TEMA 1: EL CONCEPTO DE GEOGRAFÍA.

Concepto de Geografía.

El geógrafo se muestra preocupado por la búsqueda de principios y leyes generales que permiten comprender la configuración de los paisajes terrestres y su evolución. En este sentido, hemos de comprender que la evolución histórica de la Geografía conlleva en el tiempo una paulatina reducción de su contenido, puesto que, de ser considerada en otra época la madre de las ciencias con unos objetivos que abarcaban la totalidad del Universo a través de la cosmografía y la astronomía, desde el s. XIX se reduce al estudio de una parte del planeta. Cabría significar qué parte; la más superficial de la Tierra.

Para llegar a su definición hay que partir de su etimología: Geografía (GEO - GRAFIA), que significa “descripción de la Tierra”. Este es un concepto muy antiguo y por ello se recurre a sustituir Tierra por superficie terrestre, por lo que la Geografía sería la “descripción de la superficie terrestre”.

Richthofen (s. XIX) para suplir la simpleza del término descripción la completó con el de racional, por lo que la Geografía sería la “descripción racional de la superficie terrestre”, convirtiéndose así en ciencia. Este geógrafo añadió también el concepto de paisaje, resultando la definición de “descripción razonada de los paisajes terrestres”. Por paisaje se entiende la diversidad de aspectos fisonómicos de la superficie terrestre, resultantes de la combinación de factores físicos y humanos.

Martonne (s. XIX - XX) afirmaba que la Geografía es la ciencia de la localización de los fenómenos físicos, biológicos y humanos de la superficie terrestre, averiguando sus causas, relaciones y consecuencias.

Manuel de Terán entendía la Geografía como “la ciencia del paisaje”, el geógrafo lo que busca del paisaje no es una inspiración subjetiva (como el pintor o escritor), sino busca la objetividad del paisaje. El paisaje puede ser natural, estudiado por la Geografía Física o, artificial, estudiado por la Geografía Humana.

Evolución conceptual de la Geografía Física.

La enseñanza de una ciencia no sólo presupone el conocimiento de sus contenidos, sino también de su concepto, metodología y tendencias. En toda rama del saber, estos aspectos, han ido evolucionando desde el nacimiento de la ciencia hasta la actualidad. En el fondo, lo que hoy nos llega de la ciencia es su legado científico, construido a lo largo de su evolución, donde no habrán faltado ciertas controversias. En este sentido, la Geografía Física, hasta prácticamente el s. XIX, guarda es significado etimológico de la palabra GEO - GRAFIA (`descripción de la Tierra'). Analizando la evolución conceptual de esta ciencia, podemos llegar a comprender cual ha sido su trayectoria y cuales son sus tendencias actuales.

En 1868, Huxley considera a la Geografía Física como “una descripción de la Tierra, de sus lugares, de su estructura general y de sus grandes elementos: viento, mareas, montañas, llanuras y de las principales manifestaciones del mundo vegetal y animal”. Los elementos a los que hace referencia son los que componen el medio o paisaje.

1902, Von Engeln afirma que la Geografía es “el estudio de las formas de la Tierra y de su influencia sobre el hombre”.

1909, Martonne, “la Geografía Física, como una rama de la Geografía, más que de las propiedades, debe ocuparse de las reacciones que resultan de ellas, en el contacto de los tres elementos: litosfera, atmósfera e hidrosfera, en una zona que coincide, poco más o menos, con la propia superficie de la tierra, dominio del geógrafo”.

La definición de Martonne prosigue una concepción geográfica más globalizadora que hubiera iniciado Humboldt (considerado el padre de la Geografía moderna) a finales del s. XIX.

1942, Cholley, la Geografía Física es “el estudio de las diversas combinaciones realizadas en la superficie de globo por factores físicos, combinaciones que constituyen lo que llamamos medio físico”.

1951, Strahler, “la Geografía Física es, simplemente, el estudio y unificación de un cierto número de ciencias de la Tierra que nos permiten penetrar, de una manera general, en la Naturaleza del medio que rodea al hombre”.

Ciencias como la geología (geomorfología), biología o zoología (biogeografía), oceanografía o hidrología (hidrogeografía) y meteorología (climatología).

1959, Birot, la Geografía Física como “el estudio de la epidermis de un ser único: la Tierra, se trata de la epidermis de los paisajes naturales tal y como aparecerían a simple vista ante un espectador que recorriese el globo antes de toda intervención humana”.

1978, Price, “los geógrafos físicos deberían preocuparse del estudio de la totalidad del medio natural”.

De todas las definiciones se deduce que ha medida que ha ido evolucionando la Geografía Física, se ha ido perfilando su objeto de estudio con más precisión. En este sentido parece un acuerdo generalizado de considerar al medio natural como el objeto de la Geografía Física, el problema quizá radique en definir qué se entiende por medio natural. Desde las concepciones de la Geografía Regional tradicional en las que este se interpretaba como mero marco físico de las cuestiones sociales, hasta la concepción sintética actual en la que el concepto de medio natural se amplía según las consideraciones de Bolós (1981) para quien el paisaje “permite resolver el dilema de la relación entre la Naturaleza y la sociedad”. El paisaje constituye un terreno en el que será más fácil entablar un diálogo con la Geografía Humana

Hoy en día, cuando cada vez resulta más difícil de establecer los límites entre lo natural y lo humano, parece que en el término paisaje podemos encontrar la solución deseada.

Concluimos estas reflexiones conceptuales con la definición del profesor García Fernández para quien “la Geografía tiene por misión el conocimiento de cómo se ha organizado la superficie terrestre por las sociedades humanas a partir del medio físico, en el cual el relieve tiene una importancia muy superior a la que se le concede hoy en día. La Geografía es, por tanto, una ciencia de visión antropocéntrica cuando no una verdadera ciencia humanística, ya que la superficie terrestre es, en definitiva, obra del espíritu humano, tanto en sus ideales como en sus necesidades”.

Ramas de la Geografía Física.

A lo largo de las distintas concepciones que hemos visto de la Geografía Física como ciencia integrada, es posible reconocer una serie de partes que, al poseer un objeto de estudio y de metodología propias, pueden considerarse también como ciencias. Son éstas la Geomorfología, la Climatología, la Hidrogeografía y la Biogeografía, que surgen de la especialización de cada una de ellas en el estudio de los diferentes componentes del medio: tierra, agua, aire y vida. Cada una de estas ciencias tiene su entidad propia y, aunque nacieron como fruto de una concepción del medio analítica, hoy es posible reinsertarlas en un sistema global en el que aparecen conexiones e interacciones que se dan de hecho en la Naturaleza.

GEOMORFOLOGÍA.

Un excelente geógrafo francés en 1965, Tricart, define la Geomorfología como “la ciencia que estudia el origen y la evolución de las formas terrestres, resultado de la interacción entre las fuerzas internas y las externas, que se encuentran en la superficie de contacto entre la litosfera, la atmósfera y la hidrosfera”.

La Geomorfología, que es la ciencia con mayor desarrollo entre todas sus afines, a finales del s. XIX posibilitó 2 orientaciones:

• Una más teórica y deductiva, escuela norteamericana, que busca un modelo explicativo de la evolución del relieve.

• Otra más relacionada con los procesos erosivos, conocida como escuela alemana.

Dentro de la primera escuela hemos de destacar a Davis, considerado el fundador de la moderna Geomorfología, puesto que su modelo explicativo fue primero uno de las primeras sistematizaciones que se hicieron en el campo de la Geomorfología. Davis aplicó el método deductivo en su teoría del ciclo de erosión, en la que se expone las 3 fases de la evolución de un relieve: juventud, madurez y senectud. Es un momento en el que la ciencia estaba muy influenciada por las ideas evolucionistas de Darwin.

Estas ideas de Davis fueron seguidas en muchos países, fundamentalmente en Francia y Gran Bretaña, pero encontraron duras críticas en Alemania con Albrecht y Walter Penck, que proponían un método más empírico e inductivo que Davis, en el que se relacionaban las formas del relieve con las condiciones del clima pasado y actual. Así los Penck pusieron el cimiento de la futura Geomorfología climática.

Dentro de este espíritu crítico es aconsejable referirse a otro geomorfólogo como Bauling, que afirmó que la configuración de la superficie terrestre es el resultado de la sucesión de ciclos morfológicos. Asimismo esta crítica se vio correspondida con las opiniones de Birot, que apoyó esta idea con la afirmación de la existencia de varios sistemas regionales o zonales en la evolución del relieve.

A raíz de estas diferentes concepciones surgen 2 líneas dentro de la Geomorfología:

• Evolucionista y deductiva.

• Inductiva y defensora de la integración de los elementos de la superficie terrestre.

Asimismo, surgieron críticas al método de Davis por parte la escuela francesa, representada por Tricart, que estableció los cimientos de la Geomorfología dinámica y climática. Influenciada por la escuela alemana, elaboró una metodología basada en el uso de técnicas de campo, laboratorio y cartográficas. Establecía en su propuesta, que en la formación del relieve intervienen tanto fuerzas endógenas como exógenas, puesto que la superficie terrestre está constituida por varios subsistemas en lo que unas veces domina la tectogénesis (endógenas) y otras veces domina la morfogénesis (erosión). Es el llamado sistema morfogenético y el morfodinámico.

La Geomorfología del s. XIX se caracterizó, principalmente a finales, por el abandono de la teoría de Davis, por otras más experimental y analítica, influenciada por las escuelas alemana y francesa, que dan cuerpo a la geomorfología climática en la que se da importancia a los planteamientos morfoclimáticos que justifican los distintos sistemas del modelado terrestre.

CLIMATOLOGÍA.

La ciencia que estudia los fenómenos meteorológicos que caracterizan el estado medio de la atmósfera sobre un punto de la superficie terrestre. Su desarrollo ha estado condicionado al de los Institutos de Medición y muy vinculado al desarrollo de la física y de la meteorología (ciencias auxiliares o afines de la climatología).

El interés que a lo largo de la Historia se ha tenido por la predicción del tiempo se remonta a tiempos muy antiguos y, en ocasiones, ha estado relacionado con magias o creencias fantásticas. En realidad, se puede decir que el estudio de la atmósfera como tal se dio a mediados de s. XIX con los trabajos de Humboldt y el gran impulso de la Climatología parece que se produce durante la I Guerra Mundial y principalmente en la II, por razones obvias. Hasta ese momento la información en este campo era escasa, recopilación de datos que, tras un tratamiento estadístico, permitía conocer el comportamiento de las precipitaciones y temperaturas, presiones e incluso clasificaciones climáticas, pero nada más.

A partir de este momento (mediados s. XX) el desarrollo de la electrónica y la aeronáutica ha permitido un rápido avance en esta rama de la Geografía Física. En este sentido, la contribución de los satélites meteorológicos ha supuesto una modificación de la información y, por lo tanto, unas enormes perspectivas de aproximarse al conocimiento de la atmósfera. Los datos ofrecidos por estos satélites, de un modo regular, han permitido elaborar mapas de tiempo que, junto a le teledetección, abren un amplio campo a la investigación climatológica en el campo de la predicción. Es lo que denominamos hoy en día climatología sinóptica.

Hasta estos momentos (años 60 - 70) obras clásicas de la climatología descriptiva del s. XIX fueron las del propio Humboldt, las de Hann o las de Köppen, donde se introducen conceptos sobre isotermas, isobaras o donde se establecen las primeras clasificaciones climáticas. Estas obras también establecieron las bases de una parte de la climatología que conocemos como climatología analítica, dedicada al análisis de los datos climáticos que permiten definir y caracterizar los climas terrestres.

En la segunda mitad del s. XX esta climatología descriptiva (analítica) recibe críticas por la existencia de una explicación de las causas que organizan los climas definidos y que justifican su distribución en el globo. A partir de estas fechas los descubrimientos que van teniendo lugar van a permitir desarrollar teorías sobre el funcionamiento de la atmósfera, surge así la climatología dinámica, que considera la circulación atmosférica como un aspecto determinante en la distribución de los climas. Destaca en esta línea de trabajo la escuela de meteorología noruega de Bergen, que inicia esta meteorología moderna con la explicación del funcionamiento de la atmósfera en latitudes medias y altas a través de la denominada teoría frontológica, existencia de fuentes, que se completan con la teoría de la circulación general de la atmósfera del sueco Rossby.

A partir de aquí, y junto a la teoría y descubrimiento de la corriente del chorro, se va asistir a un rápido desarrollo de la meteorología que condiciona a su vez el de la climatología, gracias a una labor investigadora de climatólogos como Pedelaborde (Francia), Hutton (mundo anglosajón) y Flohn (mundo germánico).

En resumidas cuentas las 2 vertientes de la climatología la analítica y la sintética (sinóptica y dinámica), se consideran como ramas que tienden a aproximarse y a complementarse, ya que para definir un clima es necesario tanto analizar sus características, como conocer la frecuencia de tipos de tiempo que las explican. De ahí que ninguna de las dos sean mejores, las dos son necesarias.

HIDROLOGÍA o HIDROGEOGRAFÍA.

Ciencia que se ocupa del estudio de las aguas continentales y marinas, del ciclo del agua en el espacio y en el tiempo, de su dinámica y su distribución espacial. Se trata de aspectos que son objeto de estudio por parte de otras ciencias como la química, la física, la oceanografía e, incluso, la geología.

Es una de las ramas de menor desarrollo dentro de la Geografía Física, debido a la escasa información disponible, sobre todo en las cuestiones relacionadas con la Hidrología continental, que es más tratada por ingenieros que por geógrafos. Por su parte, la Hidrología oceánica ha contado con una mayor cantidad de conocimientos relativos a la extensión, profundidad, salinidad, temperatura e, incluso, composición del agua del mar. Pese a ello, no ha existido una meteorología propia o un desarrollo conceptual que la hallan favorecido.

El despegue de la Hidrología se produce parejo al avance en el campo de la climatología, es decir, con la mayor recopilación de datos climáticos y consiguientemente un mejor conocimiento sobre los caudales fluviales, que es la denominada Hidrología aritmética (caudal medio, estiajes o el régimen del caudal) y los relaciona con los tipos de clima.

Ya en el s. XX, la Hidróloga va adoptando, poco a poco, una visión geográfica, en este sentido destaca un ingeniero hidráulico americano, Horton, que estableció los principios de que sería la moderna Hidrología. Así se consolidó conceptos como el régimen fluvial, referido al funcionamiento de los caudales, la radiación temporal de estos o, incluso, los estiajes y las crecidas como movimientos extraños del funcionamiento de una corriente fluvial.

BIOGEOGRAFÍA.

Su campo de estudio es amplio ya que abarca los organismos vivos, animales y plantas, lo que le confiere una cierta complejidad, se ocupa de conocer la estructura, función y génesis de los paisajes biológicos. Su pobreza, quizá radique en que estas definiciones de Biogeografía le puedan presentar más cerca de la Biología que de la Geografía, pero los enfoques son distintos, ya que en el campo de la Geografía, se le dé más importancia a las relaciones entre los seres vivos, su dinámica espacial e, incluso, temporal.

Dentro de la Geografía Física ha sido una de las ramas menos desarrolladas hasta hace unas décadas, cuando ha tenido un gran auge. Alguna de las razones que justifican su juventud pueden haber sido entre otras:

• Predominio en el campo de la Geógrafa Física de la Geomorfología.

• El hecho de que los especialistas en Biogeografía se sitúen profesional y académicamente en ámbitos biológicos (Botánica, Zoología e, incluso, ecología).

• Dificultades en el aprendizaje de los elementos bióticos (flora y fauna).

• Dificultades de adaptación de los estudios de una base biológica en los análisis geográficos.

EDAFOLOGÍA.

Es la rama de la Geografía Física menor desarrollada por los geógrafos y, sin embargo, si que es objeto de estudio por parte de agrónomos, biólogos, farmacéuticos, químicos o geólogos, lo que ha desembocado en una gran disparidad de criterios o, incluso, en el tratamiento de la ciencia que se puede denominar Edafología o Pedología, es decir, la ciencia del suelo.

El estudio del suelo ha preocupado desde antiguo, desde un punto de vista económico, es decir, para intentar obtener de la tierra un mayor aprovechamiento y rentabilidad, desde un punto de vista agrícola. En el s. XX los primeros estudios científicos por parte de edafólogos y agrónomos sobre los componentes químicos, minerales asimilables por las plantas, experimentación de fertilizantes, con la finalidad de mejorar las producciones agrícolas, sobre todo en dos países con grandes superficies dedicadas a cultivos como EEUU y Rusia. A partir de esos momentos se desarrollan dos escuelas dentro de la ciencia del suelo: por un lado la norteamericana que ha mantenido un criterio economicista y cuyo máximo exponente es la FAO y por otro la europea que es más científica.

El primer libro que trata temas estrictamente de Edafología fue publicado en 1837 por Sprengel, que para muchos ha sido considerado como el padre de la ciencia del suelo. Aunque no será hasta finales del s. XIX cuando Dokuchaev, y su clasificación de suelos en 1883, se establezca definitivamente el carácter de esta disciplina. El criterio seguido por este autor es la dependencia de los suelos con el medio en el que se desarrollan y, fundamentalmente, con las condiciones climáticas.

Tras la II Guerra Mundial se fundó la Sociedad Internacional de la Ciencia del Suelo, que se encargó de elaborar el mapa de suelos a nivel mundial de escala 1:5.000.000. A partir de estas fechas se han ido sucediendo avances tecnológicos que han potenciado la evolución de la Edafología, con técnicas de fotointerpretación y el tratamiento de imágenes de satélite, que han permitido caracterizar lis tipos de suelo, así como su representación cartográfica.

El suelo dentro de estas últimas apreciaciones debe ser considerado como un elemento inerte para ser concebido como un medio vivo en el que intervienen el clima, la vegetación, la litología, los microorganismos y el propio hombre.

Principios metodológicos de la Geografía.

Son cinco los principios fundamentales del método geográfico.

Principio de Localización. Da la respuestas a la pregunta ¿dónde?, fue propuesto por Ratzel, que considera que en todo estudio geográfico se hace imprescindible una referencia de tipo espacial. Según Ratzel un estudio adquiere la impronta de geográfico en el momento en el que se le cartografía, es decir, se representa espacialmente. Este principio no es suficiente por sí solo, es incompleto, no basta con que se determine la extensión, la localización espacial de una determinada de vegetal o animal. Para dar un carácter geográfico a este estudio es necesario otro tipo de planteamientos más científicos o razonados. Surge así el segundo principio:

Principio de Conexión. Defendido por Le Lanou, que establece las relaciones entre los distintos hechos geográficos, de tal manera que una determinada especie vegetal ocupa un determinado espacio cartografiado porque guarda relación con otros parámetros geográficos. Por ejemplo la encina lo hace con la latitud, el tipo de suelo y las condiciones climáticas.

Principio de Causalidad. Investigar las causas que justifican estos hechos geográficos, se trata de un principio propuesto por Humboldt y con el se busca el carácter explicativo y racional de la ciencia geográfica. Contestando al ¿por qué? Estamos investigando las razones que justifican los hecho mencionados.

Principio de Generalidad o Comparación. Propuesto por Vidal de la Blache y Carl Ritter y se trata de establecer la comparación entre fenómenos análogos, para extraer las correspondientes leyes generales. Por ejemplo los fiordos noruegos se comparan con los firths, lochs, rías o calas y así establecer las oportunas síntesis que permiten la elaboración de leyes generales. Con este principio se pretende establecer la unión entre la Geografía Regional y la Geografía General.

Evolución Histórica. Según Martonne es una referencia al pasado y que viene a ser la contestación a la pregunta ¿cuándo? En este sentido hemos de comprender que los paisajes de hoy en día no son permanentes y estáticos, el paisaje actual es un momento dentro de una evolución. Esto nos viene a recordar una definición de McKinder que exponía qua “la Geografía es la ciencia del presente explicada por el pasado”.

Ciencias auxiliares y afines.

Entendemos por ciencias auxiliares, las que están al servicio de la Geografía, pero que ofrecen unas perspectivas y unos métodos diferentes. Las más significativas son la Cartografía, que tiene por objeto la representación geográfica y espacial de los hechos geográficos. La Estadística, que tiene como misión la aportación de unos datos numéricos que a veces son imprescindibles en los estudios geográficos (población, caudales, temperaturas...). La Informática que proporciona instrumental de nueva tecnología necesario para el tratamiento estadístico o cartográfico (SIG, Sistemas de Información Geográfica).

Como ciencias afines incluimos a aquellas que tienen un campo común a la Geografía, pero con distinto punto de vista. En este sentido, hay varias ciencias como la Geodesia (estudio de la forma de la Tierra), la Astronomía (estudio del cosmos, espacio, relaciones Tierra y sol y Tierra y luna), la Meteorología (estudio del tiempo atmosférico, relacionada con la Climatología), la Pedología (estudio del suelo, relacionada con la Edafología), la Botánica (estudio de las plantas, flora, vegetación, relacionada con la Biogeografía), la Oceanografía (estudio de los océanos, corrientes o mareas, relacionada con la Hidrografía), la Geomorfología (estudio de la estructura de la Tierra, relacionada con la Geomorfología) e, incluso, la Ecología (estudio medio y hombre), la Antropología o la Etnología, quizá más relacionadas con la Geografía Humana que con la Geografía Física.

TEMA 2: LA TIERRA EN EL UNIVERSO.

Introducción.

¿Qué es el Universo? Literalmente es todo lo que existe. La cosmología o conocimiento del Universo, no ha salido hasta hace poco de las brumas filosóficas.

Los primeros sistemas cosmológicos se encontraban ligados a creencias religiosas, como dice el Génesis: “al principio creó Dios el cielo y la Tierra”, recoge la idea de los sacerdotes Babilonios. Se representa la Tierra bien como una estructura plana, bien redonda, cuadrangular apoyada sobre columnas o flotando en las aguas y en esta Tierra, hipotéticamente, se encuentran los cielos.

Con los pensadores griegos, este planteamiento de los cielos, se precisa en uno solo, una concha esférica, traslúcida para cada uno de los astros errantes (planetas), la luna o el sol, mientras que existe otro cielo de estrellas fijas que marca los límites del mundo. Más allá de estos cielos ya no existía nada.

Dejando aparte esta cosmología antigua, los astrónomos griegos construyeron una serie de sistemas, extrañas hoy en día, pero que distan mucho de ser absurdas, ya que demuestran fenómenos entonces ya observables. Los filósofos de ciudades helénicas (s. VI a. C.) empiezan a considerar una serie de hechos que, con posterioridad, han sido constatados por la ciencia moderna (esfericidad de la Tierra, similitud de naturaleza entre los planteas y la Tierra, el mecanismo de los eclipses o el heliocentrismo). Muchas de estas ideas no fueron incorporadas por Ptolomeo, cuyo sistema prácticamente hizo autoridad hasta el Renacimiento. Pero hemos de partir de una idea, la Tierra esférica data esta época e, incluso, la de una Tierra que gira alrededor del sol, aunque esta representación heliocéntrica fue suplantada en ciertos sectores de la filosofía clásica por el sistema geocéntrico de Platón y Aristóteles, que fue asumido por Ptolomeo en el s. II d. C. que prácticamente llegó hasta el Renacimiento.

Tendríamos que llegar a Copérnico (s. XV - XVI, 1473 - 1543) con el que se devuelve el sol al centro del Universo, se vuelve a las teorías heliocéntricas ya defendidas por los filósofos de las ciudades helénicas.

Kepler (1571 - 1630) demostró en estos años que los planetas y la Tierra no describen círculos alrededor del sol, sino trayectorias elípticas.

Galileo (1564 - 1642) comprobó que la luna da vueltas alrededor de la Tierra y descubrió, asimismo, que en nuestro satélite existen cordilleras similares a las terrestres y comprobó los satélites de Júpiter.

En este estado de la cuestión que el Universo de Kepler y Galileo se componía por una parte de astros, cuyos movimientos relativos eran observables, es decir, a los cuerpos celestes del Sistema Solar (menos los tres planetas más alejados que no se conocían), y por otra parte del resto, es decir, las estrellas.

Respecto a las estrellas, prácticamente no se modifica en nada al sistema de los antiguos, las estrellas eran puntos luminosos, fijos sobre una bóveda esférica que, según la opinión de Ptolomeo, girarían en torno a la Tierra (teoría geocentrista), mientras que atendiendo a Copérnico se podría considerar una bóveda esférica que permanecería inmóvil (teoría heliocéntrica). En estos momentos se ignoraba todo de la naturaleza de las estrellas y de su distancia.

Cuando Giordano Bruno (1548 - 1600) afirmaba que el “creador” había poblado el espacio de una infinidad de soles y planetas habitados, estaba dando prueba de una gran imaginación, pues ningún fenómeno observable de la época podía servir de apoyo a tales afirmaciones. Su audacia constataba con la prudencia de Galileo, que no se dedicó a enseñar el sistema heliocentrista de Copérnico, hasta haber demostrado, por observación, su realidad física. Respeto a las estrellas, Galileo únicamente sabía que con los anteojos parecían más numerosas y que la Vía Láctea consta de una multitud de estrellas que pueden distinguirse. Nada dice que su naturaleza, de lo que son, ya que no contaba con ningún medio para hacerlo. Rechazó pronunciarse sobre la vieja cuestión de que si el Universo es o no infinito.

Newton (1642- 1727) completó la construcción de la astrología clásica, al enunciar la ley de gravitación universal. Durante los 3 siglos posteriores todos los descubrimientos vendrían a confirmar su teoría, que llega a su máxima consagración cuando se descubren algunas de sus previsiones como la existencia de Neptuno o Plutón. En este momento los astrónomos dejan de plantearse problemas que habían atormentado a los pensadores de la antigüedad: de dónde viene el Universo, si es cerrado o infinito, a dónde va...

De hecho, la astronomía clásica ha llevado a creer que el Universo ha existido siempre y que es infinito, el espacio se encuentra poblado de astros semejantes a los ya conocidos, sus movimientos obedecen a las mismas leyes, el tiempo discurre por todas partes uniformemente, los dos movimientos son simultáneos para nosotros y para todo observador situado en cualquier punto del Universo. Para finalizar diciendo que el espacio y el tiempo son las marcas de las cuales se encuentra la materia y existen independientemente de ella.

La Tierra en el Universo.

El Universo es un conjunto infinito de galaxias, entendiendo por galaxia un gigantesco cúmulo de centenares de miles de millones de estrellas, polvo atmosférico y gases, aisladas en el vacío a millones de años luz unas de otras. La galaxia podríamos considerarla como un sistema cósmico formado por infinito número de estrellas, planetas, satélites, asteroides, etc. Las galaxias presentan una gran variedad de formas elípticas, lenticulares, espirales e, incluso, irregulares. Nuestra galaxia, genéricamente conocida como La Galaxia, es la Vía Láctea, una espiral normal de unos 90000 años luz de diámetro.

No debemos confundir galaxia con nebulosa, que es una masa cósmica inferior a la galaxia, su definición más científica es de unas nubes de gases y polvo que se extienden a través del espacio interestelar. Resultan una estructura en forma de mechones o filamentos y su masa puede llegar a algunos miles de millones de masas solares, sus dimensiones pueden alcanzar hasta algunos cientos de Pársecs (3'26 años luz).

El Sistema Solar forma parte de una galaxia que conocemos como Vía Láctea (La Galaxia), que fue perfectamente reconocida definitivamente entre 1912 y 1924, como una galaxia a la que pertenecemos entre miles de millones de otras galaxias. Actualmente se sabe que cuenta con un total de 100000 a 150000 millones de estrellas, su forma general es la de un disco que gira sobre sí mismo, hinchado en su centro y con los bordes deshilachados en tres o cuatro brazos. El sol, que forma parte de la Vía Láctea, se encuentra en un brazo bastante exterior de la espiral a unos 28000 años luz del centro.

El Sistema Solar es el dominio donde el sol ejerce su influencia y lo consideramos como un sistema cósmico formado por planetas, satélites y asteroides. Como quiera que las dimensiones que se manejan en el Sistema Solar y en el Universo son a veces incomprensibles a la mente humana, se utilizan unos parámetros especiales para realizar aproximaciones de medida, que en el caso del Universo se hace utilizando el concepto de años luz. Entendiéndolo por la distancia recorrida por el viajero más rápido del Universo que es la luz, a una velocidad de 300000 km./s. A veces este parámetro resulta excesivamente reducido, es por lo que se recurres a la utilización de un parámetro nuevo propuesto por Herbert Hall y Turner, que es el Pársec (paralaje - segundo), que es equivalente a 3'26 años luz, equivalente a 200000 unidades astronómicas. Entendiendo ésta como la distancia que separa la Tierra y el sol y que es de 150 millones de Km.

