento ejerce una labor erosiva directa y mecánica por el choque contra el roquedo de los fragmentos arenosos que acarrea. La corrasión o abrasión se da en las partes bajas, cerca del suelo. La acción es selectiva, cincelando los materiales según su dureza. En rocas compactas, destaca el limado y el pulido. Los cantos facetados adquieren forma piramidal. Si hay diferencia de dureza en a roca, suelen formarse alvéolos y resaltes, configurando rocas de aspecto fungiforme (rocas seta). 5.2.3. Formas de relieve producidas por la acción del viento. Depresiones de deflacción. Suaves hondonadas que se forman en zonas llanas. En climas semiáridos pueden estar ocupadas por una laguna. Si existe agua subterránea albergan oasis. Regs. Zonas llanas donde la deflacción ha actuado intensamente hasta dejar una superficie de cantos gruesos cementados por precipitación de sales, yesos y carbonato cálcico disueltos en las aguas de saturación. Dunas. Acumulaciones de arena debidas a la acción eólica. Alcanzan su mayor extensión en los desiertos. En estos, una quinta parte está constituida por arena donde el viento actúa con fuerza. Se forma cuando un obstáculo fuerza al depósito de los materiales en movimiento, generándose un montículo inicial que va creciendo. Se distingue una pendiente suave del lado del viento y una brusca en sotavento. Pueden ser: - Barcanas. Forma de media luna, cuando hay vientos constantes en una misma dirección. Movimiento de hasta 15 metros al año. - Dunas transversales. Se alinean como olas, formando ángulo recto con la dirección del viento dominante. - Dunas longitudinales. Paralelas al viento dominante. Forman colinas de cientos de metros de altura y kilómetros de longitud. En Australia constituyen los desiertos de barras de arena. Reciben el nombre genérico de erg. Fuera de los medios desérticos es frecuente que se formen dunas en zonas bajas de costa. Son móviles y amenazan a las zonas pobladas. Los hombres suelen fijarlas por medio de vegetación. Los loess cubren grandes extensiones en latitudes medias no desérticas. Formados por un polvo muy fino, transportado por el viento durante miles de años. De variada composición. Los mayores depósitos se encuentran en China con hasta 30 metros; también en América del Norte, en la Pampa argentina y en Europa. El origen varía desde arenas del desierto hasta harina de roca. Sobre estos se han desarrollado suelos fértiles negros de gran interés económico.

Capítulo 12. Geomorfología climática. 1. Breve historia de la geomorfología climática. En 1913, De Martonne introdujo el término Geomorfología Climática. En 1926, en Dusseldorf, hubo una reunión sobre el análisis de las formas de relieve en diferentes ambientes climáticos. En 1950, aparecen los primeros trabajos de Büdel y en 1977 se publica su Geomorfología climática. En 1963, propuso el término , materia en la que el objetivo fundamental es la reconstrucción del clima y los procesos que actuaron en un determinado período de tiempo. En 1980, describe las zonas morfoclimáticas como un conjunto de modelados que resultan de la acción que tienen lugar en los diferentes climas, definiendo diez zonas, a excepción de las montañas. En 1960, Birot escribe El ciclo de la erosión bajo los diferentes climas, sobre las zonas tropicales húmedas y áridas. En 1965, Tricart y Cailleux distinguen trece zonas morfoclimáticas. Otros autores fueron Lehmann, Wilhelmy, Pelter, Wilson, Stoddart, etc. 2. Clima y morfogénesis. 