Dentro del Sistema Solar, el sol es el elemento prioritario, ocupa una posición exterior dentro del mismo, concretamente, en torno a 28000 años luz del centro de esta Vía Láctea. Como integrante de la misma, el sol tiene un 70% de Hidrógeno, un 27% de Helio y un 3 restante de otros materiales, su masa es aproximadamente 332500 veces la de la Tierra, su radio está en torno a 700000 de Km. de radio del disco solar (109 veces superior a la de la Tierra) y su temperatura es de unos 6000º C en su superficie.

El sol tiene dos movimientos importantes, uno es el de rotación que tarda 25 días en su ecuador solar y unos 30 en los polos, esto se debe a los movimientos propios de los fluidos, en los que el centro se desplaza a una velocidad superior que en los extremos. El otro movimiento es el de translación, que realiza el sol hacia la constelación Hércules, en concreto hacia la estrella Vega, este movimiento de helicoidal y lo hace en torno a 20 Km./s. La temperatura en el centro del sol se estima que se puede acercar a 15 millones de grados centígrados.

Está formado por una serie de capas que de dentro a afuera serán:

• Núcleo, la parte interna del sol.

• Fotosfera, de uno 400 Km. de ancho, donde se estima que alcanza los máximos niveles de temperatura y luminosidad y donde, los aparatos de visión, han detectado la presencia de manchas solares, que se supone fueron campos magnéticos. Dentro de la “atmósfera” solar encontramos la:

• Cromosfera, que tiene de 10000 a 16000 Km. de espesor, que tiene poco brillo, pero donde se distinguen una serie de protuberancias a modo de lenguas que salen de esta zona.

• Corona, que ofrece el aspecto de un halo blancuzco de aproximadamente 1000000 Km. de anchura.

Como ya hemos comentado el Sistema Solar es un conjunto de planetas, satélites, asteroides, cometas..., que están regidos por el astro solar.

Los planetas son astros sin luz propia, la que tienen algunos de ellos (Venus o Marte) es la que reciben del sol. Parece demostrado que son 9 los planetas que giran elípticamente alrededor del sol. Desde la antigüedad se conocían 6 (Mercurio, Venus, la Tierra, Marte, Júpiter y Saturno), ya que su observación no hacía necesario la utilización de potentes telescopios.

En 1781, Herschel, aplicando los criterios de la ley de gravitación universal de Newton, propuso la existencia de un séptimo planeta, Urano, que, de alguna forma, en su trayectoria mostraba una dinámica no acomodada a los condicionamientos de la mecánica celeste. Esta circunstancia también fue observada por Adams y Le Verrier, que justificó en su momento que Herschel acoplara los mecanismos de observación de su telescopio para proponer el descubrimiento de Urano. Tal descubrimiento no satisfacía totalmente las leyes de mecánica celeste.

Lo cierto es que en 1846 otro astrónomo, Galle, propuso la existencia de un elemento que pudiera justificar las anomalías apreciadas en el comportamiento de Urano, que llevó a proponer la existencia de un nuevo planeta, Neptuno. Precisamente las investigaciones de Lowell en este sentido, determinan la posibilidad de existencia de otro planeta, que de alguna forma, pudiera ser el justificante último de la posible existencia de un noveno planeta.

No fue hasta 1930 cuando Tombaugh propone la existencia de un nuevo planeta, Plutón, último científicamente razonado. Después se han realizado estimaciones sobre la existencia de un décimo planeta que periodísticamente se conoce como Riga y esporádicamente en algunos textos se denomina Transplutón.

Distancias planetarias.

Separados por grandes distancias entre unos y otros y atendiendo a sus dimensiones, nos permite establecer una primera reflexión sobre este hecho, son tan grandes las distancias que prácticamente es un vacío. Otra reflexión es que en el conjunto del Sistema Solar, el sol sería el único con unas dimensiones acordes con las distancias que se están dando, aunque visto de desde Plutón (a 39'52 u. a.) el sol sería un pequeño punto luminoso desde el espacio.

En el s. XVIII Titius enunció una teoría sobre las distancias, que después se encargó de difundir Bode en 1772 (relación Bode - Titius), para ambos las distancias planetarias guardan una relación geométrica que se inicia desde 0-3-6-12-24-48-96, en la segunda fase añadimos 4 a cada uno de los números (4-7-10-16-28-52-100) y en la tercera fase se dividen las cantidades por 10 (0'4-0'7-1-1'6-2'8-5'2-10). De esta manera los planetas conocidos hasta el momento se acoplan a esta relación aritmética en unidades astronómicas.

0'4 0'7 1 1'6 2'8 5'2 10

M V T M ¿? J S

No se conocía lo que había después, pero siguiendo esta relación el siguiente planeta se encontraría a 19'6,de hecho se buscó en esta distancia y se encontró Urano (realmente a 19'9 u. a.).

La gran incógnita era averiguar a qué correspondía esos 2'8, ya que se entendían como buenas las estimaciones de Bode - Titius. Piazzi en 1801 descubrió en la órbita de Marte y Júpiter unas estelas producidas por un conjunto de asteroides que giran alrededor del sol (unos 50000, posiblemente un antiguo planeta) entre 1 y 80 Km. de diámetro, donde destaca uno de mayor envergadura, Ceres, así se solventaba este interrogante. De esta manera también se mantenía el prestigio de este razonamiento científico.

Por el contrario, según la teoría de Bode - Titius, el siguiente planeta, que sería Neptuno, se encontraría a 38'8, cuando realmente este planeta se sitúa a 30'7 u. a.; en todo caso se ajustaría a la distancia de Plutón que está a 39'52. Estas consideraciones fueron determinadas cuando Galle descubre Neptuno y Tombaugh Plutón

Esto desmontó el carácter predictivo que tuvo la relación Bode - Titius , puesto que las distancias interplanetarias de Neptuno y Plutón no se ajustaban a la progresión que en un principio se había planteado. A pesar de ello, gracias a esta relación se descubrió Urano y qué había entre las órbitas de Marte y Júpiter.

Características de los planetas:

Todos los planetas giran en torno al sol a través de un plano, es el plano de la eclíptica, a través del cual se realiza la traslación de la Tierra alrededor del sol, describiendo una órbita elíptica. Los únicos casos que se salen de esta regla son Mercurio y Plutón, lo que significa que los otros siete giran en el mismo plano, mientras que Mercurio lo hace en un ángulo de 7º 2' y Plutón de 17º 8'. Estos casos más paradigmáticos tienen una duración de giro de 87 días el primero, mientras que el segundo tarda en dar una vuelta completa unos 247 años.

Atendiendo a su masa, distinguimos dos grandes tipos los terrestres (Mercurio, Venus, la Tierra y Marte) y los gigantes (Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno), dejando aparte a Plutón que no encaja con ninguno de los dos. Los planetas terrestres no significa que se parezcan a la Tierra, pero sí en sus características: gran densidad, pocos satélites, atmósfera pequeña, su estado normal es sólido y el proceso de rotación es lento. Los planetas gigantes se caracterizan por poca densidad, muchos satélites, atmósfera extensa, son elementos líquidos o gaseosos y su rotación se produce a una mayor velocidad.

Los planetas más parecidos son la Tierra y Venus, que tienen en torno a 12000 Km. de diámetro, mientras que los más contrastados son Mercurio con 4300 Km. y Júpiter con 142000 Km., prácticamente 11 veces superior a la Tierra.

Podemos definir los satélites como cuerpos cósmicos, sin luz propia, que giran alrededor de los planetas. Todos los planetas del Sistema Solar tienen satélites, a excepción de los dos primeros, Mercurio y Venus, La Tierra y Plutón tienen 1, Marte y Neptuno 2, Urano 5, Saturno 10 y Júpiter 12.

Atendiendo a su origen se puede hablar de satélites regulares e irregulares, los primeros son aquellos que corresponden a partes desgajadas del planeta en torno al que giran, ya que tienen las mismas características de sus planetas de referencia, tipo de órbita, plano de giro o sistema de rotación. Los irregulares son satélites que en otro momento fueron asteroides captados por los planetas, son elementos extraños a los mismos. La Luna no entraría en ninguna de las dos clasificaciones debido a las dimensiones de ambas (Luna y Tierra) y la relación entre ellas, más bien se trataría de un sistema Tierra - Luna. Sobre su origen se dan diferentes teorías:

Darwin en 1880 afirmó que la Luna sería fruto de un desprendimiento de la Tierra por las oscilaciones producidas por las mareas, y que el trozo desgajado coincidiría con el Océano Pacífico. Elementos a favor de esta teoría es que la densidad media de la Luna es similar a la de la densidad superficial de la Tierra, además del paulatino alejamiento que se aprecia en el satélite.

En contra de la misma está lo que se denomina el Límite Roche, que nos indica que la distancia entre el planeta y el satélite, para admitir la teoría de Darwin, estaría en torno a 2'9 radios terrestres, circunstancia que no se cumple. Por otro lado, la teoría Moulton - Jeffreys indica que una masa desprendida del modo que afirma Darwin, o bien queda de nuevo atraída o bien es expulsada totalmente, pero no queda a cierta distancia de su lugar de origen. Por lo tanto el fenómeno de las mareas parece muy simple para explicar la teoría de Darwin.

La Tierra y la Luna son dos planetas independientes y el primero captura al segundo. A favor está el hecho de que parece que tienen densidades diferentes. Sin embrago, la densidad de la Luna no coincide con la densidad de los planetas terrestres, por lo que tendría que provenir de más allá de Marte, procedente de una región distinta, cosa difícil de explicar.

La posibilidad más real es el desprendimiento. En el momento de la formación de la Tierra, se da un movimiento de “centrifugación”, donde los elementos más pesados permanecen dentro de la Tierra y los más ligeros salen desprendidos.

La Luna es un diámetro inferior al de la Tierra, unos 3400 Km., lo que habla de la relación Tierra - Luna, ya que los satélites del resto de los planetas suelen ser más pequeños; la distancia entre ambos es de 380000 Km.

Presenta una serie de accidentes similares a nuestro planeta, cordilleras, mares..., tiene regiones más oscuras, cubiertas con polvo lunar, que muestran formas circulares e irregulares. El accidente más significativo son los cráteres, en torno a 300000; sobre su origen hay varías hipótesis, algunas relacionadas con fenómenos volcánicos, incluso llegándose a observar pequeñas erupciones, otras como fruto de cicatrices cósmicas (elementos que rondaban alrededor y chocaban con la Luna, ya que no tiene atmósfera que los pueda parar).

Tiene su propio movimiento de rotación, pero el más importante es el de traslación en torno a la Tierra; este giro tarda 27 días y 8 horas y se le denomina mes sideral. En cambio a la duración entre dos lunas nuevas se denomina mes sinódico, de 29 días y 13 horas, por lo que se produce un desfase de 2 días y cinco horas, que es el tiempo que necesita la Luna en alcanzar a la Tierra.

Por otro lado, hemos de significar que el plano de la órbita lunar forma un ángulo de 5º 9' con el plano de la eclíptica. De no existir esta inclinación, cada mes lunar se producirían dos eclipses, uno de sol (que coincidiría con la luna nueva) y uno de luna (con la luna llena).

La Luna, en su órbita, sólo encuentra a la eclíptica en dos puntos, son los nodos ascendentes y los nodos descendentes, por lo que, para tener una situación de eclipse, ha de darse la conjunción entre situaciones de nodo y posiciones de luna nueva o luna llena. Hemos de entender que los tres astros pueden guardar las siguientes posiciones:

• Sizigia. Cuando los tres están alineados de este modo:

Se habla de conjunción.

Se habla de oposición.

• 1 conjunción + 1 nodo = eclipse de sol

• 1 oposición y 1 nodo = eclipse de luna.

• Cuadratura. Cuando los tres están en ángulo de 90º.

Fases de la Luna.

Aparecen como consecuencia del movimiento de rotación del satélite en torno al planeta, este movimiento justifica un distinto nivel de iluminación y una aspecto de la Luna diferente en el ciclo mensual. Desde posiciones de creciente o menguante, a media luna, a lunas gibosas o lunas completas (nueva y llena).

La LUNA NUEVA inicia el mes sinódico, se trata de una posición de sizigia por conjunción, en la que la cara iluminada de la Luna no es visible desde la Tierra, en este momento se impide ver la Luna. Tan sólo se puede intuir un débil resplandor reflejado por la propia Tierra sobre la Luna. En esta posición podemos indicar que, aproximadamente, la Luna y es Sol salen a la misma hora.

La LUNA NUEVA CRECIENTE se da, aproximadamente, a los 3 ¾ de día después de la conjunción y se ha cubierto un octavo de órbita, presentando un arco de concavidad opuesto al sol.

El CUARTO CRECIENTE es una situación de cuadratura, unos 7'5 días después de haberse iniciado el acto. El aspecto de la Luna es de un semicírculo iluminado y es visible cuando el sol está en su punto más alto (al mediodía), mientras que el punto más alto que alcanza la Luna es cuando el sol se pone.

La LUNA GIBOSA se produce cuando se ha recorrido unos 3/8 de órbita, se ve iluminada en sus ¾ partes y después de unos 11 ¼ días después del inicio del ciclo.

La LUNA LLENA se da por una situación de sizigia por oposición, que acontece unos 14 ¾ días del ciclo, alcanzándose la posición más alta de la Luna hacia la medianoche.

LUNA GIBOSA unos 18 ½ días de haber iniciado el ciclo.

El CUARTO MENGUANTE aparece como medio círculo iluminado, unos 22'5 días desde el inicio del ciclo.

La LUNA MENGUANTE se produce 26 días después y el sol está en posición contraria que marcan los “cuernos” de la luna.

La Tierra. Dimensiones.

A lo largo de la Historia, se han tenido conjeturas de los más variado, en referencia al planteamiento de la Tierra. Desde los antiguos conceptos de que era de forma cóncava, con cuatro columnas externas que se defendía en el antiguo Egipto, pasando por la concepción de disco plano en el Medievo, hasta llegar a las formas esféricas manifestadas en tiempos renacentistas. Ello no es indicativo de que en la Antigüedad Clásica no hayan existido concepciones de tipo cosmológico, planteadas por filósofos de la época, en las que ya entonces se hablaba de formas esféricas. Varias son las demostraciones que han llevado a pensar, a lo largo de la Historia, en esta teoría de esfericidad de la Tierra.

• Viajes de descubrimientos geográficos protagonizados por navegantes portugueses, en torno a los meridianos, y por españoles, en el sentido del Ecuador a finales del s. XV y principios del s. XVI; que son un claro exponente de la forma esférica del planeta. Estos viajes de circunnavegación son la demostración más palpable.

• El hecho de que por el horizonte desapareciera primero las velas y segundo el casco de los barcos, demostraban esa forma circular.

• La revisión, que en las operaciones con instrumentos telescópicos, practican los agrimensores, justificando así la esfericidad.

• El peso de los cuerpos, según los dinamómetros, es semejante en todos los sitios, el peso depende de la propia gravedad del cuerpo, y la esfera es el único que presenta una misma gravedad en todos sus puntos, tiene el mismo radio desde el centro a cualquier punto.

• Desde el punto de vista astronómico, el sol, la Luna e, incluso, las estrellas son visibles desde diferentes puntos, hecho motivado por esa circunstancia.

• Una prueba suficientemente específica, es la visión de los astronautas que tiene de nuestro planeta y las imágenes, donde se aprecia que la Tierra es esférica.

• Cuando se producen eclipses, las sombras son curvas, lo que comprueba que la Tierra sea esférica, entre por donde entre la luz, su sombra es siempre de este modo.

Precisamente, sobre este aspecto de la Tierra se han dado múltiples consideraciones.

Por su parte, Newton considera que la esfericidad de la Tierra es incompleta por la distinta atracción gravitatoria que se observa entre el Ecuador y los Polos, aspecto que supuso una importante preocupación durante los s. XVII y XVIII.

En 1672, Richer, realiza una observación sobre el comportamiento del péndulo, apreciando una sensible diferencia entre el experimento realizado en París y en la Guayana. De esta observación extrajo la conclusión de que el movimiento era más lento en la Guayana que en París, lo que era debido a que la distancia del primero al centro de la Tierra era mayor (radio ecuatorial), por lo tanto tenía menos gravedad. Se empieza a plantear que la esfericidad del planeta es inexacta y, en estos momentos, se empieza a hablar de un concepto nuevo, la Tierra en forma de Geoide, entendiéndola como una elipsoide achatada o de revolución o, también, en forma de esfera achatada.

La confirmación de este achatamiento vino dada por una expedición, dirigida por La Condamine, en la que iban dos navegante científicos españoles, Jorge Juan y Ulloa. Estaba controlada por la Real Academia de las Ciencias de Paris (1740) y tenía como objetivo comprobar la distinta medición de una arco de meridiano en Laponia, en relación con un arco de meridiano en Perú. Estas expediciones dieron con las dimensiones:

Diámetro ecuatorial de 12757 Km. y diámetro polar de 12714 Km lo da una diferencia de 43 Km., que nos permite realizar un pequeño cálculo; el grado de achatamiento de la esfera terrestre, estableciendo la relación entre la diferencia de ambos diámetros y el diámetro mayor:

1/300

En cuanto a sus dimensiones, no se ha tenido siempre una idea exacta; los Griegos, s. IV a. C., partiendo de la medida de un arco de meridiano conocido de 1º y multiplicándolo por 360, llegaron a la idea de que la longitud de circunferencia terrestre era de 74000 Km. Siendo el diámetro polar de 40003 Km. y el ecuatorial de 40070 Km.

Erastóstenes, s. III a. C., realizó una medición similar a los griegos, tomando como referencia las observaciones realizadas entre Siena y Alejandría, y tomando como dato el valor de 185 m, que era el valor que se tenía de un estadio, dio una medición de 46000 Km.

Posidonio, realizando un planteamiento similar, llegó a la estimación de un valor de circunferencia de 33000 Km.. Cuando Ptolomeo escribe su “Geografía”, coge como referencia este valor, por lo que los razonamientos ptolomeicos se hacen con las estimaciones de Posidonio. A finales de la Edad Media, en el Renacimiento, Marino de Tiro y, sobre todo, un cartógrafo, Toscanelli, hacen sus estudios tomando como referencia a Ptolomeo, es decir, con los 33000 Km.. Se da la circunstancia de que Cristóbal Colón coge como libro de ruta los planteamientos de Toscanelli y ofrece a los Reyes Católicos la propuesta de viaje en busca de las Indias Orientales, pensando que estaban más cerca.

Coordenadas geográficas.

Son la latitud y la longitud, se habla de coordenadas geográficas porque son los valores que nos sirven para la localización exacta de un punto sobre la superficie terrestre.

La Latitud es la distancia angular entre un punto y el Ecuador. La medida se realiza, en la práctica, tomando como referencia unas líneas imaginarias que son los paralelos, círculos decrecientes que se van alejando del paralelo principal, el Ecuador (círculo máximo imaginario perpendicular al eje de la Tierra, dividiéndola en dos hemisferios, el Norte y el Sur).

Paralelos de singular importancia tenemos, en el Hemisferio Norte, el Trópico de Cáncer, situado a una latitud de 23º 27' N y, en el Hemisferio Sur, el Trópico de Capricornio a 23º 27'. Ambos trópicos son el punto máximo en el que se detiene el Sol cuando se dirige hacia norte o sur. Otros dos puntos referentes son los Círculos Polares, el Ártico a 66º 33' N y el Antártico a 66º 33' S.

La latitud se puede medir mediante los teodolitos, cuya finalidad es establecer un ángulo visual desde el punto donde estamos con respecto al Norte, tomando como referencia la Estrella Polar. También se puede medir con los sextantes, con los que se toma una visión del horizonte, tomando como referencia un punto astronómico, método muy utilizado en marinería.

La longitud es el ángulo que forma el meridiano de un punto en relación con el meridiano 0, entendiéndolos como los círculos máximos que pasan por los polos. El de origen es aquel que se toma como referencia, que en la actualidad queda marcado por la posición del meridiano de Greenwich, un observatorio cercano a Londres por el que pasa el meridiano 0. antiguamente se han tomado como referencia otros meridianos, en España el que pasaba por la Isla de Hierro o por Madrid.

La adopción del criterio de Greenwich, tuvo como fundamento un criterio de carácter unificador de los planteamientos de tipo cartográfico en los diferentes estados europeos. Su medición no comporta ningún problema, porque, gracias a los modernos sistemas de comunicación (radiodifusión o satélites de comunicación), nos permite conocer con exactitud las distintas horas de diferentes puntos del planeta.

Movimiento de Rotación.

Es el que realiza la Tierra alrededor de su eje, tiene una duración, si tomamos como referencia las estrellas, 23h 56' 04'', es el denominado día siderio. La realidad es que el uso cotidiano del movimiento se establece en 24h, que es el tiempo globalizado al uso común.

El sentido del movimiento es de Oeste - Este, distinto a la apreciación equivocada que se tiene con respecto al Sol. Si nos situamos en la vertical del Polo Norte, veríamos que la Tierra gira en sentido contrario a las agujas del reloj y, por supuesto, contrario al movimiento aparente de los astros, el Sol, la propia Luna e, incluso, las estrellas, que en el firmamento se desplazan de Este a Oeste. Varias son las demostraciones realizadas respecto al movimiento.

Históricamente nos referimos al experimento de Foucault, que se desarrolla en 1852 en el panteón de Paris. Colgó de lo alto de la bóveda un péndulo de 69 m. con una esfera metálica de 28 Kg. y adosado a ella un estilete, debajo de todo el mecanismo colocó un gran montón de arena. Al cabo de las 24 h, el montón de arena había desaparecido, teniendo en cuenta a la “ley de invariabilidad del plano de oscilación del péndulo aunque gire su punto de suspensión”; si el plano es invariable pero la arena desaparece, significa que la Tierra ha girado, demostrando así el movimiento de rotación del planeta.

Otra demostración, de Newton y Galileo, es la desviación de los cuerpos en su caída libre. En el fondo de un pozo, a 270 m. de profundidad, dejaron caer un cuerpo en su fondo, sufriendo este una desviación. Les permitió indicar que “todo cuerpo que cae libremente no sigue una trayectoria vertical, sino que, como consecuencia del movimiento de rotación de la Tierra, sufre un pequeño desvío hacia el Este”.

El movimiento aparente de los astros, esa sensación es señal inequívoca del movimiento de rotación; de otro modo, cómo se puede admitir que estos astros, a distancias tan dispares, pueden dar sensación de sincronización de movimiento al mismo tiempo.

La existencia de una desviación de los vientos a medida que se acercan al Ecuador, los vientos que, desde el Polo Norte, se dirigen hacia el Ecuador, seguirían la disposición de los meridianos, si la Tierra estuviera en reposo. Pero la velocidad de rotación es diferente en las distintas latitudes, porque esta disminuye desde el Ecuador hacia los Polos, con los que los vientos van desde paralelos de menor a mayor velocidad. Los vientos, sobre todo los alisios, se desvían hacia la derecha en su trayectoria en el Hemisferio Norte, y a la izquierda en el Hemisferio Sur. Es la desviación o efecto de Coriolis, que demuestra el movimiento de rotación.

El achatamiento polar y ensanchamiento ecuatorial. La Tierra gira, la velocidad del movimiento de rotación disminuye desde el Ecuador (1700 Km./h) hasta los Polos, donde la velocidad es de 0. Esta disminución de la velocidad de rotación, a medida que aumenta la latitud, tiene dos consecuencias importantes:

La rotación genera una fuerza centrífuga que tiende a separar los objetos de la superficie terrestre, compensada con la fuerza centrípeta.

Efecto o desvío de Coriolis, como consecuencia del cual los fluidos en movimiento sufren un desvío hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur.

Como consecuencias de la rotación, tenemos dos de notoria importancia:

La sucesión de los días y las noches. Los pasos de noche - día - noche, no se producen automáticamente, sino se da un crepúsculo, paso paulatino del día a la noche, mientras que el paso de la noche al día es la Aurora. La duración de los crepúsculos está directamente relacionada con la altura del sol, es decir, con la mayor o menor perpendicularidad de los rayos solares, de tal modo que el Ecuador puede alcanzar un máximo de 1h, mientras que en nuestras latitudes, sobre todo en verano, los tiempos crepusculares pueden superar las 2h 30'.

Las diferencias horarias entre unos puntos y otros, los husos horarios en los que se divide la Tierra, 24 husos, que corresponden a cada una de las horas del movimiento de rotación. La Tierra tiene un recorrido de 15º cada hora, así cada huso horario tiene una extensión de 15º, de tal modo que, tomando como referencia el meridiano 0, podemos establecer una serie de bandas a ambos lados, con una amplitud de 15º. Si nos dirigimos de Oeste a Este se incrementa 1h a cada huso, de Este a Oeste se resta 1h.

En países muy extensos, se suele, para evitar problemas de funcionamiento, considerar un solo huso, utilizando una misma hora (`hora administrativa'), sobre todo si cierta parte del territorio no dista mucho del huso del resto del país. En el caso de la península, no se puede incluir a la Islas Canarias en el mismo huso, ya que queda lejos del mismo.

Hay que considerar también la línea de cambio de fecha o antimeridiano, que se realiza en el meridiano 180º, es decir, cuando se cruza esta línea de Oeste a Este se disminuye 1 día, mientras que de Este a Oeste se aumenta 1 día.

Movimiento de traslación.

Es el movimiento que anualmente lleva a cabo la Tierra alrededor del Sol, se trata de un movimiento que ofrece una trayectoria elíptica, donde el Sol ocupa un de los dos focos de la elipse. Se habla de una cierta excentricidad del Sol respecto a la elipse descrita por la Tierra, de tal modo, a lo largo de esa trayectoria, se pueden señalar dos puntos significativos referentes a la Tierra con respecto al Sol:

El Afelio, momento de máximo alejamiento de la Tierra, situándose a unos 152 millones de Km. y teniendo lugar, normalmente, el 2 de julio.

El Perihelio, momento de máximo acercamiento, a unos 147 millones de Km., normalmente el 2 de enero.

Esto hace que la velocidad del movimiento de traslación de la Tierra, que se estima en 30 Km / s., podamos considerarla en unos 106000 Km / h. Como el valor de la elíptica son 930 millones de Km. sabiendo la fórmula del espacio y del tiempo, sabemos cuando tarda la Tierra en dar la vuelta completa: t = 930 · 106 Km / 106000 Km / h = 365 días...

A este periodo se le llama año, pero existen distintas maneras de medir su valor, así se habla de año sidéreo para referirse al periodo de tiempo que se corresponde con el paso sucesivo, respecto a las estrellas fijas, siendo su valor de 365 d 6h 9'. Otro concepto es el de año trópico, tiempo transcurrido entre dos situaciones de equinoccio y es igual al de 365 d 5h 48'. Aparte utilizamos el año calendario que le damos un valor de 365 días.

Así podemos observar que en entre el año trópico y el calendario hay una diferencia de 5h 48', lo que determinó que en al año 46 a. C. se propusiera la instauración del año bisiesto, en la conocida como la “Corrección Juliana”. Esta propuso utilizar esta diferencia, añadiendo un día más a cada 4 años (5h 48' = ± 1). Sin embargo, en época del Papa Gregorio XIII (1582), se propugna la llamada “Reforma Gregoriana” y se dieron cuenta del error que suponía esta operación:

6h = 0'2500 d.

5h 48' = 0'2416 d.

----------------

0'0084 d. de año de error; por lo que en 1582 se habían acumulado, en relación con el 46 a. C., un error considerable, por lo que cada 400 años se arrastraba un error de 3'36 días.

La “Reforma Gregoriana” propuso, en primer lugar, como se comprobó que en 1582 existían 11 días de exceso, solucionar esta circunstancia pasando de golpe del 4 al 15 de octubre de ese mismo año, por lo que 1582 tuvo 11 días menos, el tiempo que se había adelantado indebidamente tras la instauración de la “Corrección Juliana”.

A partir de aquí los años terminados en dos 0 (1600 - 1700 - 1800 - 1900 - 2000....), sólo serán bisiestos, años en los que sus dos últimas cifras son múltiplos de 4, aquellos que en los que sus primeras dos cifras también los sean, es decir, 1600 - 2000 - 2400.... De este modo, se recupera los tres días que `sobran' cada 400 años, a pesar de que, cada este tiempo, continúe habiendo un error de 0'35 días.

Inclinación del eje terrestre.

La Tierra, en su proceso de giro en torno al Sol, presenta la particularidad de que su eje está inclinado en relación con el plano de la eclíptica, guardando una ángulo de 66º 33'. Esta inclinación supone tres consecuencias notorias:

Desigualdad de los días y las noches, existiendo dos días al año en los que esta desigualdad entre día - noche es máxima, son el 21 de junio (solsticio de verano) y 21-22 de diciembre (solsticio de invierno). Hay dos días significativos de en los que la igualdad entre el día y la noche es su fundamento, son el 21 de marzo (equinoccio de primavera) y 23 de septiembre (equinoccio de otoño), en esta situación el círculo de iluminación coincide en ambos polos.

Las estaciones del año:

• Solsticio de verano, se produce el 21 de junio, el Sol alumbra el Polo Norte, pero no el Polo Sur, comienza el verano en el Hemisferio Norte y el invierno en Hemisferio Sur. A mediodía solar los rayos solares son perpendiculares en el Trópico de Cáncer, la parte iluminada del Hemisferio Norte es mayor que la del Hemisferio Sur. En el Círculo Polar Ártico se da un día de 24 horas, mientras que en el Círculo Polar Antártico una noche de 24 horas.

• Equinoccio de otoño, se produce el 21 de septiembre, el Sol ilumina a la vez ambos polos, se inicia el otoño en el Hemisferio Norte y la primavera en el Sur. En este momento comienza en el Polo Norte la noche de 6 meses y en el Polo Sur un día de 6 meses.

• Solsticio de invierno, se produce el 21-22 de diciembre, el sol ilumina el Polo Sur, pero no el Polo Norte, comenzando así el invierno en el Hemisferio Norte y el verano en Hemisferio Sur. Los rayos solares son perpendiculares al Trópico de Capricornio, la parte iluminada del hemisferio Sur en mayor a la del Hemisferio Norte y, consiguientemente, en el Círculo Polar Antártico se da un día de 24 horas, mientras que en el Círculo Polar Ártico una noche de 24 horas.

• Equinoccio de primavera, se produce el 21 de marzo, el Sol ilumina ambos polos, comienza la primavera en el Hemisferio Norte y el otoño en el Sur, los rayos son perpendiculares al Ecuador. Los dos Hemisferios están igualmente iluminados y comienza un día de 6 meses en el Polo Norte y una noche de 6 meses en el Polo Sur.

Altura del Sol.

Es el ángulo que forman los rayos solares con el horizonte de un lugar al mediodía, para calcularla usamos la siguiente fórmula: h= 90º - (P ± d), a 90º le restamos el arco de meridiano comprendido entre el punto en cuestión y el punto sobre el que inciden los rayos perpendiculares en este momento (se suman si son Hemisferios diferentes y se restan si se trata del mismo).

Las zonas térmicas:

Se consideran 5 zonas térmicas que surgen como consecuencia de la forma esférica de la Tierra, la existencia del movimiento de traslación y, sobre todo, por la inclinación del eje terrestre en relación con el plano de la eclíptica. Todo ello justifica, que, en estas zonas térmicas, se pueda apreciar una distinta distribución de la luz y del calor solar.

Zona tórrida o zona intertropical, situada entre ambos trópicos, es la única zona que puede percibir los rayos solares perpendiculares y, consiguientemente, es la única zona en la que la duración del día es casi igual a la noche. Dada esta mayor perpendicularidad se trata de una zona de la zona térmica del planeta con las temperaturas medias más altas.

Zonas templadas, se dan dos zonas, entre los correspondientes trópicos y los círculos polares. Se trata de unas zonas en las que el Sol nunca está en la perpendicular, no alcanza su cenit, de hecho, cuanto más lejos estamos del Ecuador, mayor es la oblicuidad de la radiación solar y, consiguientemente, más acentuados, generalmente, las diferencias entre el verano y el invierno. Ni el día ni la noche pueden alcanzar un valor de 24 horas.

Zonas polares, se extienden entre los círculos polares y los polos, teóricamente son las zonas más frías del planeta a nivel global. Los rayos solares caen oblicuos, de modo que en los correspondientes círculos polares se dan días y noches de 24 horas y en el Polo Norte y Polo Sur días y noches de 6 meses.

TEMA 3: OCEANOGRAFÍA.

La distribución de las tierras y los océanos.

Una primera visión nos daría la idea de “la Tierra: planeta acuático”, el porque habría que buscarlo en ese 71% de océanos y el 29% de tierra, a pesar de esto, los océanos son los grandes desconocidos, pero con gran cantidad de recursos de uso potencial.

Los océanos y las tierras se encuentran muy desigualmente repartidas, sin ordenación lógica, hasta el punto de que la gran mayoría de puntos terrestres tienen su antípoda en un sector oceánico. La mayor parte del Hemisferio Norte es superficie terrestre, un 67%, mientras que en el Hemisferio Sur sucede todo lo contrario. Entre los 40º - 75º N el predominio de tierra es prácticamente total, mientras que en la banda entre 40 º - 65º S, prácticamente tendríamos un dominio de más del 80% de mar sobre la tierra.

Hay que tener en cuenta las consideraciones de un geógrafo francés entre los años 50 - 60, Chevalier, al observar la distribución actual de los continentes:

Se aprecia el contraste con respecto al Ecuador, en el sentido de que el Hemisferio Norte dominan las tierras, fundamentalmente en la zona templada, mientras que en el Hemisferio Sur, en esta misma banda dominan los mares. Sin embargo, es curioso el hecho de que el Polo Norte sea mar y el Polo Sur sea continente.

Si considerásemos un plano a través del centro de la Tierra que fuese a lo largo del meridiano 20º E y 160º W; este plano divide, por un lado a Europa y África (20º E), y por otro el Océano Pacífico (160º W), de tal modo que las grandes masas continentales, fundamentalmente la europea, son simétricas en relación con este meridiano.

Si consideramos un plano que cortara al anterior perpendicularmente, es decir, el 110º E y el 70º W, se observaría alguna asimetría. De tal modo que África, Europa y casi toda Sudamérica e, incluso, parte de Asia quedaría a un lado, mientras que al otro lado aparecería parte de Australia, de América y sobre todo el Océano Pacífico.

Los continentes están distribuidos en parejas, Norteamérica - Sudamérica, Asia - Australia y Europa - África, quizá para justificar la distribución entre Hemisferio Norte y Hemisferio Sur. Cada una de estas parejas marcan un límite a los espacios oceánicos, presentando todas la particularidad de que acaban en punta, aunque lo que tenemos al Sur es un enorme continente, la Antártida.

Estas parejas parece que están torcidas, porque los continentes del hemisferio Norte estarían desplazados hacia el Oeste y los del Hemisferio Sur hacia el Este.

Casi cualquier lugar de la Tierra tiene su antípoda en el mar, aproximadamente el 90% de los casos.

La masa oceánica se reparte en el planeta en tres grandes Océanos, sin contar el Océano Glacial Ártico (sin características de los elementos líquidos), y son el O. Pacífico, el O. Atlántico y el O. Índico.

Océano Pacífico:

Es el mayor de los tres, ofreciendo mayores profundidades medias, unos 3940 m., debido a que tiene pocos mares marginales, por lo tanto poca plataforma continental en comparación con el resto. Sólo algunas excepciones como el Mar de Bering, el Mar de Ojotsk (entre la península de Kamchatka y las islas norte de Japón), el Mar de Japón, el Mar de China o el mar de Java.

Es también la zona donde se alcanzan las fosas oceánicas más profundas (las de Mindanao o las Carolinas a más de 10000 m.). Es un océano al que van a morir poco ríos, salvos los grandes ríos asiáticos (Río Amur, Amarillo o Mekong) o el Río Colorado o Columbia en América, ya que al resto se lo impide los grandes relieves como Los Andes o Montañas Rocosas. Es el océano de las islas o archipiélagos de orígenes diferentes, bien volcánicos (Hawai) o de tipo coralino.

El Océano Pacífico tiene una actividad sísmica y volcánica importante justificada por el choque de placas en su sector occidental y el dinamismo tectónico, que, a su vez, se repite a lo largo del sector oriental (Montañas Rocosas y los Andes).

Océano Atlántico:

Es un océano estrecho que establece la conexión entre las regiones polares del norte y del sur. Es poco menos profundo que el anterior, con una profundidad media de 3310 m., que se achaca, fundamentalmente, a la extensión de la plataforma continental que rodea el sector norte del continente europeo. Esto provoca, a su vez, la existencia de muchos mares anexos, el Mar de Kara, el Mar de Barents, el Mar de Noruega, el Mar del Norte, el Mar Báltico o el Mar Cantábrico; mientras que encontramos pocos en las costas africanas. Al otro lado también se justifica la importante plataforma en torno a América, con mares como el Mar del Labrador, el sector del Golfo de Méjico o el Caribe y las inmediaciones a las Islas Malvinas.

Se trata de un océano que tiene muchos ríos y algunos bastante caudalosos, el Amazonas o de menor entidad como el Mississippi - Missouri, el Paraná - Paraguay o el Orinoco; o el Congo en África, siempre teniendo en cuenta la distribución del relieve.

Pocas islas destacables en su interior, en comparación con el Pacífico, algunas excepciones como las Madeira, las Canarias o Cabo Verde relacionadas con orígenes volcánicos. Destacar, asimismo, la Dorsal Atlántica y su factor volcánico, desde Islandia, pasando por las Azores, la Isla Ascensión y las Islas de Tristán Da Cunha. Únicamente se dan grandes archipiélagos en el entorno caribeño.

Océano Índico:

Se diferencia con el resto, además de que su profundidad media es de 3840 m., en que su límite septentrional es localiza entre los 25 º - 30 º N, lo que nos ayuda a caracterizarlo como un océano austral. Justifica que las corrientes marinas influyan mucho en el Océano Índico, más aún por la influencia que ejerce una enorme masa continental al norte (Asia), justificando asimismo, un flujo de vientos periódicos característicos que son los Monzones, que tienen especial relevancia en el circuito de corrientes marinas.

Es un océano de pocas islas y pocos mares, sólo pequeños archipiélagos en el sector sur, como las Islas Kerleguen y las alineaciones de la Península Indostánica de norte a sur, como las Islas Malvinas, Madagascar y adyacentes como las Islas Mauricio o Reunión. La proximidad de las grandes masas continentales, principalmente la de Asia, condicionan las variaciones anuales de tipo periódico que posibilita la existencia de esos vientos Monzones.

Este predominio de masa oceánica permite confirmar, hoy en día, la importancia y necesidad de conocer una disciplina que está teniendo muchos adelantos en la actualidad. La OCEANOGRAFÍA es la ciencia que estudia los océanos y los mares, sus aguas, sus fondos y organismos vegetales y animales que habitan en esos medios (Oceanografía Biológica).

La exploración de los fondos marinos, históricamente, ha tenido relación con temas relacionados con la pesca y la navegación. Los primeros estudios de los fondos marinos, parece que se desarrollan a finales del s. XVII, coincidiendo con la revolución de los descubrimientos geográficos desde el s. XVI, sin embargo, el desarrollo intenso de estos estudios se alcanza a lo largo del s. XVIII. Tenemos que llegar a mediados del s. XIX para que los procesos técnicos y experimentales acontecidos en esta disciplina le puedan dar el carácter de científica. Parece ser que los primeros trabajos con este carácter realizados en Oceanografía puedan relacionarse con expediciones del buque inglés Challenger (1872 - 1876), que pueden considerarse básicas en el desarrollo oceanográfico posterior. En estos momentos el empleo del cable de alcance sustituye a las cuerdas, lo que supuso un conocimiento más preciso de las aguas profundas, ya que quedaban solucionados los problemas de derivas y de lastre que las cuerdas habían dado en época anterior.

A principios del s. XX, parece que una disciplina relacionada con la Hidrografía marina empieza a surgir con auge, son aproximaciones científicas realizadas bajo el control de los Institutos y Academias Oceanográficas de Escandinavia, Inglaterra y Alemania.

La primera campaña sistemática fue dirigida por Thor (1908 - 1910), y poco después, 1912, Murray y York publican una recopilación de investigaciones oceanográficas en las que, fundamentalmente, se atienden aspectos de la Biología marina y depósitos sedimentarios y, en segundo término, se trabaja temas de las corrientes. Al finalizar esta época (finales segunda década), por parte de químicos, físicos, geólogos y geógrafos se empieza a trabajar en el estudio sobre el origen, trayectoria y mantenimiento de las corrientes marinas, así como de la naturaleza y procedencia de las masas de agua, sin olvidar, los estudios sobre los movimientos del agua del mar, el oleaje. Son aspectos justificados por motivaciones económicas, como el caso del tendido de cables submarinos para la comunicación o las propias necesidades impuestas por la navegación.

Son momentos (años 20 - 30) en los que se inician estudios de carácter geográfico tendentes a analizar el comportamiento y la influencia de las aguas marinas en la morfología litoral y la influencia de los medios marinos y la propia morfología en los asentamientos portuarios. En este tiempo los geógrafos, ayudados por el Sónar, presentan las primeras cartas topográficas submarinas con gran detalle, así como son los momentos en los que se inicia, por parte de los geólogos, el conocimiento de la placa continental y de la propia expansión de los fondos oceánicos (Hess en 1960).

En la actualidad, las investigaciones de batíscafos, el control de los fondos marinos mediante modernos submarinos, empleo de tecnología relacionada con el Sónar y la utilización de las cámaras estereoscópicas justifica que los fondos marinos sean algo ya descubierto y las profundidades alcanzadas sólo estén limitadas por la propia profundidad de los océanos.

Estudio del relieve submarino. Curva hipsográfica.

Establecer de una forma gráfica la relación porcentual entre la superficie continental y las tierras sumergidas. La aproximación a la curva nos permite hacer una observación; 30% tierra emergidas (± 29% tierra) y el 70% tierras sumergidas (± 71% agua). Lo que sigue comprobando el predominio de superficie oceánica.

Observando el trazado del gráfico, apreciamos que las altas superficies sobre el mar (+ 6000 m.) y las grandes profundidades bajo este (- 6000 m) ocupan un porcentaje mínimo. Hay mayor presencia de tierras de tipo medio; las profundidades medias están en torno a los 3800 m., que corresponde al 40% aproximadamente, mientras que las elevación media (0 - 800m.) ocupan un 20%.

Zócalo o plataforma continental.

Es la zona que va desde el nivel del mar (0 m.) hasta, aproximadamente, los 200 m. de profundidad; su anchura, sin ser regular, varía en relación con la topografía (morfoestructuras). Hemos de considerarla como una zona de transición entre las tierras y los mares. Su formalización se relaciona con las acciones litorales que dan lugar al arrasamiento de la costa, de tal modo que podemos suponer que en la época del Glaciarismo Cuaternario se pudo producir un descenso en el nivel del mar, estimado en torno a 75 - 140 m. Este descenso determinaría que las zonas que van quedando a la superficie se vean afectadas por la erosión del mar, es el zócalo o la plataforma.

A las líneas que unen puntos de igual profundidad se llaman Isóbatas, que van determinando la anchura de la plataforma, lo que explica el valor variable de la misma.

En el seno de esta plataforma o zócalo se distinguen accidentes topográficos, pequeñas terrazas o valles sumergidos, pero, en conjunto, su aspecto es el de una planicie de poca inclinación. Se trata de una franja casi plana, con suave inclinación, ajustada al perfil costero, que muestra poco desarrollo, poca anchura en costas de topografía abrupta; mientras que en regiones cubiertas en otra época por casquetes glaciares (Península Escandinava, Gran Bretaña o Mar del Norte) o frente a la desembocadura de grandes ríos o a lo largo de costas bajas, su anchura aumenta y adquiere mayor extensión.

Esta planitud que caracteriza al zócalo, puntualmente se ve afectada por una topografía sorprendente de antiguos valles sumergidos, como la Fosa del Cabo Bretón al norte de Bayona, una estrecha garganta submarina. El caso de las pozas y poteras cantábricas, que se manifiestan como ajustadas gargantas de origen fluvial, entre las que haya que destacar la situada al norte de la desembocadura del Río Sella, en las proximidades de Ribadesella o en la desembocadura del Río Deva entre Asturias y Santander. Asimismo los Ríos Oma y Bidasoa tienen frente a su desembocadura una potera de características semejantes.

En la costa portuguesa existen cinco grandes valles submarinos que recuerdan a estas pozas o poteras, al borde de una extensa plataforma continental, se sitúan en el Cabo de San Vicente, frente a Setúbal, Lisboa, Cascais y frente a la costa de Nazareth, donde su plataforma parece que alcanza los 90 Km. de valle submarino. Otros lugares como el Cañón o Garganta de Hudson (Canadá), sin olvidar el cañón de Monterrey, una reproducción submarina del Cañón del Colorado por sus dimensiones similares y, fundamentalmente, importantes cañones en desembocaduras de ríos como el Indo (India) o el Congo (África).

En general, puede tener un desarrollo medio de unos 50 Km., pero su extensión es muy variable; en algunos casos es muy ancha (Gran Bretaña o Mar del Norte). En el caso del Mediterráneo, adquiere un gran desarrollo desde el cabo de Palos hasta el delta del Ebro, con una media de 90 Km. de anchura media. En las Baleares la plataforma continental enlaza Mallorca con Menorca y, por otro lado, Formentera con Ibiza.

La plataforma o zócalo presenta una gran amplitud en torno a la costa del SE de Argentina, en torno a las Islas Malvinas, la zona del Río Amarillo en el Sudeste Asiático (Borneo o Isla de Java) y al norte de Australia.

Talud.

Es la zona que se sitúa inmediatamente al borde de la plataforma continental, entre los 200 y los 3000 m. Es una estrecha franja de rápida caída y de marcada pendiente, que establece una transición hacia las grandes profundidades.

Al encontrarse al lado de la plataforma, y como hemos podido observar en esta la presencia de topografías abruptas del tipo de pozas, poteras y cañones, en el talud se puede apreciar, en ocasiones, profundas acanaladuras. Éstas son provocadas por la continuación de los grandes valles fluviales, como el Hudson o el río Congo.

Hemos de conocer que las pendientes del talud continental van desde el 6%, en zonas donde las barreras montañosas se acercan al litoral (Cordillera Andina), mientras que en espacios donde las planicies litorales dominan, hablamos de una pendiente del 3 - 3'5%.

Región Pelágica o Batial.

Es la zona comprendida entre los 3000 - 6000 m., siendo la zona de mayor superficie de relieve submarino, puesto que supone, según se deduce de la curva hipsográfica el 50% del total de las tierra y mares, y viene a suponer los 5/7 partes del total de superficie marina.

Lejos de caracterizarse por la monotonía de formas y la sencillez, si lo hace por su complejidad o desigualdad, similar a la que muestra el relieve terrestre. Destacar en este relieve sumergido, la presencia de enormes dorsales, a modo de lomas alargadas sumergidas en el sentido de los meridianos que, en la mayor parte de los casos, permite la identificación de una serie de cuencas submarinas. Los fondos marinos presentan un relieve de dorsales y cuencas similar al que pudiera darse en el ámbito terrestre. Destacar la Dorsal Mesoatlántica (O. Atlántico), la Dorsal Índica (O. Índico) o la Dorsal del Pacífico Sur y la Dorsal del Pacífico Oriental (O. Pacífico); otras como la Dorsal de las Kerguelen (SE África) o la de Calsberg.

Región Abisal.

Es la zona que ocupa una menor extensión, representando únicamente el 1% de la superficie marina. Se trata de depresiones largas y estrechas, a modo de enormes entalladuras que rompen la monotonía de los fondos marinos. Son entalladuras orientadas en el sentido de los meridianos y que no suelen ocupar una posición central en las cuencas oceánicas, sino que, en la mayor parte de los casos, se presentan sensiblemente anexas a los continentes (Fosa de Chile, Fosa de Perú, Fosa de Japón o Fosa de la Marianas).

Hoy en día, no hay dificultad en caracterizar las fosas, ya que son fácilmente reconocidas con el ultrasonido (Sónar) y llegar a conocer con exactitud la dimensión en profundidad de estas entalladuras. Las grandes fosas son centros o focos de elevada sismicidad, con anomalías importantes de la gravedad, con sus consiguientes repercusiones (Teoría de la Isostasia de Airy). El origen de estas fosas parece ser reciente, en comparación con otras formas, y su formación bastante actual; en la mayor parte de los casos se muestran orladas por volcanes activos.

Las grandes fosas del Océano Pacífico podrían ser la de Atacama (7635 m), que a lo largo de 1400 Km. se extiende desde las inmediaciones de Valparaíso hasta la ciudad de Arica, también la Fosa de las Aleutianas (7800 m), las Kuriles (8500 m), las Marianas o la Fosa de Mindanao con máximas profundidades de 10500 m. En el Océano Atlántico cabe destacar la Fosa de Puerto Rico (9200 m.), las Islas Comores (7200 m) y las Sándwich del Sur, cerca de las Malvinas, (8000 m). En el Océano Índico la más importante es la Fosa de Java (7450 m).

Características y propiedades del agua oceánica.

El reconocimiento sobre la forma y la extensión de los océanos parece que se puede remontar al momento de la Historia que se ha llamado de los grandes descubrimientos geográficos, son las grandes etapas de la navegación (Colón, Magallanes o Elcano). Tendremos que llegar al s. XIX, coincidiendo con la expedición del buque oceanográfico Challenger, para llegar obtener las primeras valoraciones de carácter global sobre las características y propiedades del agua del mar. Las investigaciones oceanográficas, llevadas a cabo en las últimas décadas mediante la utilización de instrumentos más sofisticados, han permitido a la ciencia actual tener un conocimiento científico del océano mucho más concreto. Nos interesa saber la composición química del agua, su temperatura, su salinidad, su densidad y el carácter de sus sedimentos.

Composición química del agua del mar.

Lleva en disolución gran número de elementos químicos, podemos hablar del 3'5 %, aproximadamente, del peso total de las aguas oceánicas, debido a la presencia de estos elementos y teniendo en cuenta las diferencias que se pueden establecer en relación a las cuencas fluviales con contenidos químicos distintos.

Una observación del cuadro I (p.5) nos permite obtener que los principales elementos del agua no coinciden con los componentes disueltos en el agua de los ríos. El Calcio se da en mayor medida en los ríos que en las aguas marinas, al igual que el Bicarbonato (Calcio y Magnesio); estos elementos provienen de las rocas calcáreas. El mayor porcentaje de Silicio en los ríos se debe a la presencia de granitos y materiales similares en los continentes. Por lo tanto se pueden observar diferencias sensibles.

Por otro lado, el agua del mar destaca por su predominio en Cloro y Sodio, que forman un producto que supone el 86% del agua, es la sal marina (ClNa). Otros componentes importantes son el Sulfato, el Magnesio, el Calcio o el Potasio.

La referencia a estos componentes, por si sola, permite la particularidad de reconocer que el mar contiene las sales nutritivas decisivas para la alimentación directa o indirecta de las plantas y animales submarinos.

El peso total de los sólidos disueltos en el agua del mar varía según las latitudes. Por otro lado, tenemos que significar que su porcentaje relativo es bastante constante en toda la superficie del mar, por los procesos de homogeneización, que tienen lugar en el seno de su masa oceánica (movimientos internos).

Asimismo, las profundas discrepancias que hemos podido observar entre el porcentaje de los contenidos químicos entre los océanos y los ríos, cuestionan seriamente la interpretación que relacionan salinidad oceánica con los aportes fluviales derivados de los procesos de la meteorización continental. Esta diferencia porcentual indica que en el proceso de salinización marina, aparte de los aportes fluviales, contribuye a la presencia de sólidos en suspensión generada en las dorsales oceánicas e, incluso, a través de las erupciones volcánicas submarinas.

El agua del mar contiene los suficientes gases disueltos para explicar el mantenimiento de una vida animal y vegetal; contiene Oxígeno, Hidrógeno y Anhídrido Carbónico para justificas la flora y la fauna. Éstos gases aparecen heterogéneamente repartido, parece que el Oxígeno se muestra más presente en la superficie que en la profundidad, y también al tiempo que decrece al aumentar la temperatura y la salinidad.

Ciertos mares interiores que presentan poca renovación de sus aguas, tienen un contenido en Oxígeno muy bajo, que merma su desarrollo biológico. Tal es el caso del Mar Negro, conocido como Ponto Euxino, escasa renovación de las aguas profundas, con una mínima actividad biológica, así podemos hablar de unas aguas euxínicas.

La salinidad se define como la concentración de sólidos disueltos en una muestra de agua marina. Se trata de un factor que se mide en ‰, en océanos abiertos el término medio es del 33 al 38 ‰, mientras que en espacios cerrados (mares interiores o mínimamente los abiertos) se habla de salinidades del 40 al 42 ‰. No está distribuida igualmente, presenta variaciones sensibles en lo horizontal (superficie) y en lo vertical (profundidad).

Analizando la distribución horizontal de la salinidad a nivel mundial, podemos apreciar que aumenta en lugares donde hay predominio de procesos de concentración, sobre todo donde hay procesos de evaporación o incluso concentración en forma de hielo. En cambio, disminuye con la prevalencia de los procesos de disolución, es decir, donde las lluvias son frecuentes o donde se producen aportes de ríos y glaciares. Si observamos el cuadro II (p.5):

• Las mayores salinidades se producen en el dominio de las altas presiones subtropicales.

• Las menores salinidades se producen en las altas latitudes y sobre las bajas latitudes ecuatoriales. Los índices más bajos se dan en los círculos polares, donde la evaporación es mínima y por los aportes provocados por la fusión del hielo, mientras que en el Ecuador, las intensas y frecuentes precipitaciones compensan las pérdidas por evaporación.

Un caso paradigmático se produce en los mares cerrados que tienen una tendencia al aumento de la salinidad, es el caso del Mar Mediterráneo, que presenta altos niveles de salinidad, principalmente por dos razones. Por un lado se debe al aumento de la evaporación por las propias condiciones térmicas, por otro a un estado de rexistasia, es decir, una ausencia de vegetación en su entorno. La escorrentía de los ríos, que van a morir al mar, arrastra mayor cantidad de elementos, debido al aumento de la erosión por esa escasez de cubierta vegetal. La salinidad en el Mediterráneo alcanza los 37 - 38 o/oo. Una excepción es el Mar Negro, mientras que otros mares como el Rojo o el Muerto tienen en torno al 40 o/oo, éste presenta unos niveles inferiores, ya que los ríos que desembocan en él son caudalosos y que se desarrollan por ambientes biostáticos, con mucha vegetación y poca evaporación.

En cuanto a la distribución vertical, las salinidades en los fondos marinos son más uniformes que en la superficie (entre 34'6 y 34'9 o/oo). El descenso de la salinidad con la profundidad no es homogéneo, puesto que parece alcanzarse un mínimo de salinidad entre los 700 y los 1000 m., mientras que entre los 1500 y los 4000 m. se produce un aumento.

Temperatura del mar.

En los océanos se experimentan cambios sustanciales a lo largo del tiempo, no sólo a lo largo del día, sino también del año. Asimismo, varía en el espacio, no es lo mismo la temperatura del agua en ámbitos nórdicos, que en ámbitos tropicales. Estos cambios corresponden a numerosos factores ambientales, porque hemos de comprender que la temperatura marca el balance entre transferencias de calor al océano y pérdidas advectivas hacia la atmósfera, aunque sea difícil cuantificar el protagonismo de cada uno de los factores.

Hemos de indicar que las diferencias térmicas entre la superficie marina y las masas de aire inmediatas tienen un significado para explicar los intercambios energéticos entre el océano y la atmósfera. Por lo general, los intercambios se producen desde el mar a la atmósfera, actuando aquel de regulador térmico. Es que llamamos la “acción de termostato”, que justifica la diferencia entre los climas marítimos y los climas continentales.

Del mismo modo que la salinidad, podemos analizar horizontal y verticalmente. En el plano horizontal, observamos que las temperaturas medias anuales descienden desde el Ecuador (30º C de media) hasta los Polos (- 2º C). En océano abierto las Isotermas presentan un gran paralelismo, sin embargo, al acercarnos a espacios continentales, éstas se curvan por la influencia de las corrientes cálidas o frías.