2.1. La influencia del clima en las formas de relieve. El clima interviene como factor limitante en la aparición, en la amplitud y el ritmo e intensidad de los procesos morfogenéticos de forma directa e indirecta. El contacto directo de agentes meteorológicos-rocas se da en climas fríos y áridos sin vegetación. A través de una cobertera vegetal y edáfica, la incidencia del clima sobre la roca es indirecta. La vegetación protege de las temperaturas, absorbe el calor y se interpone entre la caída de las precipitaciones favoreciendo el mantenimiento de la humedad y la acción desintegradora por efecto de las raíces en la meteorización mecánica. En climas fríos y áridos son abundantes los procesos mecánicos, en climas húmedos, templados y cálidos, lo son los físico-químicos y bioquímicos. Entre la relación clima y morfogénesis, destaca: - El comportamiento de las rocas depende de propiedades físicas y químicas que varían en función del sistema morfogenético. - La alternancia de la resistencia a la erosión provoca la erosión diferencial. Es distinta según el clima. - En relieves estructurales se observa diferente evolución según el clima. - No hay formas de relieve específicas de un determinado tipo de clima. La acción de los ríos es similar en todos los tipos de clima, con diferencias a considerar. 3. Paleoclimas y herencias morfoclimáticas. 3.1. Los climas del Cuaternario. En el Cuaternario se han detectado mejor los continuos cambio ambientales. A lo largo de las eras geológicas se han sucedido climas denominados paleoclimas, de los cuales algunos no se da en la actualidad. Se han podido estudiar gracias a las huellas en distintos medios: los limos marinos, las varvas glaciares, en los depósitos de cenizas volcánicas, estalactitas, suelos fósiles y restos prehistóricos, por medio del isotopo del carbono 14 y otros métodos se ha extraído la existencia de sucesivas glaciaciones. Una de las áreas de estudio son los Alpes donde se obtuvieron para Europa cuatro glaciaciones. La última terminó hace 12.000 años. Entre glaciaciones se intercalaron períodos interglaciares de clima cálido. Al sur de las áreas cubiertas por hielos se establecen períodos pluviales e interpluviales. En cada dominio morfoclimático se observan las formas vivas y otras cuya formación fue en épocas pasadas llamadas heredadas o relictas. Otros factores han influido en las formas relictas. Como la vegetación. Propiciaba o desfavorecía la erosión y daba lugar a diferentes relieves. Puede estar en equilibrio con el clima o no (biostasia y rexistasia). Además, la acción erosiva del hombre es decisiva. Cuando una forma de relieve no ha podido producirse en condiciones bioclimáticas de la región en la que se encuentra, se trata de una forma originada en el pasado: relicta. Los dominios morfoclimáticos se consideran activos o dinámicos, cuando la erosión hace desaparecer las formas del pasado; los poco activos o dinámicos contribuyen a la conservación de las formas heredadas, Entre los primeros, los más activos son los periglaciares, tropicales húmedos y de alta montaña. En los segundos, los dominios desérticos. Se produce una situación intermedia, las sabanas o estepas semiáridas. Hay formas heredadas coexistiendo con formas producidas actualmente por acción erosiva.