El mapa de Isotermas marinas muestran variaciones estacionales del mismo modo como acontecen las tierras emergidas, aunque debemos indicar que la amplitud térmica es menor que en los continentes. En este sentido las máximas amplitudes térmicas en el agua del mar se sitúan en latitudes medias (45º - 65º) y son más agudas en el Hemisferio Norte, a lo que no es ajeno la mayor continentalidad del mismo.

El análisis de la distribución vertical nos indica que las variaciones térmicas de la superficie oceánica se van simplificando a medida que aumenta la profundidad. Así por ejemplo, a los 200 m. todavía subsisten los contrastes comentados, a ciertas latitudes, entre las costas occidentales y orientales de un cierto continente, influenciadas por corrientes marinas distintas. En cambio, cuando se alcanzan grandes profundidades, el océano se muestra muy homogéneo, entre los 0 - 2º C.

Un análisis de la figura III (p.5) nos muestra que el descenso térmico desde la superficie hasta los fondos abisales no es uniforme, sino que muestra una cierta estratificación térmica; hasta el punto que se puede diferenciar una primera capa llamada superficial o epitalasia, que acusa directamente la temperatura ambiental media. Por debajo de ella, a los 700 - 800 m. se encuentra una termoclina o superficie de discontinuidad térmica, que marca la transición brusca de temperatura. A partir de esta capa, se da un descenso térmico más lento.

La densidad.

Es una característica muy invocada para explicar ciertos movimientos del agua del mar. La densidad es el peso de 1cc de una sustancia, también se entiende como la masa de una unidad de volumen y se mide en gr./cc.

La densidad del agua es de 1 en temperaturas próximas a la fusión del hielo, es decir, 1cc de agua pura pesa 1 gr., mientras que 1cc de agua del mar pesa 1'027 gr. La mayor o menor densidad del agua oceánica depende de 3 variables, la temperatura, la salinidad y la presión; de modo que la densidad desciende con los aumentos térmicos. Disminuye asimismo con la bajada de presión atmosférica y con la caída de la salinidad. Puesto que las variaciones de la densidad por la variación atmosférica son poco acusadas, la temperatura y salinidad constituyen las variables más relevantes. De tal modo que a mayor salinidad, mayor densidad, y a menor temperatura, mayor densidad.

Todo ello justifica que la densidad de la superficie oceánica se incremente desde el Ecuador, con altas temperaturas y baja salinidad, hasta las altas latitudes. En esta distribución horizontal no son ajenos los procesos de concentración (evaporación) y los mecanismos de dilución, es decir, precipitaciones y aportes de agua fluvial. En profundidad la densidad es muy estable, estratificada, incrementando progresivamente

Acción de termostato.

La Acción de Termostato protagonizada por el agua se explica por el calor específico de la misma, que es el más elevado, de tal modo que para calentar 1gr. de agua 1º C se necesita 1 cal. Podemos interpretar que el agua es el elemento que más tarda en calentarse, pero también tarda más en enfriarse. Esta propiedad de agua justifica su papel como regulador térmico por la retención de calor que protagoniza y que viene a justificar esa Acción de Termostato a la que nos hemos referido.

Los sedimentos marinos.

El fondo de los océanos está recubierto de sedimentos que muestran unos espesores variables, según los océanos. Se estima que el espesor medio de sedimentos pudiera cuantificarse en torno a los 600 m. que se reduciría a la mitad si quitásemos el agua. En el Océano Pacífico es de unos 600 m., en el Atlántico unos 1000 m; en las fosas puede alcanzar un espesor de 5000 m.

Los sedimentos acumulados en los fondos oceánicos son fruto de la acción erosiva sobre los continentes y su consiguiente llegada a los océanos a través de los ríos, así como, son fruto de restos de organismos vivos. Son sedimentos de tipo litógenos y de tipo biógenos, los primeros fruto de la erosión sobre la plataforma continental (limos, arenas, gravas...) y dentro de los segundos, aquellos fruto de la descomposición de organismos vivos, son ricos en carbonato cálcico, fósforo, silicio, destacando tipos como las Globigerinas (O. Atlántico), las Diatomenas (Polos) y Radiolarios (O. Pacífico).

Movimiento del agua oceánica.

Son las olas, las mareas y las corrientes.

OLAS.

Son oscilaciones periódicas de la superficie del mar, con un periodo de oscilación inferior a los 30 seg. Se trata de arqueamientos rítmicos, de tipo sinusoidal, de la capa superficial del agua del mar. Estas oscilaciones se pueden clasificar atendiendo a una serie de parámetros como el periodo, la longitud, la amplitud y la altura entre otros.

• Periodo: Es el tiempo que transcurre entre el paso de dos crestas sucesivas.

Según la clasificación de Munck, sólo percibimos las llamadas olas de gravedad, que tienen un periodo de unos 30 seg., de tal modo, que las ondas con un mayor periodo son las mareas u ondas transtidales (con las que apreciamos subidas o bajadas de mar). La ondas con un periodo inferior a 1 seg. son las olas capilares, prácticamente imperceptibles.

• Longitud de onda: Es la distancia entre dos crestas o dos senos contiguos; llamando amplitud a la mitad de esta distancia (en algunos textos aparece como “semilongitud de onda”).

• Altura: Es la diferencia altitudinal entre la cresta y el seno.

En general, el proceso de las olas no es regular, porque esas ondulaciones regulares que, en principio aparecen en superficie provocadas generalmente por el viento, pueden verse con frecuencia afectadas por interferencias que las convierten de ondas estacionarias a ondas con desplazamientos laterales, que pueden llegar a la propia ruptura de la ola. Asimismo, estas ondas estacionarias provocadas por el viento sobre las moléculas de agua epidérmicas, pueden convertirse en ondulaciones forzadas por oposición de las aguas profundas. Por otro lado, estas ondulaciones, estacionarias o forzadas, pueden colisionar entre sí, ocasionando fenómenos de reflexión y que también se producen cuando en tren de olas, al llegar al litoral, entre en contacto con diques o defensas portuarias.

El fenómeno ondulatorio que explica la aparición de una ola es superficial, afecta a pocos metros en profundidad, de tal modo que puede darse el caso de unas aguas muy movidas superficialmente y a pocos metros de profundidad el fenómeno pasar desapercibido. En este sentido, las olas forzadas o de viento son debidas a la acción más o menos constante y local, que, al actuar sobre la superficie del agua, genera una diferencia de presión, que se transmite a las partículas epidérmicas del agua, provocando un movimiento circular en el plano vertical. De este modo, al subir la ola en la cresta, las olas se mueven hacia la derecha, mientras que al bajar la ola, en el seno, las partículas retroceden hasta alcanzar su posición de partida (tomar como ejemplo el corcho que sube y baja pero no se desplaza).

Este movimiento circular de las partículas se va transmitiendo progresivamente, por fricción, a las capas subyacentes, de tal modo que progresivamente van perdiendo entidad hasta que estos movimientos circulares desaparecen. A pocos metros de profundidad podemos apreciar aguas tranquilas, a pesar de que en superficie puede existir un profundo oleaje.

Al llegar al litoral, aproximándose a la orilla, con el fondo cada vez más próximo e inclinado progresivamente, se va frenando el movimiento en la parte inferior, mientras que en superficie puede seguir progresando libremente. Todo ello va a provocar que en un corto periodo de tiempo, la ola empiece a deformarse y, llegado el momento, se rompa. Son las olas rompientes que, siguiendo el proceso que estamos siguiendo, derraman sobre la orilla, rompen y generan un momento de turbulencia tierra adentro. Asimismo esta ola retrocede y rompe con las olas que llegan a la orilla, formando lo que se conoce como resaca.

TIPOS DE OLAS.

Olas de viento o forzadas: Tienen tamaños muy diversos y son el tipo más conocido de ola marina. Son un importante factor en el océano superficial, puesto que actúan la mezcla y la evaporación e intercambio de gases atmosféricos por toda la superficie del mar.

Cuando el viento empieza a soplar sobre la superficie tranquila de agua, forma primeramente unas rizaduras u olas pequeñas, que reciben el nombre de “Ripples”, que tienen una cresta más o menos redondeada y los senos en forma de V. Debido a su pequeño volumen, la tensión superficial, que puede ser el origen del tren de olas, desempeña un importante papel, son las olas que llamamos capilares. Son las rizaduras que, según muchos autores, proporcionan en gran parte el agarre del viento sobre el agua y, a partir de ellas, se permite la formación de las olas de mayor envergadura.

A medida que aumenta la intensidad del viento, se van formando olas, en principio pequeñas, que se llaman olas de gravedad. Su tamaño depende de la velocidad del viento, del tiempo que persiste el viento es esa dirección y de la distancia recorrida por el viento sobre el agua. El tamaño de las olas depende de la energía que el viento comunica al agua.

Cuando se produce una tormenta se desarrolla una complicada mezcla de olas y rizaduras superpuestas, a esta trama se le llama marejada, en esa situación siguen creciendo hasta alcanzar el tamaño correspondiente a la velocidad del viento. Cuando éste cesa las olas siguen alejándose de la zona de origen y dan lugar a unas formas más regulares, no tan complicada como en la marejada, que conocemos como mar de leva o mar de fondo. Las olas se rompen cuando el agua de los senos es insuficiente para soportar las crestas de aquellas, a medida que las partículas avanzan. Llegado el momento en que el agua de la cresta queda falta de apoyo y se mueve hacia delante, se derrumba el fuente de la ola. Se originan así las llamadas olas rompientes, que consumen su energía, tanto en la turbulencia del agua, como con el roce sobre la playa, con las consiguientes repercusiones en la morfología litoral.

Los Tsunamis: Son olas explosivas producidas por un seísmo submarino o una explosión volcánica. Suelen tener un periodo de 10 - 20 minutos, con longitudes de onda de 200 Km., con una velocidad de propagación de 150 m./s. y pudiendo elevarse 20 m. sobre el nivel de las costas. Provoca con su acción series catastróficas a nivel de inundaciones y arrasamientos y siendo frecuentes en el “cinturón de fuego del Pacífico”.

Parecen que surgen como consecuencia de ese seísmo o de la explosión volcánica, provocando que en el centro de acción se hundan las aguas. El resultado es una sacudida enorme que provoca una ola única de grandes dimensiones, que avanza a esas velocidades, que le confieren una carácter de ola catastrófica.

LAS MAREAS.

Son el fenómeno más sorprendente que nos ofrecen las costas de mar abierto, en contraste con los mares cerrados, donde, salvo excepciones, apenas se percibe. En los océanos el nivel del mar aumenta y disminuye alternativamente y con una variación de dos veces al día. En el centro del océano, la diferencia de altura entre el momento máximo de pleamar hasta el momento de bajamar no llega a 1 metro, pero en las costas, sobre todo en ciertas bahías con determinadas características morfológicas como penetrar tierra adentro, el nivel del mar puede ser considerable.

Así en el canal de Bristol (Inglaterra) o en la zona de Saint - Michel (Francia), fácilmente se superan los 10 m. de desnivel entre la pleamar y la bajamar. En cambio, en los mares cerrados la marea es pequeña, en el Mediterráneo no llega al 1 metro y en algunos casos sólo pocos centímetros.

Se trata de un fenómeno de fácil observación, que podemos definir como una oscilación periódica del nivel del mar, con un periodo más largo que las olas. Son fenómenos que transmiten movimiento y masa de agua, que comportan un movimiento de ascenso de las aguas, que conocemos como flujo, conociendo con el nombre de estero el sector de playa que existe entre la pleamar y la bajamar.

Su observación es fácil, puesto que un pivote clavado sobre la arena permite comprobar de forma directa el fenómeno que se está produciendo. Existen aparatos de registro que permiten su ajustada observación con mayor precisión, que se llaman mareógrafos.

Son fenómenos conocidos desde la antigüedad, fueron explicados por Newton en 1686, cuando propone la “ley de gravitación universal”; F = M · m / d2. En el caso que nos ocupa, todos los cuerpos celestes afectan a las aguas oceánicas por la atracción que generan sobre las aguas. En el caso de la Tierra, consideramos el efecto de atracción provocado por el Sol, por la gran masa del astro rey, es la marea solar, y el efecto de la Luna, por la proximidad que existe entre el planeta Tierra y su satélite, es la marea lunar. En la primera la atracción se debe a la gran masa solar y porque la distancia entre ambos es importante. Sin embargo, el valor de la marea lunar es mayor, puesto que, a pesar de tener poca masa, la distancia entre ambos astros es menor; el valor de ésta es mar importante sobre las aguas de la Tierra.

Esta atracción es mutua, equilibrada por su rotación alrededor del centro de un hipotético sistema Tierra - Luna. En efecto, ambos astros podrían considerarse como planetas gemelos girando en torno a un centro mutuo, que estaría alrededor de los 4700 Km. del centro terrestre. Por ello, ambos se verían afectados por fuerzas centrífugas originadas por el giro alrededor de ese centro común.

En una hipotética Tierra rodeada de agua en su totalidad, podemos significar, que entre el centro de la Tierra y de la Luna, la fuerza centrífuga y la fuerza de atracción serían iguales, en el centro de ambos sistemas.

En cambio, la fuerza de atracción es mayor que la fuerza centrífuga en el punto de la Tierra más próximo a la Luna, mientras que en el punto más alejado es al contrario, con lo que el agua se alejaría de la Luna. Esto provocaría una abombamiento a ambos lados (pleamar), mientras que se producirían dos momentos de bajamar en los puntos directamente opuestos a la Luna

Tipos de mareas.

Hay que tener en cuenta determinadas reflexiones:

• La Luna cruza el meridiano de longitud de cualquier punto la Tierra cada 24 h. 50'', es el día de marea.

• En una Tierra ideal rodeada por agua por todas partes, en cada punto podrían observarse, en un día de marea, dos mareas altas (crestas) y dos mareas bajas (senos).

• Si la Luna estuviera en el plano del Ecuador, las mareas de cualquier tipo de la Tierra serían iguales. Sin embargo, su posición varía desde los 28º 30' N hasta los 28º 30' S, por lo que se modifican las alturas de marea en cualquier punto.

• La altura de la marea es un determinado lugar es un asunto bastante complicado que depende de la profundidad del océano, de su propia forma, de la conexión existente entre las mareas locales y las superficies oceánicas y de la morfología litoral.

Existen varios tipos de marea:

Mareas vivas: Son aquellas que se producen cuando los tres astros están en sizigia, están alineados, de tal modo que en esta situación se suma el efecto de la marea solar y la marea lunar. Esto da lugar a un proceso de marea que viene a ser un 20% superior a la marea media. Suele acontecer, normalmente, dos veces al mes, con la luna llena y la luna nueva.

Mareas muertas: Se dan en la situación de cuadratura, las acciones de marea solar y lunar se encuentran contrarias, de tal modo que podemos indicar que las mareas muertas son inferiores en un 20% a las mareas medias.

Mareas de apogeo: Cuando la Luna se encuentra en el punto más alejado de la Tierra, siendo el valor de la fuerza menor, por lo tanto es similar a una marea muerta en cuanto a su intensidad, aproximadamente un 20% menor. Si coincide una marea de apogeo y una muerta (cuadratura), la marea es más sensible, en torno a un 40% inferior a la media.

Mareas de perigeo: Se da cuando la Luna se encuentra en el punto más cercano a la Tierra, el valor de la fuerza es mayor, se habla de un 20% superior a la marea media. Si se junta con una marea viva, se alcanza un 40% superior a la media, habiendo riesgo de inundación en las zonas más bajas del litoral.

Como las aguas no están distribuidas igualmente en el planeta, tenemos diferentes profundidades y las costas diferentes morfologías se dan mareas distintas de un punto a otro, permitiéndonos diferenciar entre: diurnas, semidiurnas y mixtas.

La marea diurna: El gráfico corresponde a Manila. Es un tipo de marea que ofrece una bajamar y una pleamar en cada día de marea (24 h. 50'); son mareas propias de la zona norte del golfo de Méjico y el Sudeste Asiático.

La marea semidiurna: (Boston). Se dan dos pleamares y dos bajamares en cada día de marea, las estoas de ambas son casi iguales, entendiendo como estoa de marea el periodo de tiempo durante el cual no se produce un cambio apreciable en el nivel de agua. Son propias de la costa atlántica europea y de EEUU.

La marea mixta: (Seattle). Tenemos dos pleamares y dos bajamares, pero con la particularidad de que no son iguales, hay un alta y una baja; de modo que las estoas de pleamar y de bajamar difieren notablemente. Son bastantes comunes en las costas del Pacífico de EEUU.

El tiempo en que la marea alcanza cada uno de los puntos del planeta varía sobremanera, del mismo modo que ocurre, como hemos visto en los tipos de marea, con las alturas a las que llega. La justificación la encontramos en la presencia de los continentes que fragmentan la masa oceánica. Del mismo modo, la presencia de las dos atracciones (la solar y la lunar), su distinta posición en el espacio respecto al Ecuador terrestre crea, asimismo, desigualdades en las mareas.

Todas estas circunstancias hacen que la hora y la altura de las mareas sean muy distintas de un lugar a otro de la Tierra. Por ello, y dada la importancia de la marea en cuestiones de navegación, se determina lo que se llama la “hora del puerto”, calculando el retardo entre la hora de nuestro satélite por el meridiano cuando se haya en posición de sizigia y la hora de pleamar en la marea viva. Surge de este modo las llamadas tablas de mareas, que son indispensables para la navegación, llegando incluso a cartografiar los puntos de hora del puerto; es la cartografía de líneas cotidales.

En las diferentes modalidades de propagación de la marea a los continentes, una de las más curiosas es la que se reconoce en el Canal de la Mancha. La marea penetra en el canal hacia el norte y se encuentra con la que penetra hacia el sur, generando un banco de arena en la zona de contacto llamado en banco de Dogger. Otra curiosidad es que las mareas producen en las desembocaduras de algunos ríos de gran masa de agua una única ola que puede propagarse río adentro. Los casos más significativos son los llamados Pororoca o Malareo en el Amazonas o en el Río de la Plata alcanzando los 6 m. de altura; y otro caso es el Mascaret en la desembocadura del río Sena, de menor envergadura, 2 - 3 m.

LAS CORRIENTES MARINAS.

La existencia de las corrientes marinas es bien conocida desde antiguo, por el hallazgo de árboles y semillas tropicales en Groenlandia o por la propia deriva de los barcos. De este fenómeno fueron conscientes los navegantes españoles en sus viajes al nuevo mundo; los cronistas de Indias reflejan en sus crónicas cuestiones relacionadas con estas corrientes, sobre todo con la Corriente del Golfo.

Actualmente las campañas de los modernos buques, con sus potentes instrumentos, han reconocido una red de corrientes superficiales que ejercen una notoria influencia sobre el planeta. Estas corrientes marinas se reconocen, no sólo por la deriva que sufren los barcos, sino también por la temperatura, salinidad y el color del agua y, por supuesto, por su velocidad.

Existen diversas teorías para explicar la causa de las corrientes marinas; las más admitidas son aquellas que relacionan las corrientes con el viento, el propio movimiento de rotación terrestre y los movimientos de compensación que tienen lugar en el seno de los océanos.

Su medición es hoy fácil, utilizando la brújula, pero fundamentalmente el empleo de modernos aparatos, en concreto los correntómetros, que permiten conocer su dirección y la velocidad. En otros momentos previos a esta tecnología, se ha podido conocer su dirección y velocidad por el sistema de botellas selladas.

Factores que influyen en la aparición de las corrientes marinas.

Viento: Un importante porcentaje de las corrientes están causadas por el viento, de tal forma que la energía transmitida por el mismo es recogida por las superficies del agua por el rozamiento de aquel sobre ella, pudiendo generar su desplazamiento en el sentido del viento.

Fuerza de Coriolis: Es consecuencia del movimiento de rotación de la Tierra, que provoca un desvío en ese movimiento del agua hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur.

Gravedad: Por la influencia del viento, las corrientes tienden a acumularse en las zonas próximas a los continentes, provocando en unos fenómenos de estoa en aquellos lugares que presentan una morfología litoral cerrada (golfos o bahías). La gravedad tenderá, en esa situación, a generar una cierta nivelación del agua, es decir, una igualación en su nivel; circunstancia que podrá permitir la aparición de una nueva corriente.

Diferencias de densidad: En el seno del océano pueden provocar la aparición de flujos de agua oceánica de un lugar a otro. Esas diferentes densidades debemos entenderlas como consecuencia de un mayor calentamiento por insolación o, incluso en algún caso, por mayores enfriamientos por irradiación. La consecuencia de ello puede ser la aparición de áreas oceánicas de distintas salinidades; fenómeno que puede determinar la aparición de corrientes desde áreas de baja salinidad a áreas de alta salinidad.

Configuración de cuencas oceánicas y distribución de los continentes: Las corrientes provocadas por los vientos son desviadas en su dirección al chocar con las costas, generando la aparición de corrientes derivadas.

Tipos de corrientes:

• De impulsión o de arrastre o forzadas: Son corrientes debidas a la atracción o impulso mecánico del viento, surgen como consecuencia de un viento constante que puede soplar durante gran parte del año en la misma dirección.

• Derivadas: Cuando las corrientes de impulsión chocan con las masas continentales, cambian su dirección de desplazamiento. Surgen así las corrientes derivadas.

• De conexión: Aquellas que establecen la unión o interconexión dentro de un circuito.

• De compensación o descarga: Producidas por cuestiones relacionadas con los valores de densidad diferentes; el agua superficial enfriada en el Antártico y el Ártico se sumergen hacia los fondos marinos y se extienden hacia el Ecuador, desplazando hacia la superficie, en latitudes ecuatoriales, el agua menos densa y más cálida. De ese modo se tiende a rellenar el vacío provocado por el viento constante (alisios) generador de la primera corriente de impulsión. Como se trata de una corriente que va de abajo a arriba se denomina Upwelling.

Atlántico Norte:

La acción que de los alisios en latitudes tropicales provoca un fenómeno de escora y genera la aparición de una corriente de tipología cálida que es la Corriente Nordecuatorial Atlántica, sometida a un efecto de Coriolis. Cuando choca con el continente americano genera una acción de corriente derivada, un ramal hacia el sur, generando la Contracorriente Nordecuatorial Atlántica (O - E)) y otro ramal hacia el norte.

A su vez, este ramal, genera otras dos, una de ellas penetra en el Golfo de Méjico, donde se produce un proceso de estoa y, al unirse con el otro ramal, forma la Corriente cálida de Florida. Ésta va más o menos paralela a la costa, llegando hasta los 40º N, donde choca con las corrientes de frías de Groenlandia y de Labrador. En ese punto de convergencia, junto con el influjo de los vientos del oeste y la natural inclinación por la Fuerza de Coriolis, se produce el desvío de esta corriente hacia el este. De este modo se genera la Corriente del Golfo (“Gulf Stream”), una corriente de cálida de presión con dirección O - E, que cuando choca con el continente europeo se divide en dos ramales.

Hacia el norte se divide en varios ramales, la Corriente Noratlántica europea, corriente cálida que favorece a las Islas Británicas y latitudes escandinavas, ya que están a la misma latitud que Groenlandia, pero que gracias a estas corrientes hay posibilidad de asentamientos. Lo mismo sucede con el ramal que afecta al sur de Islandia.

Hacia el sur genera la Corriente de Canarias, de compensación o efecto de Unpwelling, ya que es una corriente fría que compensa la escora formada al inicio del circuito por la acción de los alisios.

En el centro del circuito se queda una zona sin circulación que es el Mar de los sargazos, sin corrientes y muy temida para los navegantes del s. XVII y XVIII. Era conocido como la “latitud de los caballos”, ya que estos animales se sacrificaban para quitar peso a los barcos, compensando la falta de viento.

En este circuito son varios los puntos clave:

Escora: Déficit de agua como consecuencia de la acción regular de los alisios.

Estoa: Proceso de sobreacumulación de agua por el empuje que se genera en ese sector, aprovechando su disposición más o menos cerrado; esta determinará, por la acción de la gravedad, una acción de salida.

A los 40º N. Soplan los vientos del oeste, más o menos fuertes, que junto al Efecto de Coriolis someten a la Corriente de Florida a girar hacia la derecha, a su vez, se ve influenciada por las corrientes frías a la altura de la Isla de Terranova. Así se da una situación favorable para la pesca (contacto de aguas frías y cálidas), aparecen bancos pesqueros (banco pesquero de Terranova) por esta mezcla de agua que favorecen procesos de oxigenación que, a su vez, condicionan la regeneración del plancton, alimento necesario para los peces.

Corriente Noratlántica europea. Frente a las costas noruegas:

• Desde el punto de vista económico, en este punto se da una mezcla de aguas al chocar con las que proceden del Círculo Polar Ártico, lo que justifica la riqueza pesquera del Mar del Norte.

• Desde el punto de vista humano, se producen los asentamientos por la acción benefactora de las corrientes cálidas, condicionando unas temperaturas en el litoral noruego, que serían impensables en el caso de no existir dicha corriente. Por lo tanto es una influencia decisiva para las condiciones de vida de Noruega. Del mismo modo sucede con el ramal que pasa por debajo de Islandia, que justifica los asentamientos humanos en estos lugares.

Upwelling. La corriente fría de este tipo coincide casi con el punto donde se produce una escora, una falta de agua, que se rellena con agua que viene desde la profundidad. Son aguas procedentes de ámbitos polares, que ascienden hacia la superficie en esta latitud, para compensar el fenómeno de escora, protagonizado por los alisios. Este proceso genera en la zona una mezcla de aguas frías y cálidas, que contribuye a la oxigenación de las aguas. Así se favorece la existencia de plancton y la justificación del banco pesquero sahariano - mauritano. Desde un punto de vista climático, incluso morfológico, provoca otro fenómeno justificado por el contacto entre una masa de aire cálida (tropical) propia de estas latitudes y las aguas frías de la corrientes. Esto genera la frecuente aparición de brumas y nieblas superficiales, e impiden la formalización de fenómenos ascendentes constantes de lluvias. Esta circunstancia se traduce en la aparición de desiertos costeros, es este caso el desierto litoral del Sahara y el desierto mauritano.

Atlántico Sur.

La acción de los alisios, con una dirección SE - NO, provoca la aparición de una corriente de impulsión cálida que conocemos como Corriente Surecuatorial Atlántica, con dirección E - O como consecuencia del Efecto de Coriolis. Ésta, más o menos paralela al Ecuador y al Trópico, choca con el continente americano, en torno al Cabo de San Roque, generando dos ramales, uno hacia el norte, la Contracorriente Surecuatorial Atlántica y otro hacia el sur. Ésta, la Corriente cálida de Brasil, es una corriente derivada con casi la misma función que la de Florida, que cuando llega a los 40º S (Pampa Argentina) recibe la influencia de los vientos del oeste, la Fuerza de Coriolis que la impulsa hacia la izquierda y el choque con las corrientes frías del sur (Malvinas), donde se da un importante banco pesquero, razón destacada de la guerra entre Inglaterra y Argentina por las Islas Malvinas.

Así se genera una corriente con dirección O - E, que al chocar con África se producen dos ramales, uno hacia el sur que se desplaza hasta encontrarse con el Océano Índico, y otra hacia el norte. Ésta, a su vez, genera la Corriente de Benguela, de tipo Upwelling (fría), que relacionamos con el banco pesquero angoleño, mientras que las brumas y nieblas provocan la aparición del desierto costero de Namibia.

En el interior del circuito queda un pequeño reducto, sin la importancia del Mar de los Sargazos, en el que se intuye una cierta ausencia de corrientes.

Pacífico Norte.

El proceso es similar al Océano Atlántico. El inicio del circuito lo marcamos con la acción de los alisios, que provoca una corriente de impulso cálida, como consecuencia de la Fuerza de Coriolis, que adopta una componente E - O. Se trata de la Corriente Norecuatorial Pacífica, que cruza todo el océano hasta las inmediaciones del Archipiélago Filipino, generando dos corrientes. La que gira hacia el sur es la Contracorriente Norecuatorial Pacífica, mientras que la del norte es una corriente derivada, es la Corriente cálida de Kuro Shivo, con papel similar a la de Florida. En esos 40º N se produce el choque con una corriente fría que viene desde el norte, es la Corriente Oya Shivo, que junto con los vientos del oeste y la Fuerza de Coriolis, provoca el desvío hacia el este. Esta corriente cálida de conexión es conocida como de retorno o de Urdaneta, ya que fue descubierta por Andrés de Urdaneta, un navegante español que aprovechó esta corriente para regresar a California desde las misiones en Filipinas.

El choque de ésta con el continente americano, genera otras dos derivadas, la del norte es sensiblemente paralela al continente, es la Corriente cálida de Alaska, similar a la Corriente Noratlántica europea, que llega hasta el estrecho de Bering (40º - 60º N). Ésta beneficia con unas temperaturas cálidas al sector de la costa marciana, sin cuya presencia sería imposible pensar en asentamientos. La que se dirige hacia el sur, conforme se va acercando a la zona de los alisios, intenta compensar la escora, surgiendo del fondo unas aguas frías que suben de abajo a hacia arriba; es una corriente de Upwelling. Ésta es la Corriente de California, con un factor positivo para la existencia de bancos pesqueros, que justifica la formación y presencia de nieblas frecuentes en la costa y, desde el punto de vista morfológico, el carácter semiárido de esta zona.

Pacífico Sur

Los vientos alisios provocan una corriente como consecuencia de la Fuerza de Coriolis, adoptando una trayectoria E - O. Es una corriente cálida de impulso, que se conoce como la Corriente Surecuatorial Pacífica, que cuando ha recorrido todo el océano choca con Oceanía, se extingue en dos ramales.

La del norte es la Contracorriente Suercuatorial Pacífica, que completa el déficit del circuito, mientras la del sur, la Corriente Oriental de Australia, es una corriente cálida que beneficia a las islas oceánicas. En ese punto se junta con la acción de una corriente que rodea la Antártida y con los vientos del oeste, provocando la corriente de conexión del Pacífico Sur, una corriente cálida que cada vez se hace más fría conforme aumenta la latitud, cruza todo el Océano y viene a incidir con el continente americano, generando dos ramales.

El que va hacia el sur rodea el continente y se mezcla con las aguas frías, mientras que el que va hacia el norte se formaliza el una corriente de Upwelling, que compensa el déficit de agua planteado con la escora de alisios. Ésta es la Corriente de Humboldt, de tipo frío, que justifica por un lado el banco pesquero peruano, con la particularidad de la existencia, en los archipiélagos próximos a la costa, de las explotaciones de Guano. Este abono natural fruto de las deyecciones de las aves que, en millones, existen en estas islas, aprovechando el banco pesquero. Estas explotaciones han marcado el enfrentamiento entre diversas potencias para hacerse con su control; en su momento provocó el enfrentamiento entre multinacionales americanas y los países de la zona.

Desde el punto de vista climático, debemos destacar las nieblas, por el Upwelling, que reciben nombre como Garúas o Coquimbos. La existencia de la Corriente de Humboldt justifica también la existencia del enorme desierto entre Chile y Perú, el desierto de Atacama.

Sufre alteraciones esporádicas, cada 6 - 7 años, en las que la Corriente de Humboldt desdibuja sus características y, en su lugar, aparece una corriente que desempeña un papel importante, es la corriente de El Niño. Su planteamiento más claro es que, coincidiendo con épocas navideñas, se produce un sobrecalentamiento de las aguas. Los pescadores de la zona lo denominan de ese modo, pero científicamente se denomina E.N.S.O.

Océano Índico.

Las características del Océano Índico radican en su pequeñez de extensión, quedando reducido a una pequeña área del Hemisferio Sur, mientras que en el Norte alcanaza los límites del Trópico de Cáncer.

Los vientos alisios tiene una componente SE - NO y dan lugar a la aparición de una corriente de tipo cálido de impulsión o arranque, es la Corriente Surecuatorial Índica, que por la Fuerza de Coriolis adopta una disposición E - O, que cuando choca con el continente africano forma dos corrientes derivadas cálidas hacia el sur, la Corriente de Mozambique y la Corriente de Madagascar, mientras que hacia el norte se genera la Contracorriente Surecuatorial Índica.

Estas dos corrientes (sur) continúan hasta el Cabo Buenaesperanza, donde son arrastradas por las corrientes frías que rodean la Antártida y le hacen girar hacia el este. A esa latitud (40º S) también son sometidas a los vientos del oeste, así como con la Fuerza de Coriolis. Así se forma una corriente de conexión de tipo cálido, sin nombre determinado, que se va enfriando por las corrientes antárticas. Al chocar con Australia genera una corriente cálida hacia el norte, es la Corriente Occidental de Australia, que supone el cierre del circuito, con la particularidad de no generar un proceso de Upwelling. Este hecho se justifica por la pequeñez del circuito índico, que hace que los alisios no soplen con mucha fuerza.

Hay que tener en cuenta también los vientos monzones.

Índico norte.

Este circuito como tal no existe. Influyen los vientos monzones que muestran una cierta variación entre el verano y el invierno.

El Monzón de invierno sopla desde las altas presiones (anticiclón) de Asia hacia las bajas, donde se forman unas corrientes que en su origen son frías, pero que se ven calentando conforme se acercan al Ecuador. Éstas corrientes cálidas surgen al amparo de esos flujos monzónicos procedentes del centro de Asia y que se dirigen hacia el Océano Índico.

En el Monzón de verano los centros de acción térmicos (anticiclón térmico asiático) dejan lugar a una baja presión en Asia, mientras que en océano se genera una alta presión. Cambian los centros de acción, por lo tanto también en los flujos, soplando el Monzón desde el océano hacia el continente, son vientos fríos y húmedos que soplan hacia el continente.

Tener en cuenta el F.I.T ó C.I.T., es frente de convergencia intertropical, es decir, la línea donde convergen los vientos alisios que soplan en el Hemisferio Norte y en el Sur; ésta va cambiando según la época del año.

La acción de los monzones que soplan de SO - NE junto con el fenómeno de inversión de los alisios, que es fuerte en la costa de Somalia (SO - NE), generan una escora durante el verano que viene a compensarse gracias a la emersión de aguas desde el fondo, es decir, un efecto Upwelling. Surge frente esta costa y durante el verano, una corriente de tipo Upwelling (fría) que es la Corriente de Somalia, generando un banco pesquero somalí y justificando el desierto costero de Ogaden.

En el desierto de la zona de Somalia no llueve por el Upwelling, y en invierno porque es la estación seca del clima tropical.

La influencia de las corrientes.

• Desde el punto de vista de la navegación, las corrientes modifican de forma favorable o desfavorable la velocidad de los buques, atendiendo al rumbo que estos lleven.

• Desde el punto de vista pesquero, la pesca se beneficia, las capturas aumentan en los lugares de convergencia entre una corriente fría y una cálida, así como en las corrientes de emersión o Upwelling.

Ejemplos de los primeros son el cruce de la Corriente del Labrador y el ramal del Gulf Stream frente a la Isla de Terranova que genera el banco pesquero de Terranova o las Corrientes generadas del Gulf Stream que contactan con las corrientes frías del Ártico, formando así el banco pesquero de Noruega, favorecido también por la plataforma continental. Las aguas frías presentan la particularidad de oxigenar el medio al contacto con aguas cálidas, ésta contribuye a la aparición de plancton y justifica los bancos pesqueros.

Ejemplos de Upwelling se dan en la Corriente de Canarias, que justifica el banco pesquero Sahariano - Mauritano (problemas adicionales por el control de las aguas jurisdiccionales). También las Corrientes de Humboldt en Perú han generado conflictos entre multinacionales americanas y Perú, junto con la explotación de Guano. Se da la conjunción de aguas frías y cálidas, por lo tanto la renovación y la posibilidad de plancton.

• Desde el punto de vista climático, las corrientes suavizan o refuerzan las condiciones climáticas, según sean masas frías o cálidas, influyendo de un modo u otro las condiciones en las costas continentales.

En latitudes tropicales, las aguas y el clima son más cálidas en la costa oriental de los continentes, debido a las corrientes cálidas (Corriente de Brasil, de Florida o Kuro Shivo). Mientras que en las mismas latitudes las condiciones son más frías en los sectores occidentales, por la influencia de la corrientes de Upwelling (Canarias, Benguela o Humboldt)

En latitudes templadas ocurre lo contrario, los litorales orientales son más fríos como consecuencia de las corrientes frías (Labrador u Oya Shivo), mientras que los sectores occidentales son sometidos a las cálidas (Alaska o Nordatlántica europea), donde las condiciones climáticas son muy diferentes.

Por lo tanto, las corrientes son un factor a considerar a la hora de analizar su influencia en el clima.

• Desde el punto de morfológico, las corrientes, sobre todo las de tipo Upwelling, son las causantes de los desiertos costeros, puesto que el aire, al contacto con la masa de aire fría situada a latitudes más o menos tropicales, provoca frecuentes fenómenos de condensación, que contribuyen a la aparición de nieblas y brumas. Éstos fenómenos impiden los procesos ascendentes, que imposibilitan totalmente la formación de nubes, por lo tanto las lluvias. Los espacios continentales próximos a esas zonas de influencia suelen ser desiertos costeros (Sahara occidental, Atacama o California).

TEMA 4: NOCIONES DE GEOFÍSICA.

LITOSFERA. Discontinuidades y capas.

En las modernas teorías de hoy en día, se considera a la litosfera como una capa de unos 80 - 100 Km. de espesor que prácticamente bordean la superficie del planeta. Queda por debajo de ella, otra capa concéntrica conocida como Astenosfera, que puede tener unos 600 - 700 Km. y que prácticamente rodea el centro.

Es un planteamiento distinto al tradicional que afirma que hay una corteza, un manto y un núcleo central; ambas son correctas, pero haremos mayor incidencia al segundo.

El conocimiento del centro de la Tierra no es fácil, se acude a estudios geológicos o geofísicos. Los primeros pueden ser de dos tipos, directos, que sólo pueden llegar a los fondos de minas, por lo tanto de insuficiente conocimiento; y los indirectos, análisis de las erupciones volcánicas , que en el momento de producirse proyecta el material del centro de la Tierra hacia el exterior. Esto también es insuficiente, teniendo en cuenta que las raíces volcánicas están en el manto, a unos 30 - 40 Km. en los mejores casos.

El único recurso es acudir a los estudios geofísicos que se realizan en la superficie, pero que se basan en el comportamiento de ciertas normas o análisis de ciertas anomalías. Estos estudios son los que aprovechan los datos sismológicos, análisis de las trayectorias de las ondas sísmicas en el interior del planeta y a partir de estos análisis llegar a las teorías. También son geofísicos los datos obtenidos por la gravimetría, basados en el análisis de las anomalías gravitatorias, según las diferentes densidades de la zona objeto de estudio, es decir, según la diferencia de densidad en los espacios continentales, en comparación con los espacios oceánicos.

Otra forma, más aleatoria, es establecer por comparación el estudio de los meteoritos a los que se supone una estructura semejante a la del planeta. Así el análisis de los aerolitos muestra una presencia significativa de silicatos, que nos da pie a pensar en sílice, en forma de sial o sime, o en sideritos. Por ello, la presencia de hierro nos permite establecer conjeturas sobre una estructura interna del planeta que pudiera caracterizarse en metales pesados.

De todos los sistemas comentados, es indudable que los estudios geofísicos basados en la comparación de las ondas sísmicas, son, no sólo los más fiables, sino los que nos han proporcionado más datos. Se basan estos estudios en el análisis sobre el comportamiento de las ondas sísmicas a partir de movimientos sísmicos detectados por los sismógrafos, entendiendo que el choque causado por un terremoto se propaga por ondas que, fundamentalmente, son de tres tipos:

• Longitudinales. Presentan la particularidad de desplazarse hacia delante y atrás, mostrando la mayor velocidad de todas, se ahí que se les conozca como ondas primarias (P). Se deben interpretar como ondas de compresión que se transmiten en sólidos o en líquidos.

• Transversales. Se manifiestan hacia arriba y abajo. No son ondas de compresión, sino de distorsión y presentan menor velocidad que las otras. Se les representa con S, ya que son secundarias y su característica más importante es que no se propagan en medios líquidos.

• Superficiales. Son muy lentas con repercusión de tipo catastrófico, pero son ondas muy largas (L). Es importante su conocimiento por el riesgo sísmico que representan, pero es escaso su valor geofísico.

El análisis de estas ondas nos permite comprobar que su velocidad de propagación no es la misma en todos los materiales, sino que depende del medio en el que tengan lugar. Así las experiencias de laboratorio (explosiones provocadas y detectadas por los sismógrafos) muestran velocidades entre 1'5 - 2'5 Km./s. en sedimentos poco compactos, de 3 - 3'5 cuando el elemento adquiere mayor coherencia (rocas sedimentarias), mientras que en el granito la velocidad se dispara hasta los 6'2 - 6'3.

El interior del planeta no es un medio homogéneo, es heterogéneo, esa distinta composición del medio, junto a un estado físico también diverso, hará que las ondas sísmicas muestren un comportamiento anómalo (reflexiones como consecuencia de la heterogeneidad).

La velocidad de propagación, que dependen del medio, dependen de la densidad de los materiales atravesados, esa velocidad también asciende con la rigidez del material. De tal modo, podemos apreciar que esa velocidad de propagación es mayor hacia el interior del planeta, con la particularidad de ofrecer saltos bruscos que coinciden con la existencia de unas superficies se separación conocidas como discontinuidades.

En análisis del gráfico 1 nos permite comprobar unas circunstancias:

Las ondas primarias presentan mayor velocidad que las ondas secundarias.

Las ondas secundarias llegan a los 2900 Km. y dejan de transmitir, por lo tanto si estas no lo hacen en medios líquidos, a partir de ahí es de ese material.

El aumento de la velocidad de propagación a medida que nos acercamos al interior del planeta; dicho aumento está en consonancia con la densidad de los materiales del interior. No es regularizado, sino que parece que sufra saltos, ya que pasa por zonas de unos materiales a zonas con otros materiales distintos. En los lugares donde se producen saltos, se dan las discontinuidades sísmicas, entre las que cabe destacar tres de primer orden (Mohorovicic, Gutenberg y Weichert) y dos de segundo (Repetti y Conrad). La existencia de estas discontinuidades que se distinguen por los cambios bruscos apreciados en la velocidad de propagación de las ondas, nos permite distinguir tres capas concéntricas, como integrantes del planeta:

Corteza: Superficie hasta la continuidad de Mohorovicic.

Manto: Desde Mohorovicic hasta Gutenberg.

Núcleo: Desde Gutenberg hasta el interior de la Tierra

(Distribución gráfico 1).

CORTEZA.

Supone tan solo un 1% de la masa de la Tierra y su espesor no es uniforme, debajo de los continentes se estima entre 30 - 40 Km. y en los fondos oceánicos sólo alcanza los 10. Tanto el espesor como la naturaleza de los materiales difiere bastante entre los océanos y los continentes. Parece también que esa naturaleza sea mejor conocida por debajo de los océanos que no en los continentes. En el primer caso se puede distinguir tres capas pertenecientes a la corteza, perfectamente diferenciadas (fig. 3B).

• Capa sedimentaria, constituida fundamentalmente por depósitos.

• Capa volcánica, también llamada zócalo, que está constituida por basaltos y que incluso recibe el nombre de capa toleítica.

• Capa oceánica, fundamentalmente constituida por materiales ultrabásicos.

Por debajo de los continentes, tradicionalmente se ha considerado que habían tres capas diferenciadas: la capa sedimentaria, Sial y Sima. (fig. 1).

La capa sedimentaria es la más superficial, de carácter discontinuo y que puede alcanzar algunos miles de metros en los continentes y raramente superan el millar de metros en los océanos. Por debajo, se encuentra la capa granítica intermedia, también llamada corteza superior o continental, que está constituida por rocas de composición semejantes al granito. Como los elementos más frecuentes son las sílice y el aluminio se le conoce como Sial, una capa discontinua que aparece en grandes bloques formando los continentes, con espesores de 15 - 20 Km. y que adelgaza considerablemente debajo de los océanos. Con un valor de densidad medio en torno a 2'7.

En cuanto a la corteza inferior, también llamada capa basáltica inferior o corteza oceánica, se supone que está separada de la primera por la discontinuidad de Conrad y que se forma con materiales de tipo basáltico, donde predominan la sílice y el magnesio. Por ello se le conoce también con el nombre de Sima, y tiene una densidad de 3'1. En los océanos, esta capa se sitúa directamente en contacto con la capa sedimentaria, de ahí que en 1959 se acometiera un proyecto. Mohole intentó perforar los fondos del océano para obtener muestras directas del manto, éste quedó en un intento que no llegó a nada.

Actualmente esta distribución resulta muy controvertida, puesto que parece que no existe dicha capa de sima con la frecuencia que se postulaba en un principio, sino que son muchas sus lagunas como para hablar de una capa regular. La discontinuidad de Conrad como tal no tiene el sentido propio de estas discontinuidades.

En la actualidad se considera a la corteza como un todo de reacción ácida, tanto por debajo del océano, como por debajo de los continentes, y se considera que la capa sedimentaria se encuentra atravesada por intrusiones procedentes de las capas profundas. Estas intrusiones pueden ser de tipo granítico o de tipo volcánico, con la particularidad de que el metamorfismo puede transformar a parte de los materiales sedimentarios en rocas más parecidas al granito y al basalto.

MANTO.

Se encuentra desde la continuidad de Mohorovicic (30 - 40 Km. de espesor) hasta la discontinuidad de Gutenberg (2900 Km). La existencia de una discontinuidad de segundo orden, la de Repetti (700 Km.), que separa por un lado el manto externo, al que le presume una densidad de 3'4, y por otro el manto interno, con una densidad de 5'6.

Desde los años 60 se considera que el manto pudiera integrarse dentro de una envoltura de 500 - 600 Km. de espesor, entendida con el nombre de Astenosfera, envuelta en su parte superior por una capa de 50 - 60 Km. de espesor que denominamos Litosfera. Entre ambas capas no existe una diferencia notoria de composición, puesto que parece que cualquier porción de la Astenosfera que asciende hacia la superficie se va convirtiendo poco a poco el Litosfera. Esto se produce como consecuencia de los cambios térmicos y de presión que se van produciendo, a medida que se aproximan a la superficie.

La composición de manto en general parece vincularse a rocas de tipo ultrabásico, pobres en sílice, de colores oscuros, altas densidades y rica en materiales ferromagnésicos (peridotitas).

La importancia del manto la justificamos porque parece que la corteza pudo formarse por diferenciación de los materiales constituyentes del manto superior. Al tiempo que la debemos relacionar con una serie de fenómenos, de tipo volcánico o sísmico, que parecen tener su origen en el manto.

Según la teoría de Vening Meinesz (1948) y la posterior de Holmes Kraus (años 60), es en el seno del manto donde se sitúan las corrientes de convección, que pudieran justificar, en la actualidad, la dinámica de las placas tectónicas.

NÚCLEO.

Abarca desde la continuidad de Gutenberg (2900 Km) hasta el centro de la Tierra. La existencia de una discontinuidad de primer orden, la de Wiechert a 5100 Km, posibilita la separación entre un núcleo externo y uno interno.

El núcleo externo que, dado el comportamiento de las ondas sísmicas, parece presentar un estado líquido, si recordamos que las ondas S interrumpen su trayectoria al alcanzar esta profundidad. La no transmisión de las ondas S permite conjeturar sobre el estado líquido de este núcleo externo, en el que las densidades están entre 10 - 12'3.

Sobre el núcleo interno hay gran cantidad de hipótesis, pero parece que se defiende la existencia de material de hierro y níquel, por lo que se le denomina sector “Nife”. La presencia de estos materiales metálicos, con alto porcentaje de hierro, hay que relacionarla con el porcentaje de meteoritos y sideritos presentes en el Sistema Solar, que muestran una constitución con alto contenido en hierro. Admitida esta reflexión, también podemos admitir que ese núcleo metálico sería la principal razón justificante del comportamiento terrestre.

Las densidades estarían por encima de 13 y en unas condiciones termodinámicas sugerentes, presiones de varios miles de atmósferas (3000000 Kg./cc. de presión aproximadamente) y unas temperaturas estimadas entre los 4000 - 5000º C.

TEORÍAS OROGÉNICAS.

Gravimetría e Isostasia.

Hemos visto que el estudio de la propagación de las ondas sísmicas se considera fundamental para el conocimiento de la constitución del globo y así nos aproximamos a la estructura interna del planeta.

El estudio de las anomalías gravimétricas propuestas por Bouguer en el s. XVIII son el punto de partida que nos lleva a un conocimiento más exacto de la capa superficial del planeta, la corteza o la litosfera.

Si recordamos las consideraciones de Newton al respecto de la fuerza de la gravedad, la fuerza de atracción gravitatoria está directamente relacionada con la masa del cuerpo y la aceleración de la gravedad, con un valor de 9'8 m./s2, gracias a F = m · g.

Entendemos la anomalía gravitatoria por las diferencias entre el valor de la gravedad de un lugar obtenido por el gravímetro (valor directo) y el que correspondería a la latitud y altitud del lugar en cuestión (valor teórico). Si el valor directo es mayor al teórico, la anomalía es positiva e indica unos valores superiores de densidad, que parecen darse en los océanos. Mientras que si el valor directo es menor, la anomalía es negativa y refleja unos valores inferiores de densidad, que parece darse por debajo de los continentes.

De todo ello, podemos establecer las siguientes reflexiones:

• Las variaciones de la gravedad son debidas a las distintas densidades en la corteza.

• Esos valores de la gravedad aumentan en zonas más densas (océanos), al tiempo que disminuye en las menos densas (continentes o montañas).

Estas consideraciones de Bouguer dieron lugar a una serie de propuestas matizadas por Airy, quien defendería la distribución de los bloques continentales de distinto espesor, interpretados como bloques de sial en equilibrio sobre materiales de sima, más densos. Equilibrio que, en principio, se denominaba equilibrio hidrostático en la corteza terrestre, pero dado que el material sobre el que se plantea este no tiene una naturaleza líquida; Airy habló de un equilibrio isostásico entre los bloques, para referirse a esa especie de compensación que mantiene esos bloques de sial flotando sobre el sima.

Las desigualdades de composición entre ambos bloques parece compensarse a unos 60 - 100 Km de profundidad, donde Airy situaría una hipotética superficie de compensaciones isostásicas. Habría que interpretar que los continentes son enormes flotadores (almadías) de sial, flotando sobre sima.

Este equilibrio isostásico puede romperse por muy diversos motivos, los dos más significativos son:

• La acción de la Geodinámica externa; la erosión, al actuar sobre un bloque continental, contribuye a su desgaste y lo va aligerando. Ante una ruptura de ese equilibrio, de inmediato la acción de la superficie isostásica reequilibra la situación, manteniendo el mismo.

• La acción de los movimientos glaico - eustáticos (EUSTASIA: movimiento de ajuste del nivel marino como consecuencia de los procesos glaciales. Al producirse el glaciarismo, el nivel del mar asciende al soportar menor cantidad de agua, esto es la Eustasia, mientras que, al producirse el deshielo, el nivel del mar disminuye al soportar mayor cantidad de agua, es la Isostasia.

El equilibrio isostásico tiende a reestablecerse mediante los movimientos verticales que tienen su raíz en la superficie de compensación isostásica.

Surge al mismo tiempo una teoría, la de Wegener, en la que se afirma que quizá el equilibrio isostásico no sólo sea en la vertical, sino que también puede existir un equilibrio en la horizontal. Todo se remonta al año 1912, cuando surge la teoría de la deriva continental de Wegener, que defendió, con la misma, una teoría que intentaba demostrar la existencia de traslaciones continentales, es decir, la posibilidad de demostrar una deriva de los continentes. En la gestación de esta teoría tuvo mucho que ver las ideas propuestas a mediados del s. XIX por Francois Placet (1658) en un artículo que llevaba por título “Donde se demuestra que antes del diluvio, América no estaba separada del resto del mundo”.

Wegener considera como hipótesis de partida que hace 180 - 200 millones de años, los continentes estaban unidos en un bloque Sudamérica - África, Norteamérica - Europa o La Antártida, Australia, la India y Madagascar - Sudamérica. Con el paso de los años empiezan a abrirse unas grietas y ya durante el Eoceno (Edad Terciaria) pudo abrirse una grieta entre África y América, ocupada por lo que hoy es el Océano Atlántico; ésta marcó la separación de los continentes hace 65 millones años (fig. 4). Será en el Pleistoceno (Edad Cuaternaria) cuando se disponga de una situación prácticamente semejante a la actual.

Los argumentos a favor de la existencia de la deriva serán:

• El encaje perfecto entre la costa oriental de América, sobre todo en la del sur, y la costa occidental de África.

• Similitud estratigráfica y de flora antigua que se aprecia entre Sudamérica, África, Madagascar, la India y Australia, que no debe extrañara si admitimos que estos espacios formaban parte de este gran continente denominado Gondwana.

• Los pliegues precrámbicos (anteriores al la Edad Primaria) y las masas cristalinas presentan parecidos a ambos lados del Océano Atlántico.

• Las glaciaciones primarias aparecieron y desaparecieron al mismo tiempo en todo el Gondwana.

Algunas de las criticas a estas teorías serán:

• Este encaje parece que es algo aproximado entre Sudamérica y África, pero prácticamente no hay más encajes, incluso en el norte es muy difícil

• La simultaneidad de las glaciaciones pueden explicarse también por la continuidad topográfica, así como por la existencia de grandes corrientes frías. Por lo tanto, tanto fenómenos meteorológicos como oceánicos pueden explicar dicha simultaneidad.

• Geofísicamente parece inadmisible la existencia de una fuerza capaz de justificar la deriva de los continentes, sobre todo del modo planteado por Wegener, que lo justificaba como un efecto de las mareas y como fruto del centrifugismo terrestre que contribuiría a esa circunstancia. Está totalmente demostrado que las mareas son insuficientes para explicar la deriva y la fuerza centrífuga es demasiado débil para justificar esta traslación continental.

Tendremos que llegar a los años 60 para publicar estas críticas y conocer de forma más exacta cuál es la razón que justifique estas traslaciones. Será gracias a las investigaciones de Hess (1960), el cual, aprovechando los datos facilitados por la oceanografía, propuso su “teoría sobre la expansión de los fondos oceánicos”. Esta teoría defiende la existencia de unas zonas de expansión relacionadas con las dorsales y unas zonas de subducción relacionadas con áreas de compresión.

Según Hess las dorsales oceánicas son lugares donde se produce el aumento de materiales procedentes del manto; dorsales en las que se aprecia un elevado flujo de calor, que puede ser indicio del origen de esos materiales. Estas dorsales habrían que interpretarlas como los lugares a través de los cuales se origina la corteza oceánica y a través de los cuales se manifiesta el ensanchamiento de los océanos.

Los datos geofísicos y geológicos que nos proporcionan los sondeos muestran la juventud de los sedimentos en la proximidad de esas dorsales, al tiempo que justifica que esos flujos puedan considerarse la fuerza motriz de la deriva continental. Entendiendo que ese ensanchamiento de los océanos, a través de las dorsales, debe ir unida inexorablemente a un mecanismo de destrucción de la corteza, oceánica y terrestre. El ensanchamiento de la corteza oceánica no puede ser indefinido, toda vez que la relación entre la superficie oceánica y la superficie continental es prácticamente invariable.

A través de las zonas de subducción se produce la reintegración de los materiales de la corteza en el manto, y pueden considerarse como áreas, a través de las cuales se materializa el mecanismo de destrucción de la corteza oceánica; con ello se mantiene el equilibrio horizontal entre la superficie oceánica y la continental.

Las zonas de subducción (fig. 7) suelen constar de una fosa oceánica estrecha y alargada que se muestra paralela a la costa. Se trata de regiones que presentan una máxima actividad sísmica y son zonas de hipocentros de los sismos que se localizan en sus proximidades, en lo que se puede conocer en zonas o planos de Benioff. La existencia de esos sismos hay que relacionarla con las fricciones que se producen en esas zonas de Benioff, entre la corteza oceánica y la continental. Estas fricciones son causas no sólo de seísmos, sino que también son la justificación de la intensidad volcánica que caracteriza a esos espacios.

Tomando como referencia la distribución de estas zonas de expansión que son las dorsales, a través de las cuales se generan la corteza oceánica, y, considerando la distribución de las zonas de compresión o subducción a través de las cuales re reabsorbe dicha corteza; se ha considerado que la superficie del planeta está dividida en una serie de placas tectónicas que justifican el protagonismo de teoría de placas, comúnmente admitida por el mundo científico.