Pueden darse dos situaciones: - Que las formas actuales y heredadas se hayan formado bajo un mismo dominio morfoclimático, resultan homogéneas y permiten predecir cómo evolucionan las formas actuales. - Que las formas actuales y heredadas sean diferentes por haberse originado en condiciones morfoclimáticas distintas. Se pueden inferir características y extensión que alcanzaron las condiciones bioclimáticas. 4. Las grandes áreas morfoclimáticas. 4.1. Divisiones morfoclimáticas. En 1950, Peltier relaciono dos parámetros climáticos, temperatura media mensual y precipitación total anual, con cinco geomorfológicos: meteorización química, acción de la helada, erosión pluvial, movimiento de masas y acción del viento; distinguió dos elementos morfogenéticos, procesos de meteorización y agentes de transporte. Como resultado, propuso nueve regiones morfogenéticas diferenciadas por procesos geomorfológicos característicos. Tricart divide la Tierra en tres áreas: - Asia Central, África y América del sur, se desconoce la extensión de los dominios morfoclimáticos. - La división morfoclimática no corresponde con la climática, ni con la distribución de la vegetación. Es necesario que la división original represente a una categoría independiente de fenómenos naturales. - Los límites morfoclimáticas suelen ser poco precisos, con abundantes zonas de transición de grandes extensiones. Su división morfoclimática las separa en: Zona fría. Característico el hielo. La divide en dos dominios: - glaciar, circulación de agua en forma sólida. - periglaciar, escorrentía líquida estacional. Zona forestal de latitudes medias. Áreas transformadas por el hombre con formas heredadas. Las divide en tres dominios: - marítimo, de invierno suave. - continental, de invierno frío. - mediterráneo, de verano seco. Zona árida y subárida. Latitudes medias y bajas. Escorrentía intermitente y vegetación de estepa. Zona intertropical. Elevadas temperaturas, intensa humedad y escorrentía eminentemente fluvial. Dos dominios: - sabana, cubierta vegetal poco densa, arroyamiento difuso y meteorización química. - bosque, cubierta vegetal espesa, gran humedad y acción meteórica bioquímica. 4.2. La zona morfoclimática fría. 4.2.1. Dominio glaciar. Presencia permanente de hielo, nieves perpetuas o climas EF de Köppen. Ocupan el 10% de las tierras emergidas. Los procesos. El hielo ejerce una labor de ablación y transporte que suma la de las aguas de fusión. Junto a la labor erosiva actúa el viento. Predominan los procesos mecánicos. Se ven limitadas por cambios de temperatura escasos. El agente morfogenético dominante es el glaciar. Las formas resultantes. Las formas son de abrasión, ablación y de acumulación. 4.2.2. Dominio periglaciar. Áreas de clima frío cuyas temperaturas pasan por el umbral de 0 ºC y cuyo régimen de precipitaciones asegura agua suficiente para que puedan darse estos cambios de estado. Ocupa antre el 15% y el 16% de la superficie emergida. Existen suelos y vegetación escasa, insuficientes para cambiar el carácter abiótico del medio en que se desarrolla. Los procesos. Abundancia de procesos mecánicos: gelifracción, gelivación, crioclastia, disolución y alteración. Acción de la alternancia hielo-deshielo. Varía en función del tipo de roca. Esta puede sufrir microgelifracción y macrogelifracción. Es importante también la acción de la gravedad. En la formación de este modelado intervienen las características de la roca, el volumen de agua disponible, la duración e intensidad de la helada, la frecuencia y alternancia de los procesos,etc. Son predominantes en regiones frías y zonas en las que el subsuelo permanece siempre helado o se deshiela en la breve estación cálida. Se puede observar división entre regiones con pergelisol o permafrost.