Se puede considerar la existencia de 7 placas de primer orden y algunas más de segundo; dentro de las placas primarias habría que hablar de:

Placa Norteamericana, que abraca Norteamérica y la mitad occidental del Atlántico hasta la correspondiente dorsal Mesoatlántica.

Placa Sudamericana, que abarca Sudamérica y la mitad occidental del Atlántico hasta la dorsal Mesoatlántica.

Placa Pacífica, totalmente oceánica, porque prácticamente ocupa todo el espacio del Océano Pacífico, salpicado por miles de formaciones insulares. En su borde occidental se ubica una zona de fuerte compresión que se corresponde con el cinturón de fuego del Pacífico.

Placa Eurasiática, que se corresponde con Europa y Asia y la mitad oriental Atlántica norte, presentando la particularidad de que la compresión de la placa africana con esta ha generado los Alpes, mientras que la compresión de la placa Indoaustraliana con esta ha generado el Himalaya.

Placa Africana, que se corresponde con África, la mitad oriental del Atlántico sur y la mitad occidental del Índico. Su singularidad radica en la existencia en su interior de una zona de expansión relacionada con una fosa tectónica desde el Mar Rojo hasta Nyasa, en la zona de los lagos africanos, conocida como el Rift Valley.

Placa Indoaustraliana, que integra la India, Australia, parte del Océano Índico y el sector suroccidental del Pacífico. Se encuentra separada del Pacífico por una zona de compresión en las inmediaciones de Nueva Zelanda.

Placa Antártica, que se corresponde con la Antártida y que establece contacto con las correspondientes placas limítrofes (Sudamericana, Africana, la Indica y la Pacífica).

Las placas secundarias son la Placa de Filipinas (entre Filipinas y las Islas Marianas), la Placa de Nazca (SE Pacífico frente a la costa de Chile), la Placa de Cocos (al norte de la de Nazca), la Placa del Caribe (Mar Caribe), la Placa de Arabia, la Placa de Somalia (al este del Rift Valley), la Placa de la India, la Placa de Scotia (proximidades de las Islas Malvinas) y la Placa de Juan de Fuca (cerca de las isla de Vancouver).

Las placas hay que entenderlas como casquetes de esfera, sectores rígidos que se aproximan o se alejan. Las hipótesis parecen relacionarse con la existencia de las corrientes de convección, propuestas por Holmes - Kraus y que fueron asimiladas por Hess, en la zona de expansión de los fondos oceánicos. Habría que concebir la tectónica de placas como una propuesta semejante a la deriva continental de Wegener, pero diferente en 3 aspectos:

No se trata de masas de sial, que se desplazan sobre sima, sino que son gruesas placas de litosfera rígida sobre astenosfera viscosa, no es un fenómeno interior de la corteza, sino de ella y la parte superior del manto y no se trata de pequeñas placas (10 - 20 Km), son placas desplazándose y aproximándose de unos 70 Km. de espesor.

No son sólo tierras emergidas las que se desplazan, sino placas constituidas por corteza oceánica y continental.

El motor del sistema no es la fuerza centrífuga, el movimiento es debido a las corrientes de convección que tienen lugar en la astenosfera, por una diferencia de densidad entre los materiales; motivada, a su vez, por diferencias de temperatura. De tal modo, que las corrientes en la astenosfera arrastran a la litosfera comprendida la capa toleítica.

Si se admite la expansión de los fondos oceánicos por distanciamiento entre las placas, también debemos admitir un cierto mecanismo de recuperación - destrucción de esta corteza, puesto que de no ser así, la Tierra se agrandaría indefinidamente, hasta alcanzar un radio superior. Ello hace necesario admitir un mecanismo de destrucción que se produce en la zona de enfrentamiento de las placas; éste puede ser de 4 tipos:

Por colisión: Dos placas chocan y como consecuencia se produce un abombamiento, que puede ir acompañado de cabalgamiento. No se produce contacto entre corteza oceánica y la continental. El caso más significativo es el Himalaya, fruto del choque de la placa India con la Asiática.

Por subducción: El tipo más frecuente. El borde de una placa de corteza oceánica, más densa, en su enfrentamiento con otra corteza continental tiende a meterse por debajo de esta. Descendiendo por la astenosfera a través de un plano oblicuo (de deslizamiento) conocido como plano de Benioff, que puede alcanzar hasta los 600 - 700 Km de profundidad, y suele ir acompañado por fenómenos sísmicos y frecuentes presencias volcánicas. Todo ello en un ambiente de acusada inestabilidad tectónica. Montañas Rocosas o la cordillera Andina.

Por obducción: Es un caso raro que sólo se da en Venezuela (antiguas Guayanas), donde la placa continental se introduce por debajo de la oceánica.

Las alternancias de distensión y compresión propias del Mediterráneo y áreas próximas en donde la placa Africana y la placa Euroasiática, tan pronto se aproximan como se distancian, generando, con un alto grado de complicación, las distintas cadenas montañosas que jalonan esta cubeta mediterránea (Alpes, Balcanes, Atlas o Cordilleras Béticas).

TEMA 5: INTRODUCCIÓN A LA CLIMATOLOGÍA.

Los conocimientos en el campo de la climatología no llegan al alcanzar un talante científico hasta el s. XVI. Antes existen estudios que se pueden ajustar a este campo, por ejemplo en la Antigüedad Clásica se dieron ciertas consideraciones de Aristóteles sobre Climatología de Teofrasto con su tratado sobre vientos o de Aristófanes. Estos trabajos podrían ser considerados como los mismos hasta el Renacimiento y podrían encuadrarse como una forma de desmitificar el carácter catastrófico de ciertas actuaciones de la Naturaleza.

A partir del s. XVI se produce el despegue de la Climatología, fundamentalmente por:

• A lo largo de finales s. XV y todo el s. XVI se amplía el mundo conocido, es el momento de los descubrimientos geográficos. En las expediciones iban también los Cronistas de Indias, que incorporan en sus reflexiones eventos meteorológicos con carácter pseudocientífico sobre la Climatología.

• Progreso que se da en el campo de la Física, la mayor parte de los instrumentos del meteorólogo son aparatos físicos. Durante los s. XVI - XVII se produce una importante ampliación en este campo; se descubren los instrumentos más elementales para llevar a cabo esas mediciones.

Así Galileo en 1592 posibilitó la medición de las temperaturas, a partir de la dilatación de los cuerpos, utilizando para ello el agua, sin embargo este elemento tiene una dilatación anómala. En 1641 se utiliza ya el mercurio para realizar tales experimentos, siendo mucho más fiable, ya que tiene una dilatación regular.

En estas fechas, 1644, otro físico como es Torricelli descubre la existencia de la presión atmosférica y proporciona el primer aparato para medirla, es el barómetro.

Huygens va a ser el descubridor de los puntos de ebullición y congelación del agua.

También es interesante considerar las observaciones barométricas llevadas a cabo por Pascal y Descartes.

En 1714 los trabajos de Fahrenheit permiten ampliar el campo en las observaciones de las temperaturas y posibilita medirlas en una escala gráfica.

Paralelamente a estas observaciones se mejora el instrumental. Es en estos momentos cuando se realizan una serie de experiencias que llevan a cabo la utilización de escala termométricas, como la de Celsius o Reaumur (en la cultura francesa). Son momentos en los que se asiste al invento del barómetro o se inventan los higrómetros, que miden la humedad, por primera vez por Nicolás de Cusa; y toda una serie de aparatos que se inventan en esta época como el pluviómetro o el anemómetro (para medir la velocidad del viento).

Pese a la mejora instrumental en el campo de Climatología, el área de observación es local y muy irregular, con una cartografía muy elemental. En estos tiempos (s. XVII - XVIII) hay una serie de autores, físicos y científicos que destacan en este campo:

• Halley, 1688, proporciona un mapa terráqueo indicando los vientos dominantes.

• Dampier, 1697, autor de observaciones meteorológicas de cierto interés en las que hay que destacar la observación de un tifón en el Mar de la China.

• Hadley, 1755, estudia el carácter estacional de los Monzones y la hipótesis de la chimenea ecuatorial; es el primer científico que da una primera explicación sobre los alisios. Es el primero que hace referencia al grado de incidencia entre la rotación terrestre y la circulación atmosférica, que será lo que se conoce como la fuerza de Coriolis.

• Franklin, 1743, observa el giro del viento en los ciclones tropicales.

En la segunda mitad del s. XIX es cuando se puede intuir que la Climatología participa de un avance considerable, y se crean nuevos observatorios meteorológicos. Con ello, el espacio estudiado se amplía, lo que contribuye a que las observaciones meteorológicas sean más homogéneas y cuidadas y posibilita también que la representación cartográfica vaya adquiriendo mayor precisión.

Es el momento en que se da un extraordinario avance en el campo de la Física y la Termodinámica, destacando a tres físicos, Buys - Ballots, Hertz (ondas hertzianas) y Bjerkness. Este último será el padre de la moderna Climatología y creador (años 20), junto con Bergeron, de la escuela noruega de meteorología, pionera también en el campo de la dinámica.

Asimismo es el momento cuando se inician los primeros análisis de las masas de aire y surgen los primeros conceptos de frentes y el desarrollo de las teorías frontológicas; y a causa de la Guerra Mundial y la aviación se empieza a dar las primeras previsiones del tiempo. La II Guerra Mundial demanda una mayor información para que la navegación aérea tenga una mayor garantía y que los medios térmicos se incrementen.

En los últimos años, el conocimiento de los fenómenos térmicos se han ampliado en gran medida, uno de los importantes avances es el satélite (el pionero es el Meteosat), con los que se pueden realizar previsiones de garantía y son aprovechables por parte de las estrategias geopolíticas.

La definición de clima posibilita que se pueda hablar de la existencia de dos términos que justifican las dos tendencias más importantes en las que podemos insertar el estudio del clima, son la Climatología Analítica y la Climatología Sintética. El concepto que ambas tienen sobre la definición de clima es distinta.

Así para Martonne, considerado el introductor de este concepto, el clima es la situación media de las condiciones atmosféricas imperantes sobre un determinado punto. Esta definición también es asumida por Hann, y constituye el punto de partida de lo que llamamos la Climatología Analítica, una Climatología que propugna la utilización de un método de trabajo, que busca la caracterización de los diversos climas (tipología) por la comparación de una seria de registros meteorológicos. En ellos hace especial hincapié en los valores medios, extremos o desviaciones de una serie de elementos, temperaturas, precipitaciones o valores de la presión, que, integrados, constituyen lo que llamamos clima.

La Climatología Analítica puede criticarse por muy diversas motivaciones:

• Cuando se hace este tipo de Climatología no se realiza predicción del tiempo, sino que es puramente retrospectiva, no prospectivas.

• Parece ofrecer una dependencia excesiva de los valores estadísticos, de las cifras medias, modas, medianas...

• No explica los mecanismos que justifican el tipo de clima al que se está haciendo referencia.

Es simplemente descriptiva.

En la Climatología Sintética hay dos autores que son Marx Sorbe y Pedelaborde; para el primero el clima es “la serie de estados de la atmósfera en un lugar en su situación habitual”, mientras que para el segundo, en una definición de un trabajo de los años 70, “el clima, como el tiempo, es el resultado de una combinación de elementos, una combinación de las tendencias dominantes y permanentes, es decir, de los elementos más generales de la atmósfera en un determinado lugar”

En esta línea de pensamiento, Pedelaborde nos indica que la idea de clima es inseparable de la idea de tiempo, con lo que es instantáneo, cambiante e irrepetible. Así podemos considerar que el tiempo es el estado de la atmósfera en un momento y lugar determinaos. El clima es una dimensión más permanente, más aplicable de modo general a un determinado lugar, más estable; podríamos considerarlo como la sucesión periódica de distintos tipos de tiempos.

Esa es la línea en la que se expresaba un climatólogo francés, Durana Dastés (1969).

Todo ello nos llevaría a una definición en la que el clima podría ser el ambiente atmosférico constituido por la serie de estados de la atmósfera sobre un determinado punto en su situación habitual.

Esta Climatología Sintética la podemos considerar fraccionada en dos tendencias perfectamente diferenciadas:

Climatología dinámica: Es una Climatología de modelos, de sistemas, que buscan la explicación del clima de un modo matemático, mediante el conocimiento de las leyes que rigen la mecánica de fluidos e incluso la termodinámica. Se encarga del estudio del comportamiento de las masas de aire, de los frentes, etc, y considera a la masa de aire (tropical marítima, polar continental...) como un medio físico y señala la interconexión entre los distintos elementos que las caracterizan (temperatura, presión o humedad).

Climatología sinóptica: Trabaja sobre las situaciones meteorológicas reales, aunque pasadas y basadas su estudio en el análisis de los mapas sinópticos de superficie y de las topografías absolutas (de 700, 500 y 300 Hpa) y de las topografías relativas (entre éstas).

El aparato gráfico que utilizan ambas climatologías es distinto, la Climatología Analítica se basa en el análisis de los climogramas, que representan de un modo gráfico una serie de valores medios (temperaturas). Mientras que la Climatología Sintética y, fundamentalmente, la sinóptica, plasma el análisis vertical de la atmósfera en una serie de mapas sinópticos, que reflejan la situación de la atmósfera en un tiempo dado y que se traducen en esos mapas de superficie y en esas topografías absolutas ya comentadas.

En la actualidad, el conocimiento de la baja atmósfera (troposfera) no sólo es decisivo, sino que se encuentra muy mejorado y ayudado por adelantos que se han operado en el campo de los satélites meteorológicos, de los datos proporcionados por la navegación aérea y la mejora de los radiosondeos.

Pero cabría plantearse cuál de las dos Climatologías es mejor, si la Analítica o la Sintética, pero esta pregunta no tiene una contestación tajante y excluyente, no se puede, en los estudios climáticos, excluir algunas de las partes. La Sintética da una predicción y la Analítica el comportamiento atmosférico pasado, por lo que ambas pueden compenetrarse en un estudio climático serio, que debe incluir tendencias integradas en los dos elementos.

Elementos del clima.

Para tener una visión completa de los climas a nivel mundial, es necesario analizar separadamente por un lado los elementos del tiempo (temperatura, precipitación, humedad, presión, viento o insolación), y por otro los factores que intervienen en cada uno de esos elementos (latitud, altitud o la continentalidad).

TEMPERATURA.

Es un concepto fundamental, todo estudio de clima que se precie como tal ha de hacer un planteamiento de tipo térmico. El instrumental utilizado es muy sofisticado, pero el utillaje mínimo sería un termómetro de mercurio para medir temperaturas hasta - 40º C, mientras que en temperaturas más bajas se utilizan termómetros de alcohol para medir a más de esos grados.

La normativa establecida para los observatorios es que la medición se ha de realizar a cubierto, en garitas meteorológicas que permiten la aireación del interior, pintadas de blanco para no atraer la radiación solar, y así aproximarse más a la realidad. No se pueden poner en contacto con el suelo, sino a una altura de 1'5 a 2 metros de altura, así como no se deben poner sobre una superficie de cemento, sino que lo ideal sería el césped, que irradia poco.

La radiación solar recibida en la superficie de la Tierra está lógicamente en función de la oblicuidad de los rayos solares y la estación del año en la que nos encontremos. En invierno se da mayor oblicuidad, por lo que la radiación es menor que en verano.

El máximo térmico, lejos de producirse al mediodía, lo hace unas pocas horas después, justificando así el tiempo que la Tierra necesita para calentarse. Las temperaturas máximas, sobre todo durante el verano, se dan 3 ó 4 horas más tarde, mientras que en invierno unas 2 ó 3. Del mismo modo, las temperaturas mínimas se alcanzan no a las 0 horas, sino aproximadamente a las 3 de la madrugada.

A veces, en los estudios de temperatura, no sólo es aconsejable conocer las temperaturas del momento, sino también conocer la amplitud (diferencia entre la temperatura mínima y la máxima). Para ello, es difícil medir con un único termómetro, por lo que se dispone de termómetros de máxima y mínima; hoy en día se utilizan los termógrafos, que son termómetros registradores, que facilitan la información de un modo gráfico.

Escalas termométricas.

Existen diversas escalas termométricas, aunque el problema a la hora de plantear una de ellas se manifiesta cuando debemos marcar la relación entre el aumento de temperatura y la dilatación lineal del elemento químico que se tenga como referencia.

Hay que tener dos puntos de referencia a la hora de establecer la escala, son el punto de fusión del hielo y el punto de ebullición del agua. Se utilizan 4 escalas termométricas:

La CENTÍGRADA es la utilizada en la mayoría de los países occidentales, a excepción de Gran Bretaña, y los dos puntos se encuentran a los 0º C y a los 100º C, con lo que el termómetros de esta escala se divide en 100 partes iguales, que se llaman Grados Centígrados. Hay una variación de escala centígrada que se empareja con la misma, es la de Celsius, siendo una centígrada pero al revés. Esta escala considera que los 100º Celsius se produce la fusión del hielo y a los 0º la ebullición del agua.

La REAMUR se diferencia de la anterior en que la fusión del hielo se da a los 0º R y la ebullición del agua a los 80º R; esto parece ser porque se toma como referencia las condiciones de dilatabilidad del alcohol.

La FAHRENHEIT es una escala utilizada fundamentalmente en el mundo anglosajón, que sitúa los puntos a 32º F y a 212º F. Significa que el termómetro se divide en 180 partes iguales o Grados Fahrenheit, que se justifica porque parece ser que estos se reservaron para una temperatura de - 17 º C que observó D.G. Fahrenheit en 1709 en su ciudad natal. Otra justificación es que a los 100º F son los equivalentes a la temperatura media del cuerpo. Quizá la bondad de la escala radique en que al iniciarla en los 32º F se empleen los números negativos en menor medida, facilitando así el cálculo de temperatura. Ninguna de estas justificaciones explican de manera clara el origen de esta escala.

La KELVIN o escala absoluta es el resultado de añadir 273º a la escala centígrada y está dividida también en 100º K. Esto es porque los 0º K coinciden con los - 273º C, que es el “cero absoluto”, temperatura a la cual todos los cuerpos pierden todo resto de calor. Esta escala se utiliza en cuestiones de termodinámica y mediciones térmicas en la alta atmósfera.

La utilización de escala plantea problemas de reconversión por lo que se emplea las relaciones de temperaturas.

Conceptos y datos básicos en relación con las temperaturas.

La temperatura media diaria se puede calcular de muchas formas pero, si se dispone de un solo termómetro, lo normal es que se hagan tres mediciones al día, a las 07.00, 13.00 y a las 21.00 horas, porque está calculado que con estas el grado de certeza es bastante elevado.

Como parámetros medios también se dispone de la temperatura media mensual, con las medias diarias de todo el mes o la temperatura media anual, con las mediciones medias mensuales de todo el año. La temperatura media de la serie normalmente se calcula con series de 30 años, ya que periodos más cortos no son muy indicativos, esta cantidad es el mínimo para que la serie sea un fiel reflejo de lo medido.

Las extremas medias mensuales se realizan sacando por separado la media de las máximas y la medias de las mínimas.

La oscilación diaria o la amplitud térmica diaria es la diferencia entre la temperatura máxima y la mínima diaria; la amplitud térmica anual mide la diferencia entre la media del mes más cálido y la temperatura media del mes más frío, mientas que la amplitud absoluta es la diferencia entre las extremas absolutas (temperatura más fría y más cálida) del año o serie.

La temperatura puede representarse de dos maneras, bien de un modo gráfico o de un modo cartográfico.

Gráficamente se realiza mediante un termograma, cuando va unido al gráfico de barras se denomina climograma, que puede ser representado sólo con barras o con curvas.

También se pueden representar de modo cartográfico mediante el uso de unas líneas planteadas por Humboldt que son las isotermas, líneas que unen puntos que ofrecen la misma temperatura. Al ser la temperatura un elemento de clima, se ve bastante influenciado por la altitud, aparte de las isotermas reales que surgen por la medición directa de la temperatura (independientemente a la altitud), existen las isotermas reducidas al nivel del mar, que se emplean para descontar la influencia de la altitud y así calcular el valor de estas últimas. Para ello se utiliza un valor, el gradiente térmico medio en la vertical, estimado en 0'65º C / 100 m., lo que significa que cada 100 m que ganamos en altura, perdemos 0'65º C de temperatura.

Hablando se isotermas, hay que conocer una serie de líneas:

• Isoclías, líneas que unen los puntos que presentan similares fenómenos de helada.

• Isoteras, isotermas de la estación veraniega o del mes de julio.

• Isoquímenas, isotermas de la estación invernal o del mes de enero.

• Isotalantósicas, unen los puntos que representan la misma amplitud térmica anual.

• Isalotermas, líneas que presentan igual oscilación térmica diaria.

• Isanómalas, líneas que presentan idénticas anomalías térmicas, entendiendo que la anomalía 0 se corresponde con una anomalía nula, es decir, la situación que refleja un valor medio de ese punto igual al que le correspondería a este punto tener por su paralelo gráfico.

El análisis de un mapa de isanómalas permite comprobar cómo los litorales bañados influenciados por corrientes frías de tipo upwelling registran anomalías térmicas negativas que serán positivas en el caso de estar influenciadas por corrientes cálidas. Por ese motivo Valentia y la costa noruega presentan anomalías positivas porque están influenciadas por un ramal de la Corriente del Golfo. Mientras que la costa sahariano - mauritana o la costa chileno - peruana presentan anomalías negativas por influencia de corrientes frías de tipo upwelling; la de Canarias y la de Humboldt respectivamente.

El Isograma de Troll presenta la evolución mensual de la temperatura media a diferentes horas del día, las temperaturas se representan con unas líneas más o menos concéntricas, termoisopletas, que son isolíneas con idéntica temperatura media en una determinada hora del día.

Factores de la temperatura.

El grado de calor - frío que pueda percibirse por medio de un termómetro es el resultado de una serie de procesos concretos que se caracterizan por su complejidad y diversidad, y expresan los contrastes espaciales que en lo referente a la temperatura resulta muy claro. La complejidad radica en que los elementos que constituyen el clima no están separados, sino que aparecen combinados interactivamente en el aire. La diversidad se caracteriza por ello, ya que se manifiesta en el contraste espacial que es aplicable al plano horizontal y al vertical, y, en este, puede resultar paradójico que hablemos de una reducción de temperatura a medida que se incrementa la altitud.

Esta paradoja se refleja en que la troposfera libre es más transparente y hace un papel filtro inferior a la capa geográfica, los primeros 2000 - 3000 m. Esa distinta densidad del aire, con distinto contenido en vapor de agua y anhídrido son el justificante último que determina ese diferente grado de transparencia de la masa atmosférica, que justifica la citada paradoja.

También en la horizontal podemos hablar de contrastes espaciales y así, dentro de esta densidad, comprobar que las temperaturas son más elevadas en los trópicos que en el ecuador. La razón que lo justifica es necesario relacionarla con el correspondiente proceso de subsidencia subtropical.

También podemos hablar de contrastes térmicos espaciales entre la tierra y el mar, que están justificados por la inercia térmica de las aguas marinas. El calor específico del agua justifica la diferencia entre los climas litorales y de interior, más continentalizados, debido a esa capacidad de almacenar calor y a la acción de termostato del mar.

Balance térmico.

Resulta del balance entre los aportes de radiación directa y difusa procedente del sol, así como por los procesos de irradiación de la atmósfera y las pérdidas que se producen en el planeta por fenómenos de reflexión o irradiación. Se trata de un balance que establecemos en función de una serie de factores, los primeros cósmicos y sobre todo los geográficos (altura del sol, relieve o la característica superficial de los receptores) que se pudieran llamar intrínsecos. Habrá que añadir factores externos entre los que cabría señalar las características de las masas de aire y las corrientes marinas.

La energía calorífica que alcanza la superficie terrestre y la atmosférica procede de la radiación solar, puesto que la contribución que pudiera ofrecer el propio planeta por su calor interno, es decir, la energía geotérmica, es prácticamente despreciable, por la pésima conductividad que ofrecen las rocas. En todo el proceso es importante la acción de la atmósfera por su función de filtro atmosférico, de tal forma que solo una pequeña parte de la radiación solar que choca con las capas altas de atmósfera llega a las capas más inferiores, el suelo. De la radiación que atraviesa la atmósfera, un porcentaje pequeño es absorbido por el ozono (O3), por el anhídrido carbónico y el vapor de agua, de tal modo que la atmósfera sería transparente si estos no existieran.

Es singular la acción desempeñada por el vapor de agua, que absorbe 6 veces más calor que el resto de la masa gaseosa, al tiempo que este regula los intercambios térmicos que se operan entre la superficie y la atmósfera.

Podemos estimar que aproximadamente el 40% de la radiación solar que llega a la atmósfera es reflejada por ella y las nubes, aunque, en parte, algo de ese porcentaje pueda recuperarse por la radiación difusa. Aproximadamente un 43% de radiación es la que alcanza el suelo, cantidad que se refleja o se almacena en una proporción variable según la naturaleza de la superficie receptora.

El proceso de radiación sobre una superficie normal (en un ángulo de 90º) a los rayos solares que alcanzan la Tierra en el límite de la atmósfera equivale al valor de 2 cal. / cm2 / min. llamando al mismo “constante solar”. Una constante esta que está sujeta a variaciones de suministro de la propia energía solar, aunque específicamente también está sujeta a la excentricidad de la órbita terrestre en torno al sol. Por supuesto, esa facción de constante solar es fruto, no sólo de factores planetarios que justifican la individualización de zonas térmicas en el planeta, sino también a la acción de factores geográficos que determinan, por ejemplo, un máximo calor en lo trópicos y no en el ecuador.

Factores geográficos.

La altura del sol: Todos los puntos de la Tierra tienen la misma insolación teórica, así podemos estimar que en el ecuador, donde se supone una igualdad entre el día y la noche, la insolación al cabo del año equivale a 4380 h (365 días x 12 h), mientras que en el punto diametralmente opuesto, que es el polo, hay un día y una noche de 6 meses, por lo que también se da una insolación de 4380 h (365 / 2 x 24). Esa insolación teórica hay que justificarla por la existencia de una insolación real, que está en función de otros parámetros que alteran el valor de la insolación teórica.

• La nubosidad.

• La oblicuidad de los rayos solares, comparando los puntos del ecuador o polares, cuando realmente tienen la misma insolación.

Admitimos que ese ángulo de la altura del sol varía según unos determinados parámetros como son la latitud, la diferencia entre las estaciones del año y la hora del día, ya que pierde oblicuidad a medida que nos acercamos al mediodía.

Estas modificaciones son consecuencia de una serie de fenómenos geográficos como pueden ser la esfericidad de la Tierra, la inclinación del eje terrestre y los movimientos de rotación y traslación de la Tierra. Hemos de conocer que la altura del sol influye a través de un triple efecto:

Apreciar que las pérdidas de radiación solar por procesos de reflexión aumentan con la oblicuidad de la radiación, es decir, observamos una mayor o menor reflexión en función del ángulo de incidencia.

La radiación se expande en función de la oblicuidad de los rayos solares y la Ley de Lambert nos dice que la cantidad de radiación por unidad de superficie es proporcional al seno del ángulo de incidencia; teniendo en consideración una serie de valores.

La absorción de la radiación es mayor cuanto más potente sea la masa atmosférica atravesada; esto lo pone en claro la llamada Ley de Bouguer, que establece la proporcionalidad inversa al seno del ángulo de incidencia.

De todo ello podemos sacar varias consideraciones:

• La pérdidas por reflexión son mayores en la medida que lo sea la oblicuidad de los rayos solares. En cualquier época del año la altura del sol en los polos es muy inferior a la que se da en el ecuador; por ello las pérdidas por reflexión en estas latitudes polares son extremadamente altas.

• Según la Ley de Lambert la radiación por unidad de superficie en latitudes polares es inferior a la de latitudes ecuatoriales.

• Según la Ley de Bouguer la trayectoria para atravesar la masa atmosférica en latitudes polares es muy superior al recorrido que tuviera que hacer la radiación en latitudes ecuatoriales.

En latitudes ecuatoriales la radiación solar es distinta a la que acontece en latitudes polares, sobre todo en cuestiones relacionadas con el relieve; influyendo éste por dos motivos fundamentalmente:

Altura: Se aprecia una reducción de la temperatura a medida que ganamos altura, esa hipotética paradoja queda solventada por la distinta transparencia de la masa de aire a la que habría que añadir el diferente contenido de la masa atmosférica.

Orientación: Marca un contraste claro entre las posiciones de solana y de umbría, contrastes perceptibles sobre todo en la montaña.

Estos contrastes térmicos según la solana o la umbría son irrelevantes en ciertas latitudes (polares o intertropicales), mientras sí que son importantes tanto en ámbitos subtropicales como en ámbitos templados. En estos segundos ámbitos, a igualdad de pendientes, los rayos solares son más perpendiculares en la solana que en la umbría. Sin embargo, en latitudes ecuatoriales donde la radiación solar siempre está cerca de la perpendicular (90º en los equinoccios y 66º 23' en los solsticios), la distinción entre solana y umbría prácticamente es nula, ya que ambas pendientes cambian de cara de una a otra estación. En latitudes polares ocurre algo parecido pero por otra motivación; la duración del día polar hace desaparecer los contrastes, ya que en momento determinado, la cara de solana está iluminada de 06.00 a 18.00 h., mientras que la umbría lo está de 18.00 a 06.00 h., admitiendo que el día polar tiene una duración de 24 h.

Hay otros aspectos que hay que destacar, como es el contraste que se aprecia entre las vertientes entre la orientaciones a levante o a poniente; generalmente se dice, sobre todo en zonas templadas, que es más favorable la primera. Pedelaborde considera que parte del aporte calorífico del sol naciente se consume al disipar las nieblas matutinas, por ello, y en contra de la opinión generalizada, Pedelaborde considera que podría ser más favorable la orientación de poniente.

Sin embargo, esta afirmación no puede generalizarse, por ejemplo en los climas ¿? Los grandes relieves montañosos presentan un nivel de nieves perpetuas que se sitúan a unas cotas más bajas en las vertientes occidentales (cara oeste que mira a la puesta de sol)) que en las vertientes orientales (cara este que mira la salida del sol). Esta afirmación la justificamos porque los efectos termoconvectivos juegan un papel prioritario después del mediodía, y con ello determinan un cierto efecto de parasol. Este efecto resta eficacia a la insolación que deberían recibir las vertiente occidentales.

Otro factor independiente del relieve es la superficie receptora; es evidente que no todas las superficies almacenan y reintegran calor por igual. Cada superficie tiene un poder de reflexión distinto (`onda corta') de la radiación luminosa, así como tiene un poder de emisión distinto de lo que se llama el calor negro; teniendo en cuenta que esta emisión de calor negro evoluciona en el mismo sentido que lo hace el albedo. De tal modo que la nieve refleja un alto porcentaje de radiación luminosa y calienta el aire cuando luce el sol.

En concreto, una superficie sobre la que incide la radiación solar, viene definida por su calor específico, por su albedo y por esta capacidad de transmisión de calor. Entendemos por albedo es porcentaje de radiación luminosa reflejado por cualquier superficie (la nieve tiene un 85 % de albedo o un bosque el 5). Por otro lado, se entiende el calor específico como las calorías necesarias para elevar 1º C la temperatura de 1 gr. de una sustancia, cuanto más alto sea el calor específico, más lenta será la modificación térmica que esa sustancia pueda provocar. El agua es el elemento que tiene un mayor calor específico, tarda más en calentarse, pero también lo hace en enfriarse; de ahí la positiva acción de termostato que ejercen las aguas, cuya inercia térmica justifica el desigual comportamiento que se aprecia entre las temperaturas del litoral y las temperaturas del interior.

El agua en la atmósfera.

Es entendido como lluvia, humedad, precipitación o nube. El agua es un elemento complementario de la temperatura, y cuando se habla del clima de una zona, no sólo se hace referencia a la temperatura, sino también a otros parámetros como los comentados. El agua en la atmósfera es un factor de notable importancia a la hora de justificar las condiciones climáticas de cualquier zona.

La importancia del vapor de agua en la atmósfera radica tanto en su presencia obligada en la mayor parte de las precipitaciones (lluvia, granizo, nieve...), así como su singular participación en los intercambios térmico, recordando que el agua puede hallarse en la atmósfera en los tres estados. Los cambios de estado lleva implícito unas consecuencias de tipo meteorológico, que tienen su manifestación tanto en los distintos hidrometeoros (lluvia, llovizna, pedrisco... ), como en una serie de procesos térmicos que acontecen en el seno de la atmósfera de notable repercusión (procesos adiabáticos y pseudoadiabiáticos).

HUMEDAD.

Humedad en el aire: Hemos de distinguir dos conceptos diferenciados como son la humedad absoluta del aire y la humedad relativa del aire:

• La humedad absoluta del aire es el peso de vapor de agua contenido en 1 m3 de aire, se trata de un valor que se mide en gramos y que varía entre unos pocos centígramos (aire frío y seco en las masas polares continentales como Siberia) hasta los 25 gr. que se pueden dar en las masas de aire ecuatorial muy húmedas. Como ampliación de este concepto también hay que tener en cuenta la humedad específica, que es el contenido en vapor de agua por cada Kgr. de aire húmedo, mientras que la proporción de mezcla o relación de mezcla es esa misma idea pero por cada Kgr. de aire seco.

• La humedad relativa del aire, también grado higrométrico del aire o fracción de saturación, es la relación entre la cantidad de vapor de agua que contiene el aire y la que precisaría tener para quedar saturado a la temperatura de ese momento. Entendiendo que el estado de saturación se da cuando la masa ya no es capaz de absorber más vapor de agua.

Otros conceptos a tener en cuenta son la tensión de vapor, la tensión de saturación y el punto de rocío:

El concepto de tensión o presión de vapor se mide en mm o en milibares y hay que entenderlo como el peso de vapor de agua contenido en una masa de aire por unidad de superficie, valores superiores a los 20 - 25 mb son indicativos de una elevada carga higrométrico. Este es el caso del Mar Mediterráneo al finalizar el verano y en los primeros meses de otoño, donde se puede alcanzar una tensión de vapor entre los 25 - 30 mb, valor que justifica su actuación de cara a la aparición de precipitaciones de alta intensidad horaria (torrenciales) propias de los otoños mediterráneos.

Otro concepto es el de la tensión de saturación que es el peso del vapor contenido en el aire, cuando este ya se encuentra saturado. Y el concepto de punto de rocío es la temperatura a la que una masa de aire alcanza su saturación, es decir, su condensación.

Cuanto mayor sea la temperatura del aire, mayor es la cantidad de vapor de agua que esa masa puede contener, y asimismo la saturación se alcanza de formas diferentes, mediante el incremento del peso de vapor de agua y enfriando dicha masa de aire.

La importancia de la humedad radica en:

• Disminuye la densidad del aire de tal modo que, a unos mismos valores de presión y temperatura, el aire húmedo pesa menos que el aire seco.

• La humedad se puede considerar como una cinta transportadora de tal modo, que la energía acumulada en forma de vapor de agua en el calor latente de la atmósfera, queda liberada a ella en el momento en que se produce la condensación. Cuando una masa de aire llega al punto de rocío se satura y se condensa en forma de nubes (cambio de estado que propicia una transferencia de energía a la atmósfera).

El instrumental que se utiliza para medir la humedad son los higrómetros y los hay de muy diversos tipos: de pesado, de compensación o de cabellos; sobre todo con el de compensación se mide la humedad absoluta y, mediante unas tablas, permite estudiar también los niveles de humedad relativa. Los de cabello se basan en los efectos que la humedad provoca en un filamento tan fino como un cabello (lo más apropiados, quizás por su sensibilidad, son los de mujer rubia o las crines del caballo). La humedad altera ese cabello y se transmite a una aguja que marca más o menos humedad. Incluso las bailarinas con vestido hecho de Cardina Arcaris y la humedad hace que este cambie de color indicando la humedad.

En la actualidad hay unos instrumentos más especializados como son los higrógrafos o higrómetros registradores, y la sofisticación máxima se realiza con aparatos más precisos como los Psicrómetros o los Psicrónomos, que consiguen una caracterización absoluta y relativa. como la humedad es la función inversa a la insolación, también se puede medir esta midiendo la evaporación con los evaporímetros, como función inversa a la humedad absoluta.

PRECIPITACIÓN.

Las precipitaciones no llevan implícito la existencia de nubes, ya que hay ciertos fenómenos que no necesitan de estas, como por ejemplo el relente o `sereno' que se produce por un enfriamiento nocturno o irradiación nocturna y por un proceso de condensación ambiental. Tampoco se dan en los procesos de punto de rocío, entendiéndolos como un fenómeno de condensación de vapor de agua sobre superficies que ofrecen una temperaturas próximas a la saturación, es decir, que tengan unas temperaturas cercanas al punto de rocío (humedad atmosférica). Al igual que los fenómenos de condensación horizontal como consecuencia de los vientos alisios, que justifican la aparición de un tipo concreto de vegetación como es la Laurisilva (Canarias).

La precipitación se entiende como el fenómeno de caída de agua de las nubes en forma líquida o sólida. La nube es una formación compleja de cristales microscópicos de hielo o, en su defecto, de pequeñas gotas que están en suspensión, cayendo con un movimiento uniforme, pero su tamaño es insuficiente para superar el nivel de oposición que ofrece la nube, por lo tanto, su velocidad de caída es inferior por la propia oposición del aire.

Stockes (s. XIX) proporcionó una fórmula para realizar una estimación de la velocidad de caída del agua, relacionando éste con el radio de la gota v = 1'3 x r 2 x 106 (r = cm), en el momento que se incremente el radio se incrementa la velocidad de caída.

Son varias las teorías que hacen referencia a la formación de la lluvia, pero los más importantes son los procesos de condensación por enfriamiento del vapor de agua, de tal modo, que la coalescencia de las diferentes gotitas de agua hace que se incremente el radio, y con ello aumente la velocidad y, consiguientemente, se produzca la caída.

El vapor de agua se puede saturar por enfriamiento, de tal modo, que el enfriamiento de una masa de aire conduce al grado de saturación, pero, a veces, en este proceso también intervienen otros elementos extraños al proceso. Estos elementos son los núcleos de condensación, entendida como pequeñas partículas en suspensión, que, normalmente, proceden de los procesos de combustión urbanos o industriales y que son pieza clave en este proceso. Similar función desempeñan, en ciertos ambientes, las arenas del desierto que, en muchos casos, actúan como verdaderos núcleos de condensación (de otro modo no se puede explicar que llueva barro).

Los tipos de precipitación son:

• Lluvia: gotas de agua de una diámetro superior a 0'5 mm que caen perpendicularmente, mientras que la llovizna es cuando la gota tiene un diámetro inferior y parecen que estén flotando en el ambiente.

• Nieve: agua helada que cae en forma de cristales hexagonales y estrellados; este fenómeno se produce cuando una penetración de aire frío se sitúa entre la nube y el suelo. La nieve granulada o granizo blando son granos blandos (2 - 5 mm), frágiles, compresibles y es un fenómeno que suele acontecer antes de la nevada.

• Granizo: es un núcleo de nieve granulada que está envuelto superficialmente por una capa de hielo, no son frágiles ni compresibles y para su formación se requiere la existencia de numerosas nubes de desarrollo vertical, de 8 - 9000 m. de altura (cerca de la Tropopausa). El pedrisco es como el granizo pero con un diámetro superior a los 5 mm.

Un fenómeno que se da en situaciones invernales, son las nieblas, gotas muy pequeñas de agua, que parecen ir flotando junto a la superficie de la Tierra.

Cuando se realiza un parte se habla de mm o l / m2, que es exactamente lo mismo.

V = s . h; V = 1m2 x 0'001 m = 0'001m3 =

1 dm3 = 1000 cm2 ó cc. Por lo tanto:

1000 cc = 1 litro.

Las precipitaciones se miden con el pluviómetro, el más conocido es el Hellman, que se trata de un cilindro, con una boca de 200 cm2 de superficie, que, en muchos casos, también lleva un sistema para que el agua se recoja en un recipiente, evitando así la evaporación

Un concepto es el de precipitación anual, entendiéndolo como la precipitación recogida en un año; otro es la precipitación media anual, es decir, la media de una determinada serie, mientras que el concepto de precipitación mensual media proporciona datos medios mensuales fundamentales a la hora de plasmarlo en un gráfico. También se puede emplear una cartografía para medir las precipitaciones mediante las Isoyetas, que son las líneas que presentan la misma precipitación.

Alicante 1950 - 1979:

1950 - 228'9 1960 - 310'5 1970 - 293'7

51 - 472'6 61 - 168'3 71 - 623'2

52 - 253'0 62 - 491'0 72 - 506'3

53 - 385'7 63 - 365'1 73 - 287'8

54 - 324'8 64 - 279'2 74 - 383'8

55 - 204'8 65 - 311'8 75 - 325'6

56 - 320'6 66 - 297'1 76 - 378'1

57 - 370'8 67 - 292'4 77 - 307'2

58 - 302'9 68 - 345'9 78 - 274'1

59 - 611'9 69 - 389'8 79 - 325

• Calcular la media = 347'73

• Calcular la oscilación o recorrido de la serie (año de máxima - año de mínima)

R = Mx - Mn; R = 623'2 - 168'3 = 454'9

• Calcular el coeficiente de irregularidad (relación entre año máxima y el año mínima)

C = Mx / Mn; C = 623'2 / 168'3 = 3'7. Cuanto más se aleje una serie del valor 1 significa que estamos ante precipitaciones de gran irregularidad, situación bastante frecuente en ámbitos mediterráneos, que presentan unas precipitaciones irregulares.

Estudio de frecuencia:

	Nº	%
0'1 - 100	-	-
01 - 200	1	3'3 %
201 - 300	9	30 %
301 - 400	15	50 %
401 - 500	2	6'6 %
501 - 600	1	3'3 %
Más de 600	2	6'6 %

Valor modal, la media está también dentro de este.

La Nubosidad total es la parte de bóveda celeste cubierta de nubes, expresada en fracciones de la misma. Se trata de un sistema de observación humano, por lo tanto subjetivo, ya que es un meteorólogo el que establece estas fracciones. Tradicionalmente se han tomado unos valore, los comprendidos entre 0 y 10, pero desde 1950, el Convenio Meteorológico Internacional, determinó la posibilidad de utilizar 9 valores conocidos con el término de octas; siendo el primer valor con el cielo totalmente despejado.

La nubosidad parcial se realiza mediante una estimación de las nubes de cada clase, que integran la bóveda y que en su conjunto forman la nubosidad total. También se dan unas líneas que unen los puntos de igual nubosidad media, que son las Isonefas.

Un concepto contrario a la nubosidad es la insolación, que hace referencia a las horas que ha brillado el sol. El valor que se utiliza en meteorología es la fracción de insolación, relación de las horas que ha lucido el sol y las horas que debería haberlo hecho en caso de no haber nubosidad (Fi = horas sol / horas reales).

La insolación se puede medir mediante los Heliógrafos, siendo el más conocido los de Campbell - Stockes, que consiste en una bola de cristal que tiene en su interior unas cartulinas que hacen de cristales de aumento y, cuando el sol penetra las va quemando en función de su comportamiento. Otro es el heliofanógrafo de Jordan, que consiste en 2 cámaras fotográficas con película y objetivos abiertos y cada una enfocada a un punto, de manera que el sol va velando la película conforme se dirige de E a O. También se utilizan los solarígrafos, que, empleando células fotoeléctricas, permiten estudiar el tiempo o intensidad de la insolación.

Nieblas y nubes.

La niebla es un fenómeno atmosférico por el que en la atmósfera aparecen unos núcleos formados por pequeñas gotas de agua, que parecen planear en la cercanía del suelo, ocasionando una intensa difusión de la luz.

Las nubes son formaciones de gotas de agua de mayor tamaño que adoptan formas y características que, según la Organización Meteorológica Mundial, podemos englobar en 10 géneros, atendiendo a la altura de las mimas, a la forma y a sus características. Observando el sistema nuboso relacionado con los frentes fríos y cálidos podemos ajustar los 10 géneros:

• Nubes altas:

• Los cirros (CI) son nubes aisladas de aspecto sedoso que aparecen en lo más alto de la bóveda (entre los 6 y los 10.000 m) y aparecen en forma de pluma o pincelada de color blanco. Están formadas por cristales de hielo que, apenas permiten el brillo del sol y que dan la sensación de que el sol está brillando, pero generando un fenómeno de halo. Las tonalidades suelen ser blanquecinas, salvo los momentos del amanecer y puesta de sol, en los que estos tonos se vuelven rosáceos o rojizos.

• Los cirroestratos son cirros pero acumulados en mantos, más unidos y con un colorido similar, y donde los fenómenos de halo también están presentes.

• Los Cirrocúmulos (CICU) son empedrados de nubes más globulares.

• Nubes medias: entre los 6000 y los 2000 m.

• Los altocúmulos son nubes compuestas por gotas de agua, aunque si las temperaturas son bajas pueden dar lugar a cristales de hielo y protagonizar fenómenos de halo.

• Altoestratos, su presencia coincide con un oscurecimiento del cielo, y suelen acompañarse con lluvia o nieve y en ellos, parece coexistir las gotas de agua y cristales de hielo. El sol aparece deslustrado, y en algunos casos la lluvia o nieve que puede desprenderse es tan alta que no llega al suelo, porque se evapora antes y, al condensarse de nuevo, origina estratos.

• Nubes bajas:

• Los numboestratos son nubes espesas, sombrías y amorfas, que velan por entero el brillo del sol y originan lluvias y nevadas.

• Los estratos son nubes muy pegadas al suelo que dificultan la visibilidad, sin llegar a se niebla.

• Los cúmulos (CU) de buen tiempo son nubes algodonadas o cúmulos de tormenta, que preceden a los poderosos sistemas nubosos.

Son los cumulonimbos que se salen de la clasificación y que se muestran como nubes de desarrollo vertical, son torreones nubosos que muestran en su cima una estructura cirrosa, con forma de yunque y que son los causantes de aguaceros y nevadas, a veces muy profundas, siendo los acompañantes fijos de frentes fríos.

PRESIÓN ATMOSFÉRICA.

Su concepto es ineludible en cualquier previsión, entendiéndola como el peso de la columna de aire existente en el lugar donde se hace la previsión. Como tal, el parámetro era ignorado por los científicos, incluso hasta el punto de que en la antigüedad clásica se pensaba que el aire no pesaba; Aristóteles pensaba que una vejiga llena de aire pesa igual que vacía, ya que desconocía el principio de Arquímedes (todo cuerpo sumergido en un fluido, pierde una parte de su peso igual al volumen de fluido desalojado.

La existencia de la presión se demuestra a mitad del s. XVII, cuando Galileo aprecia la diferencia de peso que presenta un globo de cristal, en el que previamente había practicado el vacío, con el mismo globo, lleno de aire. Con ella llega a una precisión que le permite afina un valor de 1'293 gr. / l, lo que nos lleva al concepto de presión.

El experimento de Galileo fue corroborado por dos discípulos, Torricelli y Vivianni; ambos, sobre todo el primero, demuestran que el peso del aire equilibra una columna de mercurio de 76 cm de alto y 1 cm2 de sección. Dicho experimento se basa en un tubo de 1 m de alto de mercurio sobre un recipiente, éste se fue vaciando hasta los 76 cm, por lo que el empuje del mercurio en el tubo es el mismo que el del aire sobre el resto del recipiente.

Si la densidad del mercurio es de 13'6 gr / cm3, podemos hacer la siguiente reflexión.

1 cm3 Hg ---------------- 13'6 gr

76 cm3 Hg -------------- x

x = 1033 gr = 1 atmósfera de peso.

V = s x h; v = 1 cm2 x 76 cm

Estos 1033 gr. es el peso de la columna de aire sobre 1 cm2, valor que, comúnmente, llamamos atmósfera.

A mediados del s. XVII, concretamente en 1648, Pascal y sus discípulos observaron que la presión variaba con la altura, pero no se trata de una variación regular, puesto que el aire es un elemento compresible y se encuentra más concentrado en superficie que en altura, donde la masa de aire está más dilatada.

Admitiendo la experiencia de Torricelli y Vivianni, así como las indicaciones de Pascal, podemos observar, que si admitimos que la superficie del cráneo humano tiene por término nuevo 270 cm2, que cada uno de nosotros estamos soportando un peso de 280 kg. en nuestras cabeza. Este peso se encuentra compensado por el principio de Pascal, que nos recuerda que la presión se transmite por igual en todas las direcciones. En este proceso de compensación, desempeña un papel fundamental el hecho de que la presión interna de la sangre y otros humores de organismo humano contribuyen en gran medida a esa compensación.

Tradicionalmente, la unidad de medida de la presión hace referencia a la altura de la columna de mercurio, con una presión de 76 cm3; por lo tanto, se está utilizando una unidad de longitud para medir la presión.

Este es uno de los inconvenientes que calibró el Convenio Barométrico Internacional, que observó que se estaba expresando una fuerza por unidades lineales (mm ó cm). Al mismo tiempo, este convenio, aprecia que se producen variaciones en el peso de esa columna de mercurio, según sea la temperatura y la gravedad del lugar. La solución del Convenio Barométrico es establecer las llamadas condiciones normales de la columna de mercurio, con una temperatura ambiental de 0º C y una gravedad de 980 cm / seg2, denominando Torr al mm de mercurio medido en esas condiciones.

En segundo lugar, para obviar este inconveniente, el Convenio Barométrico Internacional propuso la utilización de una unidad específica para medir la presión, que es el Baria, que equivale a una Dina por cm2 (Baria = Dina / cm2), sabiendo que la Dina es la fuerza necesaria para comunicar a 1 gr. la aceleración de 1 cm / seg2.

Poco tiempo después un eminente meteorólogo sueco, Bjerkness, utiliza el Bar, que equivale a 1.000.000 de dinas / cm2, y el milibar, que equivale a 1.000 de dinas / cm2, como unidades para medir la presión.

Tomando como referencia la superficie (S) del tubo de Torricelli, que equivale a 1 cm2, y si P = F / S, P = F; y si F = m · a, y a = g y, sabiendo que m = v · d y que v = s · h; llegamos a F = s · h · d · g. F = 1 cm2 · 76 cm · 13'6 gr / cm3 · 980 cm / seg2; F = 1.012.928 gr · cm / seg2. Sabemos que P = F / S, por lo que, P = 1.012.928 dinas / cm2 barias; por lo tanto P = 1'012 Bares ó P = 1012 mb.

Así se ha reconvertido la presión de 760 mm, medidos en unidades de longitud, en unidades propias de la presión, es decir, en bares y milibares; que fueron admitidas por el Convenio Barométrico Internacional.

La representación y medición de la presión.

El instrumento para medir la presión es el barómetro de mercurio, que ajusta al experimento realizado por Torricelli. También existen otros barómetros que son los barómetros aneroides, cuya base de funcionamiento es una caja circular en la que se ha practicado el vacío, en su seno se coloca un resorte que ante cualquier cambio en los niveles de presión, provoca un cambio en la aguja medidora. El inconveniente es que hay que ajustarlo con frecuencia. Otro instrumento son los barógrafos, que son barómetros registradores, con una cinta que aparece un gráfico con el comportamiento de la presión.

Desde el punto de vista cartográfico, se representa mediante el uso de unas líneas como las isobaras, que unen puntos que ofrecen igual presión, suelen trazarse con un intervalo de 4 mb y así lograr la representación de unos individuos isobáricos de alta y baja presión.

VIENTO.

El viento es el aire en movimiento. Interesa saber de donde viene (dirección) y su fuerza (velocidad).

La dirección del viento se mide, fundamentalmente, con las veletas, que son sencillas y de doble pala, y en las autopistas se hace con las mangas catavientos; tanto unas como otras, indican el sitio de donde procede el viento. Esto se puede llevar a una mínima representación y da lugar a la Rosa de los Vientos, que normalmente marca 4 direcciones prioritarias (N, S, E y O) y 4 secundarias (NE, SE, SW y NW), pudiendo representare otras como NNW ó SSE. También es frecuente recurrir a los cuadrantes (I, II, III ó IV).

En el ámbito de la Comunidad Valenciana, hay una serie de denominaciones que son de uso común: Tramontana (N), Migiorn (S), Llevant (E), Ponent (W), Gregal (NE), Xaloc (SE), Mestral (NW) y Llebeig (SW).

Otros vientos a nivel peninsular son los vientos que soplan con dirección NW en el Cantábrico, llamados Galernas, los del valle del Ebro, donde sopla el Cierzo también de NW o en Extremadura con los Abregos (SW), que suelen ser húmedos..

El aspecto que interesa es la velocidad, que se mide con los anemómetros, de los que existen dos tipos fundamentalmente, como son el de molinete y el de Robinson. Cuando estos realizan una gráfica sobre el comportamiento de viento son anemógrafos, como el de Robinson.

La velocidad del viento se mide de muy diversas maneras, con m / s o Km / h, o cuando se utilizan térmicos náuticos se habla de nudo, que equivale a una milla / h, aunque otras veces se usan millas terrestres. Si que es común utilizar la escala de la fuerza, que se mide en unidades de 0 a 12.

A mediados del s. XIX, en 1805, Boufort proporcionó una escala en los cuadernos de Bitácora de la época, ya que el conocimiento sobre esto es muy importante, porque la navegación era a vela. Esta escala ofrece unas descripciones relativas al viento muy curiosas.

En la atmósfera existe un ambiente con temperaturas diferentes entre unos puntos y otros, estas diferencias que se aprecian es la energía necesaria para que el aire se mueva, produciéndose una transformación de energía calorífica en energía cinética que genera el viento.

El origen del viento hay que buscarlo en el contacto entre una masa de aire cálido, con una temperatura más elevada y menos presión, y una masa de aire frío, con más presión. Por lo tanto el viento se genera por la circulación desde el anticiclón al ciclón. En el anticiclón hay más presión y parece que sobre el aire, son centros emisores de viento, de divergencia de vientos, mientras que los ciclones son centros de convergencia o de atracción de vientos.

La velocidad del viento dependerá de la diferencia de presión entre los anticiclones y los ciclones y, fundamentalmente, de la mayor o menor proximidad isobárica que se da en el seno de los individuos isobáricos o centros de acción. Atendiendo a esa idea podemos hablar de una mayor o menor pendiente barométrica, también entendida como gradiente barométrico, que es la fuerza neta que actúa por unidad de volumen del aire. Se puede calcular mediante la diferencia de presión entre A y B en mm, partida por la distancia que los separa en grados de meridiano. A esa pendiente barométrica también le llamamos fuerza impulsora, ya que impulsa la masa de aire que da origen a un viento de una determinada fuerza

GB = PA - PB (en mm) / d (en º meridiano)

Tenemos un cilindro con dos émbolos de superficie S y separado por una distancia L y dentro de un volumen de aire.

Teniendo en cuenta la primera ley de Newton, al actuar una fuerza sobre una masa de aire, esta masa de aire cambia su estado de reposo o movimiento, sino aparece una fuerza que contrasta a la primera.

Si FA = FB reposo

Si FA > FB movimiento con fuerza FA - FB (fuerza neta).

La fuerza neta por unidad de volumen es FA - FB / s · l.

Si P = F / S; F = P · S, por lo que es igual a (PA · S) - (PB · S) / s · l; S (PA - PB) / s · l; se eliminan ambas `s'; por lo que PA - PB / l (=d); que equivale a la fórmula de GB.

Cuanto mayor es la pendiente, mayor es la fuerza del viento, por lo que el gradiente o pendiente barométrico es el justificante de la mayor o menor fuerza del viento.

Si admitimos que el viento es la compensación entre altas y bajas, su dirección dependerá de la posición de ambos puntos, pero también depende del desvío de Coriolis.

La dirección del viento.

Si admitimos que el viento es un fenómeno de compensación entre áreas de alta presión y áreas de baja presión, debemos conocer que, a la hora de determinar la dirección del viento, es elemento prioritario el tener un conocimiento exacto de la localización de altas presiones (anticiclones) y bajas presiones (ciclones). En este aspecto debemos tomar en consideración el efecto de rotación terrestre, es decir, la fuerza de Coriolis; ésta la consideramos como fuerza impulsora del viento, y decimos que se trata de la fuerza perturbadora (que provoca desvío).

De tal modo que si no existiera el movimiento de rotación, y por tanto Coriolis, los vientos seguirían la dirección marcada por el gradiente, es decir, desde A hasta B, perpendicularmente a las isobaras. Pero el movimiento de rotación existe y, consiguientemente, provoca un acción desviadora o desvío de Coriolis, que afecta a las corrientes o flujos de aire.