Las formas resultantes. El resultado son formas características. En el modelado de las vertientes se forman conos de derrubios. Se dan vertientes de goletz, vertientes de gelifluxión y nichos de nivación que presentan conos de acumulación por crioclastia. En llanuras periglaciares aparecen los pingos. Son montículos de acumulación de hielo en el subsuelo que dan lugar a balsas de agua, pequeños lagos o cráteres de tundra. Entre llanura y montaña destacan los glacis de acumulación por aguas de arroyada. Los suelos poligonales son típicos de países árticos. Son formaciones geométricas dibujadas por el hielo-deshielo alrededor de un centro de diferentes tamaños. El césped almohadillado son montículos de tierra recubierto de escasa vegetación. Otro fenómeno es el pipkrake: son columnas de hielo que llevan en su cima partículas de tierra que al derretirse son transportadas. Este fenómeno es la causa de los suelos poligonales y el embolsado nival. Más formas debidas al viento son los campos de piedras, la formación de dunas o la acumulación de loess. Tipología de dominios periglaciares. Presenta variedades: - Desierto de gelivación. En altas latitudes y sin vegetación. Crioturbación y crioclastia. - Tundra. Climas suaves y húmedos. - Zonas de transición: aparece el bosque con permafrost. Podemos encontrar formas periglaciares relictas en actuales zonas templadas. 4.3. La zona morfoclimática de latitudes medias. La zona templada se localiza entre la tundra y los desiertos subtropicales. Predominan la vegetación natural de bosque. El domino templado-húmedo se denomina dominio forestal de latitud media: climas tipo Cf, Cs, Df, Dc de Köppen. Temperaturas moderadas, pluviosidad media o alta distribuida regularmente, suelos bien desarrollados y vegetales de mediana o alta densidad forestal. La vegetación hace que el modelado y la erosión se atenúe por ellos. Predominan los procesos químicos sin excesiva intensidad. El bosque frena las acciones mecánicas y las temperaturas moderan las acciones químicas. Favorecen la conservación de paleoformas cuaternarias, por lo que el relieve de hoy son formas heredadas del pasado. 4.3.1. El dominio marítimo. Régimen de precpitaciones regular a lo largo del año y temperaturas suaves con reducida amplitud térmica. La acción del hielo es reducida y los ríos presentan regímenes regulares anuales (Cf de Köppen). Los procesos mecánicos son escasos y predominan los procesos químicos poco activos. 4.3.2. El dominio continental seco. Clima contrastado de inviernos fríos. Temperatura con gran amplitud. Precipitaciones menos abundantes, alternando hielo y aridez. Climas Da y Db de Köppen. Suelos extensos poco desarrollados y cobertera vegetal de matorral (estepa). Procesos mecánicos importantes. 12% de superficie continental. 4.3.3. El dominio templado mediterráneo (tibio). Dominio templado mediterráneo o subdominio mediterráneo (Csa de Köppen). Alternancia de estaciones secas y húmedas, provocando dilataciones y retracciones hidroclásticas y superficies de discontinuidad hídrica. Los ríos con épocas crecidas y estiajes. Las precipitaciones a veces son intensas y concentradas. Acción de los procesos mecánicos predominando químicas y bioquímicas. 4.4. La zona morfoclimática árida o xérica. Sequía o balance hídrico deficitario. ClimasBS y BW de Köppen. Formaciones edáficas esqueléticas y vegetación escasa y xerófila. 30% de las tierras emergidas. Desiertos subtropicales, degradación continental y costeros y de barrera. Latitudes tropicales templadas. Los procesos. Acciones mecánicas. Grandes oscilaciones térmicas diarias. Esporádica presencia de agua y rápida evaporación. Acciones químicas de disolución-precipitación. Originan pátinas o barnices. Las mayores son llamadas costras. Aguas corrientes torreciales. El viento es favorecido por la ausencia de vegetación y sequía del ambiente.

Las formas resultantes. Glacis al pie montañoso, enlazan con un valle o depresión y se forman por ablación o acumulación, como resultado de la erosión aerolar o lateral del agua corriente. Los uadis son cauces o valles secos. Las ramblas son cauces típicos por los que las aguas corren sólo cuando las lluvias son abundantes. Las hamadas son llanuras planas o poco accidentadas en as que no existe disección fluvial. Todos convergen en depresiones cerradas a menor altura que el nivel del mar. Las sebjas son depresiones muy saladas, planas que impiden la vegetación, que sólo aparece en márgenes menos salados, chot. Formas debidas a la acción del viento: yardang, rocas facetadas o rocas seta y dunas en llanuras arenosas y sin vegetación. Tipología de dominios áridos. Según el déficit hídrico se establecen dominios áridos: - Semiárido o de estepa. Alrededor de desiertos y zonas áridas templadas. Climas BS de Köppen. 12% de las tierras emergidas. Agua y vegetación escasas, cubierta vegetal insuficiente por acción del hombre. - Árido. Extensiones con escasez de agua impotante. Precipitaciones locales escasas. Climas BW de Köppen. 15% de las tierras emergidas. Meteorización mecánica, erosión del viento y aguas de arroyada. Se desarrollan los glacis. - Hiperárido. 4% de las tierras emergidas. Caso más extremo de aridez. Ausencia total de precipitaciones. Procesos de meteorización térmicos (termoclastia) y por la acción del viento. Desiertos costeros con presencia de corrientes frías: meteorización química (hidratación). 4.5. La zona morfoclimática tropical. 4.5.1. El dominio tropical de selva. O húmedo. Temperaturas permanentemente cálidas. Precipitaciones abundantes. Climas Af y Am de Köppen. 10% de la superficie total. Vegetación de bosque denso o selva bajo procesos químicos y bioquímicos. Las rocas se descomponen por disolución, hidratación e hidrólisis, por precipitaciones regulares anuales. La laterización hace un suelo laterita, estéril. Las rocas provocan su descamación, exfoliación y desagregación granular. Acción de la arroyada y la reptación. Deforestación masiva con moviientos en masa. Modelados: - Medias naranjas. Pequeñas colinas semiesféricas por erosión areolar sobre material granítico. - Panes de azúcar. Erosión diferencial. Formaciones que sobresalen en una superficie plana. Se producen en rocas cristalinas con pendientes abruptas. - Pitones, domos graníticos, etc. - Mogotes y pitones kársticos. Rocas calizas. Se disuelve con aportes de CO₂ que proporciona el humus y la vegetación, dando lugar a torres sobre superficies llanas. Se asocian con dolinas y valles secos tipo polje. 4.5.2. El dominio tropical de sabana. Climas Aw de Köppen. Procesos químicos y mecánicos. Lluvias abundantes tras la estación seca, provocando arroyadas. Da lugar a la solifluxión, deslizamiento, etc. Existen escasas infiltración y lixivación y es importante la ascensión del agua contenida en el suelo debido a la extensa evaporación. Aparición de concreciones que crean corazas de gran dureza y originan plataformas acorazadas. Los ríos tienen gran estiaje en la estación seca. Transporta materiales gruesos y aumentan su papel erosivo. La actuación del hombre ha provocado la aparición en sabanas de áreas de vegetación de selva. 4.6. La morfogénesis en áreas de montaña. Relación entre altitud y latitud. Muestran escalonamiento latitudinal en pisos de vegetación y morfoclimáticos como la exposición al sol y la latitud explican esas diferencias. Con la altitud, la temperatura disminuye y las precipitaciones son más abundantes. Amplitud térmica diaria es mayor con vientos de carácter local entre valle y montaña. La meteorización física favorece la gelifracción. Las precipitaciones favorecen la escorrentía. Con bajas temperaturas y abundantes precipitaciones forman hielos y nevé, dando lugar a glaciares. Las pendientes favorecen los fenómenos de ladera. La solana recibe más calor que la umbría y los árboles alcanzan un límite mayor. El barlovento recibe más precipitaciones que sotavento con sombra pluviométrica.

4.6.1. Los pisos morfoclimáticos. Piso forestal. Parte inferior de la montaña entre 600 m en latitudes templadas y los 3.000 m en latitudes tropicales. En la península Ibérica, el límite está en 1.800 m. La vegetación actúa como filtro de agentes meteóricos y atenuando la erosión del suelo. Se dan grandes alteraciones de rocas y movimientos en masa importantes. El piso no está estabilizado, presenta variedad de modelados vivos dinámicos. Piso periglaciar. Por encima del forestal. El agente modelador es el hielo-deshielo. Varía en función de la latitud y la exposición al sol. Suele existir una capa de nieve durante gran parte del año que favorece las avalanchas y las aguas de fusión. Los procesos más importantes son la gelifracción, la gelifluxión y la solifluxión. La acción fundamental es la mecánica. Piso glaciar. Por encima del periglaciar entre los 600 m (NW de Islandia) y los 5.000 m en montañas intertropicales. Está cubierto de hielo. Este el agente de erosión, que arranca, transporta y deposita materiales produciendo grandes formas y de detalle.