Esta dirección o desvío viene determinada por la Ley de Farrel, que nos dice que cualquier fluido que se mueva horizontalmente en el Hemisferio Norte tiende a ser desviado hacia la derecha de su trayectoria, mientras que en el Hemisferio Sur la incurvación es hacia la izquierda. La comprobación de tal hecho la podemos demostrar con la imposibilidad de trazar una línea recta sobre un disco que gira; la razón es debida:

• En ese disco la velocidad angular es la misma en cualquier punto del mismo.

• La velocidad lineal, en el seno de ese disco, no es la misma porque el radio de trazo aumenta de dentro a fuera.

De tal modo que si funcionando ese disco, se intentase hacer una traza entre A y C, se uniría A y B. Si el trazo materializado se hace a velocidad uniforma, los sucesivos puntos de la teórica recta van quedando cada vez más atrasados; en vez de una recta A - C, se ha trazado una curva A - B. Lo mismo ocurre con la Tierra.

Como consecuencia de la acción del gradiente como fuerza impulsora y la acción de Coriolis como fuerza perturbadora, se generan una serie de consecuencias sobre el viento, que se pueden reducir a:

El viento en dirección normal, caso de existir el desvío comentado, debería ir justo desde el anticiclón hasta el ciclón, perpendicularmente a las isobaras.

La acción de Coriolis, que es constante, provoca un desvío en ese flujo tendente a darle al mismo una dirección sensiblemente paralela a las isobaras.

La acción de rozamiento o de fricción del flujo con el suelo hace contrarrestar la disposición paralela comentada en el caso anterior, confiriendo al flujo una dirección oblicua a las isobaras; dirección que se puede estimar entre los 25º y 40º C.

Los vientos próximos al ecuador no son desviados de ese modo, porque en el ecuador la fuerza de Coriolis es nula.

En el Hemisferio Norte los vientos se mueven en anticiclón en sentido de las agujas del reloj y hacia fuera (centro divergente o emisor de vientos). Mientras que en el ciclón los vientos se mueven contrarios a las agujas del reloj y hacia adentro (centro receptor de convergencia). En el Hemisferio es totalmente a la inversa

En altura, donde nos existe esa fuerza perturbadora de fricción o rozamiento con el suelo, los vientos adoptan una disposición paralela a las isobaras. Se habla de vientos geostróficos, que la única acción desviadora que padecen es la provocada por la fuerza perturbadora de Coriolis.

La representación de los vientos, tanto referente a la dirección y a la velocidad, se realiza con la Rosa de frecuencia de los vientos, donde se puede realizar una representación simultánea en la que se conjugan la frecuencia de rumbos con las velocidades

TEMA 6: LA ATMÓSFERA.

La atmósfera se puede definir como la capa gaseosa que envuelve la Tierra, donde se da una mezcla de gases que no reaccionan entre sí, podemos separarles, aparecen “sueltos”. Estos elementos (moléculas) y componentes de la atmósfera no se escapan porque la atracción de la gravedad desempeña una acción atractoria, por lo que los elementos aparecen “pegados”.

Se hace bastante difícil precisar los límites de la atmósfera; las aproximaciones científicas a este problema hay que hacer referencia a las consideraciones de Stornes que, estudiando las auroras boreales, pudo comprobar su existencia hasta una altura de 1200 km, con lo que estaba demostrando que existía atmósfera a esa altura; porque sin ella no funcionan las auroras boreales o es prácticamente imposible. Actualmente, el empleo de los satélites artificiales ha permitido postular la existencia de la llamada zona de Van Allen, a unos 22.000 km sobre la superficie terrestre. Parece que los adelantos científicos han descubierto una transición hacia el espacio interplanetario en el que se puede hablar de una cierta disipación de la masa atmosférica a unos 50.000 km; zona esta que se conoce como exosfera (más allá de la atmósfera), donde la masa atmosférica ha desaparecido en su totalidad.

¿Qué es masa atmosférica? Está constituida por elementos gaseosos, no se distribuye homogéneamente a lo largo de la atmósfera y suele concentrarse en las primeras capas de espesor de la atmósfera. Los primeros 5 km suponen el 50 % de la masa atmosférica, a los 10 km encontramos el 75 % y a los 30 km el 90 %. Sólo queda una milésima parte de masa, lo que significa que está concentrada en los primeros kilómetros de atmósfera.

La atmósfera se descubre durante la segunda mitad del s. XVIII, cuando fue concebida como una mezcla de gases. Hasta entonces se tenía la creencia de que la atmósfera no era una mezcla como tal, sino que el aire era un elemento simple, no formado por gases.

Los primeros avisos se los debemos a Sheel y Lavoisier (1774) quienes a través de un componente del aire que cuantifica en una 75 % de nitrógeno y un 25 % de oxígeno, llegan a la conclusión que ¾ es nitrógeno y ¼ oxígeno. Poco después, en 1787, un investigador español, Martí Francés, llega a apreciar un contenido de oxígeno de 21'5 % dentro de esa mezcla. Es a finales de s. XIX con Ramsey y Rasmleich, cuando se llega a una caracterización dela aire en el que se habla de 78 % de nitrógeno, 21 de oxígeno y 1 % restante que corresponde a elementos que no por su escaso porcentaje, dejan de desempeñar una función importante, son gases nobles (helio o argón), CO2, hidrógeno, amoniaco, yodo y, por supuesto, el agua en cualquiera de sus estados.

Aparte de los elementos, también se da la presencia de mezcla de impurezas, o partículas de polvo (humos o microorganismos), es decir, el conjunto de elementos que firma el polvo atmosférico.

OXÍGENO (O2).

Elemento que formando parte del aire, consideramos necesario e indispensable para la respiración celular de los seres vivos. Elemento que se repone en el aire mediante la acción de fotosíntesis, que tiene como misión esta reposición del oxígeno, al tiempo que disocia CO2. Es un elemento activo, ya que combina fácilmente con otros elementos (oxidación).

OZONO (O3).

Es indispensable y necesario para la existencia de la vida en la Tierra; se encuentra muy poco a nivel del suelo, mientras que la máxima concentración de O3 parece producirse aproximadamente a unos 30 km de altura, en una capa que conocemos como ozonosfera.

Su fórmula nos permite definirlo químicamente como una forma alotrópica del oxígeno, ocasionada por el bombardeo de molécula de oxígeno por átomos de oxígeno, en presencia de partículas catalizadoras de nitrógeno.

Esa máxima concentración a los 30 km es debida a dos circunstancias.

A esa altura existe la conjunción de ondas cortas (rayos solares) en suficiente proporción para posibilitar la disgregación atómica del oxígeno molecular.

A esa altura todavía existe la suficiente densidad de masa atmosférica que permite explicar la frecuencia de choques (bombardeo).

Su función es importante y radica en la capacidad de absorción de las radiaciones ultravioletas gracias a la ozonosfera, un escaso porcentaje de esas radiaciones ultravioletas puede alcanzar la superficie de la Tierra. De no ser por ello, sus consecuencias serían letales para la vida del planeta, por lo que se da una importante preocupación sobre la emisión a la atmósfera de gases perjudiciales que puedan suponer una merma en el contenido de O3; como así parecen manifestarlo las observaciones que se dan sobre el agujero de la capa de ozono en la vertical de la Antártica.

NITRÓGENO (N2).

Es el gas más abundante prácticamente hasta el comienzo de la ionosfera y se considera básico en la nutrición del animal. Se fija en el suelo por las bacterias nitrificantes, es absorbido por las plantas y de estas pasa a los animales en forma de proteínas vegetales.

ANHÍDRIDO CARBÓNICO (CO2).

Pese a que su porcentaje es muy pequeño en comparación con otros elementos, su importancia es notoria. Procede de los procesos de respiración, de los procesos de combustión diversos que se producen, de la superficie de la Tierra y de la descomposición de la materia orgánica. Es un elemento indispensable para las plantas, gracias a la función clorofílica, ya que estas absorben CO2 y emiten O2.

El contenido de CO2 en la atmósfera no es homogéneo, varía en función de los distintos procesos biológicos, sobre todo en el espacio y en el tiempo. Así en el espacio el contenido es superior en las ciudades, donde, hipotéticamente hay unos índices de contaminación superior, relacionados con la combustión de los vehículos, como por los distintos procesos de combustión (calefacción, casas...). También varía en el tiempo, siendo mayor durante la noche y los días nublados, puesto que la absorción de CO2 realizada por las plantas necesita de luz solar para que el proceso se realice de forma óptima, ya que se necesita también de O2. Internamente está relacionado con la superficie de la Tierra, ya que decrece con la altura (mayor cantidad de CO2 en capas más próximas a la superficie).

AGUA (H2O).

Es importante en los cambios de estado, admitiendo estos como verdaderos procesos de regulación térmica donde el agua desempeña una función importante ya que para pasar agua de estado líquido a gaseoso es necesario el consumo de una energía calorífica que es sustraída del aire (proceso de evaporación). Esa energía permanece en la atmósfera es estado latente y se devuelve a la atmósfera cuando se pasa del estado gaseoso al estado líquido (lluvia). La energía latente se devuelve a la atmósfera en el cambio contrario.

Los cambios de estado permiten una transferencia de energía térmica de unos lugares a otros; de tal modo que podemos considerar a las masa nubosas como elementos transportadores de energía térmica.

POLVO ATMOSFÉRICO.

Interesa su análisis, no solamente porque impiden la visibilidad, sino porque en muchos casos, este polvillo puede realizar funciones como núcleos de condensación.

(Londres en la Revolución Industrial -> `smog' = smoke + frog).

El polvo atmosférico procede de procesos de combustión, incendios forestales, áreas desérticas (ámbito mediterráneo en Agosto recibe lluvias con aguas cargadas de limo procedente de los desiertos africanos) o erupciones volcánicas. Contribuye también a esas tonalidades rojizas de algunos crepúsculos, que según los estudios meteorológicos significa viento al día siguiente.

División de la atmósfera.

Gracias a las consideraciones del francés Teisserenc de Bort y del alemán Assmann se tuvo una primera idea sobre la división de la atmósfera; en el sentido de diferenciar entre una capa (troposfera) y otra (estratosfera).

La troposfera hay que interpretarla como la zona atmosférica que con la altura experimenta una cierta reducción de temperatura, es donde se producen una serie de cambios que afectan a la superficie terrestre, no sólo de temperatura sino también de presión; de ahí el término de troposfera (`tropos' = cambio).

Hemos de entenderla como la zona donde se generan y disipan las nubes por movimientos ascendentes y descendientes del aire.

La estratosfera se creía, en esos momentos, que estaba formada por capas o estratos de distinta composición. El perfeccionamiento en el campo de los sondeos o de los cohetes meteorológicos ha llevado, a partir de mediados del s. XX, a tener un mejor conocimiento sobre la estructura térmica de la atmósfera y su división en distintas partes. Así en los años 50 la Unión Geodésica y Geofísica Internacional llegó a una división más completa de la atmósfera en la que se diferencian de abajo a arriba: troposfera - estratosfera inferior - estratosfera superior (mesosfera) - termosfera (ionosfera) - espacio exterior a partir de la exosfera.

Las capas de la atmósfera.

TROPOSFERA.

Según el esquema, sería la capa en la que la temperatura y la presión decrecen con la altura. Hay que significar que la evolución y el decrecimiento térmico a lo largo de la troposfera se muestra, sobre todo, bastante variable en los primeros 2 ó 3 Km como consecuencia de la influencia que, a esa altitud, ejerce la propia superficie terrestre, así como la incidencia, en estos niveles más bajos, de los diferentes meteoros. Una vez superados los primeros 3.000 m se puede hablar de un descenso térmico más regular, que puede estimarse en un valor medio de 0'65 % / 100 m, que comúnmente conocemos como gradiente estático térmico medio de la atmósfera. Esta regularidad puede verse alterada por procesos de inversiones térmicas, que hagan variar sensiblemente ese índice.

La troposfera abarca desde el nivel superficial hasta los que llamamos la tropopausa, entendida como una discontinuidad que marca la separación entre la troposfera y la estratosfera. La altura de la tropopausa varía según la latitud, también según la época del año y según las características de la masa de aire que la afectan.

• Según la latitud podemos indicar que la tropopausa se sitúa a 7 - 8 Km de altura sobre los polos y a unos 17 - 18 Km sobre el ecuador. La transición entre el nivel de la tropopausa polar y la tropopausa ecuatorial no se produce progresivamente, sino que se realiza de un modo brusco, en torno a los 30 - 40º N. Es el punto donde funcionan los vientos de gran velocidad en altura, que desempeñan un papel importante en la explicación de la dinámica atmosférica, y que conocemos con el nombre de `jet stream' o corriente del chorro.

• Según la época del año, el límite superior de la troposfera, es decir, el nivel de la tropopausa, se encuentra más bajo en invierno que en verano, sobre todo si el área geográfica en la que está realizando la medición muestra un clima excesivamente continentalizado, con contrastes térmicos estacionales muy acusados.

• Según las masas de aire, cuando se habla de la altura de la tropopausa por encima de una masa de aire tropical, esa altura es mayor que cuando se habla de tropopausa por encima de una masa de aire polar.

Por esta variación de altitud comentada, se da un hecho que puede parecer paradójico, las temperaturas mínimas de la tropopausa son más bajas en el ecuador que en los polos. En el ecuador se habla de - 80º C, mientras que en los polos de - 50º C, ya que se pierde más temperatura cuanta mayor latitud hay.

La troposfera abarca el mayor porcentaje de masa atmosférica y se localiza todo el CO2 y el vapor de agua de la atmósfera. De ahí que sea la troposfera, por el contenido de vapor de agua, el origen donde se inicia la gran mayoría de los hidrometeoros.

Es una primera capa en contacto con la superficie que serían los primeros 2 ó 3 Km de altura, es una capa geográfica o turbulenta, en donde la temperatura y los índices de humedad se muestran bastante variables, y se llama capa geográfica porque se trata de la parte de la atmósfera que está más influenciada por la propia superficie de la Tierra. Es la capa más afectada por problemas de polución y contaminación, de ahí que la visión que se tiene desde el exterior, esta capa tiene una tonalidad más oscura.

Se le conoce por parte de los geógrafos alemanes con el nombre de Peplos (de ahí que se también se le conozca como peplopausa como un espacio de transición entre la capa geográfica y la capa que hay por encima, teóricamente más libre y limpia, como es la troposfera) o con el nombre de “la couche sale” (la capa sucia) por los franceses. Otro nombre más científico es biosfera que llegaría hasta unos 5 Km, porque se supone que es la altura en la que se puede encontrar algo de vida y donde hay pueblos con ciertas condiciones de vida.

Es en el seno de la troposfera sonde acontecen la mayoría de hidrometeoros, por lo que el conocimiento de la su estructura térmica es necesario, pudiendo llegar a explicar el origen de dichos hidrometeoros o explicar los fenómenos de turbulencia que se dan en la capa.

ESTRATOSFERA INFERIOR.

Abarca desde la tropopausa hasta la estratopausa (± 40 Km). Analizando el comportamiento térmico de la estratosfera se aprecia que es donde cesa el decrecimiento térmico, de ahí que también se le llame isoterma, porque la temperatura no varía mucho.

A mayor altura (entre 30 - 35 Km) la temperatura empieza a aumentar y ya en la estratosfera superior alcanza los 50º C, por influencia del proceso del ozono, es por ese motivo por el que a la capa que se encuentra entre la estratosfera superior y la inferior se llame ozonosfera. Es ésta donde tienen lugar los procesos de absorción de las radiaciones ultravioleta, proceso protagonizado por el ozono, que explica totalmente el proceso de aumento térmico que allí se opera, al tiempo que es en esa zona donde se realiza una selección selectiva de la radiación solar, que también contribuye al aumento de temperatura.

El término estratosfera parece ser poco adecuado en cuanto a su aplicación, existen débiles movimientos en la vertical en el seno de la estratosfera al tiempo que los movimientos están también asignando una cierta homogeneización de la masa gaseosa.

Se trata de una zona con poco vapor de agua y la humedad relativa, en el mejor de los casos, puede llegar al 20 - 25 %, de ahí que la formación de nubes sea muy rara.

MESOSFERA.

Se ubica entre la estratopausa y una discontinuidad llamada mesopausa (unos 80 Km de altura). Es la estratosfera superior, caracterizada por ofrecer un aumento térmico acusado, relacionado con las consideraciones de la ozonosfera, hasta, a partir de los 50 - 60 Km, marcar un descenso térmico bastante acusado que puede llegar a alcanzar los 70 - 75º C bajo cero.

IONOSFERA.

También llamada termosfera, en la que después de una estrecha capa isoterma, se aprecia una aumento exagerado que llega a alcanzar un valor próximo a los 1500º C a unos 500 Km de altura (lejos de dar la sensación de calor, debemos conocer que por la ausencia de masa atmosférica, a esa altura la sensación es totalmente la contraria, de inmenso frío).

La denominación de la ionosfera hay que justificarla por la existencia de partículas con carga eléctrica (iones), que ha perdido los elementos comunes (N, O2, CO2...) y que continúa disponiendo de partículas que forman iones, no moléculas. La cantidad de aire es mínima, pero si es suficiente para que puedan provocar la inflamación de los meteoritos que entran en la atmósfera y al contacto con ella se inflaman, un ejemplo son las estrellas fugaces.

Estimamos que a 50.000 Km de altura se abre el espacio interplanetario (exosfera).

La acción de la atmósfera.

Tres son las acciones que desempeña la atmósfera:

Como filtro de la temperatura. La atmósfera filtra los rayos solares y retiene hasta un 57 % de su energía, como apreciamos en el gráfico, representa una radiación solar (constante solar), entendida como la radiación recibida por una superficie normal a los rayos solares (perpendicular) en el límite de la atmósfera. Esta radiación, con un valor de 2 langleys (2 cal / cm2 / min), es un valor estimado porque la radiación solar no es constante, debido a las variaciones que sufren las fuentes de suministro (sol) y por la excentricidad de la órbita terrestre que, en su situación de afelio y perihelio, nos marca distancias diferentes en relación al sol.

Del hipotético rayo que entra el 100 % a la atmósfera, el 40 % se pierde por reflexión al chocar con las capas superiores de la atmósfera, aunque una pequeña parte de este porcentaje se recupera para las capas inferiores de la atmósfera en forma de radiación difusa.

El 60 % restante alcanza la superficie, pero el 17 % es absorbido por la atmósfera, sobre todo en las capas más bajas (más masa atmosférica), con lo que llega al suelo el 43 % del total de la radiación, del cual el 10 % es reflejado por la superficie del suelo. Por lo tanto, realmente sólo el 32 % llega al suelo de manera efectiva.

Hemos de conocer que, por diversas razones de labor del filtro, no es uniforme en toda la superficie terrestre, puesto que esta labor depende, en gran medida, no sólo del mayor o menor espesor de la capa, sino también del contenido en vapor de agua; con lo que las consecuencias de tales hechos son obvias, si los rayos solares son oblicuos, al atravesar más masa, se pierde mayor energía que los rayos perpendiculares o verticales. La otra consecuencia es que el aire húmedo se muestra más opaco a los rayos que el aire fresco.

Es esa labor de filtro la que justifica el concepto de albedo, que es el porcentaje de radiación reflejado por la superficie terrestre y que varía en función de las características de esa superficie. Algunas superficies tienen un albedo muy alto (nieve: 85 %) y otras tienen un albedo muy bajo (bosque: 5 - 10 %).

La radiación solar, al incidir sobre el suelo, genera una energía calorífica que, como consecuencia del proceso de reflexión de la superficie, provoca un cierto recalentamiento de las capas inferiores del aire, que facilita con ello un aumento. Por ello, esa radiación solar se traduce no sólo en un aumento de la temperatura del suelo, sino también en un aumento térmico de la masa de aire en contacto con la tierra.

La atmósfera es un factor amortiguador de las variaciones de temperatura que se producen en la superficie terrestre, haciendo más lento el calentamiento y el enfriamiento. Por ello, se justifica plenamente que las variaciones de temperatura sean más bruscas en la lata montaña por la existencia de menor atmósfera y se aprecie una mayor variación térmica en los desiertos por la sequedad ambiental, que en los países más húmedos. Ambas circunstancias se explican por la labor amortiguadora ejercida por la atmósfera.

La estructura térmica de la troposfera.

El conocimiento de la troposfera se hace necesario para explicar los fenómenos de turbulencia que acontecen en la baja atmósfera, así como para conocer el origen y las características de los principales hidrometeoros. El conocimiento de esa estructuras térmica nos va a llevar a un planteamiento dual en el que en un primer momento abordaremos el análisis térmico del aire en calma, y en un segundo momento analizaremos la temperatura del aire afectada por los movimientos verticales.

La temperatura del aire inmóvil. La temperatura de la troposfera disminuye con la altitud hasta los niveles de la tropopausa, y ese descenso, sobre todo en lo que referente a las capas más altas de la tropopausa, se rige de acuerdo con un gradiente medio definido como 0'65º C / 100 m (gradiente estático térmico medio). La aplicación de ese valor permitiría trazar una curva de comportamiento térmico en el seno de la troposfera, que se conoce con el nombre de curva de estado, curva que no siempre es recta, sino que, en la realidad, muestra sensibles variaciones.

• Curva de estado: curva térmica que surge de la aplicación del gradiente estático térmico medio.

• Curva real: expresión real de lo que acontece en la atmósfera y no tiene porque coincidir con la curva de estado. Manifiesta variaciones sensibles por la irregularidad atmosférica en la realidad.

Nos lleva a la consideración de que en la realidad la curva de estado presenta trazos irregulares provocados por las inversiones térmica y la exageración del gradiente.

Rupturas de la curva de estado.

En la práctica, la curva de estado no ofrece la disposición regular que presenta cuando se le aplica ese teórico gradiente estático térmico medio de valor 0'65º C / 100 m. La curva real, lejos de esa regularidad, ofrece una serie de rupturas provocadas por las puntuales condiciones atmosféricas, la mayor parte de esas se relacionan con procesos de inversión térmica o provocadas por una exageración de gradiente.

Inversión térmica, en la que podemos señalar tres modelos explicativos:

Aquellas situaciones en las que una formación nubosa o brumosa situada a poca altura ejerce una labor de pantalla con referencia a las capas de aire situadas por debajo, con lo que se puede intuir un cierto déficit térmico en esas capas bajas sometidas a esa acción de pantalla, de cara a la radiación solar, mientras que por encima de la formación nubosa, ese déficit no existe y se plantea, en esa zona, una ruptura de la curva.

Al amanecer es bastante normal encontrarse con una situación en la que las capas de aire más bajas, en contacto con el suelo, presentan una temperatura más fría que las capas directamente situadas por encima. Ese mayor enfriamiento de las capas bajas está motivado por un proceso de irradiación nocturna, en la que un papel clave lo juega el suelo, que en esas horas nocturnas, se enfría muy rápidamente, transmitiendo ese frío a las capas más bajas en contacto con el suelo.

Se habla de inversión porque a escasa altura la temperatura es más baja que en las capas situadas por encima, lejos de la influencia del proceso de irradiación.

Frente de altitud se da cuando se produce el contacto entre dos masas de aire de origen diferente, de tal domo que a una determinada altura se produce el contacto con una masa de aire más cálida que la de la superficie, con lo que a ese nivel se puede hablar también de una ruptura por inversión térmica.

Exageración del gradiente.

Viene motivado por un sobrecalentamiento del suelo. Es una situación bastante frecuente en verano, que explica ese recalentamiento del suelo y la transmisión de esa energía a las capas de la atmósfera. De tal modo, que en esos caso, el intercambio de calor por convección y turbulencia no llegan a restablecer de una forma rápida el gradiente normal, con lo que la curva que se dibuja, por su exageración, supone una ruptura con la curva de estado.

Por gota fría, que se produce cuando se ponen en contacto dos masas de aire de características distintas. En este caso, cuando se da una penetración de aire frío en altura, supone el contacto y la ruptura de la curva por un proceso de exageración de gradiente.

Aire que afecta a los movimientos verticales. Es el resultado de unos cambios de tipo térmico, porque la temperatura del aire provoca movimientos verticales en la atmósfera; si el aire se recalienta, pesa menos y se eleva, mientras que si el aire se enfría, pesa más y tiende a bajar. Son los movimientos subsidentes.

Pero en realidad, hay otra serie de causas que justifican los movimientos verticales:

Cuando una masa de aire tiende a salvar un obstáculo montañoso, son las ascendencias orográficas.

Algo similar ocurre cuando, en la costa, una masa de aire penetra hacia el continente, son las ascendencias litorales.

Choque entre masas de aire de apuestas direcciones a nivel superficial, son las ascendencias por convergencia y el caso más significativo pudiera ser el CIT o FIT.

El mismo choque de masas de aire, pero en altura, de modo que provoca un proceso de convergencia en altura, es la subsidencia por convergencia.

Ascendencias frontales que se dan en los movimientos en los que se produce el choque entre una masa de aire cálido y una masa de aire frío.

Procesos adiabáticos.

Conocemos como variaciones térmicas adiabáticas a las modificaciones térmicas que se producen en el seno se una masa de aire como consecuencia de los movimientos ascendentes o subsidentes a que pueda estar sometida esa masa de aire. Son modificaciones que no suponen un intercambio con el medio ambiente.

Los gases que forman el aire tienen una energía interna (cinética) que depende de sus niveles de presión y que determina su estado térmico; si un gas se comprime, asciende su temperatura, mientras que si se expande, desciende de temperatura. Son modificaciones térmicas sin intercambio con el medio ambiente, de tal modo que la ascendencia de una masa de aire lleva implícito un cierto descenso de la presión y un descenso de la temperatura. Por el contrario, un proceso de subsidencia lleva implícito un aumento de la presión (compensación) y, consiguientemente, un ascenso de temperatura.

Si las masas de aire sufren procesos ascendentes o subsidentes muy rápidos su temperatura estará en función de las modificaciones que se produzcan en su energía interna y no de las masas de aire que crucen, a ese proceso lo llamamos proceso adiabático. Éste varía según la masa de aire sea seca o húmeda, así, en el seno de aire seco, una ascendencia rápida de 100 m supone un enfriamiento de 1º C, mientras que una bajada rápida supone un recalentamiento de 1º C. Hablamos en ese caso de un gradiente adiabático en aire seco que tiene un valor de 1º C / 100 m.

Con masa de aire húmedo, si la ascendencia es suficiente y la humedad relativa de esa masa de aire alcanza el 100 %, se produce la condensación de vapor de agua porque se ha superado el punto de rocío. Si continúa el ascenso hay un cambio de estado y se produce una devolución de energía en la atmósfera de 0'5º C / 100 m, se trata en este caso del gradiente seudoadiabático (aire húmedo).

Teniendo en cuenta el valor de los gradientes y comparándolos con el gradiente estático de la atmósfera en un momento determinado, podemos indicar que si el valor de ese gradiente estático térmico de la atmósfera (el real) puede ser inferior o superior a la tasa de enfriamiento o calentamiento de una partícula de aire que se desplaza a los largo de la vertical. Del análisis de la temperatura creada en esa situación y como consecuencia de la diferente densidad que se puede dar en el seno de esa masa de aire, podrá resultar una tendencia a estabilidad o a la inestabilidad.

En general, podemos afirmar que los gradientes estáticos térmicos débiles (inferiores al adiabático húmedo) son señal de estabilidad absoluta, mientras que los gradientes superiores a la adiabática seca son señal de inestabilidad absoluta, mientras que los valores comprendidos entre ambos adiabáticos indican estabilidad o inestabilidad relativa o selectiva.

• Estabilidad absoluta: si el gradiente estático térmico en la vertical (el real) es suave e inferior a los dos adiabáticos, cualquier partícula de aire que sufriera un movimiento ascendente se encontraría rápidamente a una temperatura inferior al del medio ambiente envolvente y , por su densidad más acusada, mostraría una tendencia a descender. Es el caso de las inversiones térmicas como modelo clásico de estabilidad. Debemos admitir que un gradiente térmico suave bloquea los movimientos verticales del aire, hablamos así de aire estable cuando ese aire ofrece resistencia al desarrollo de movimientos verticales.

• Inestabilidad absoluta: si el gradiente estático térmico es alto, superior a 1, hablamos de inestabilidad, porque cualquier burbuja de aire ascendente se enfría menos deprisa que el aire envolvente; esa partícula más cálida y ligera que el aire envolvente continúa su movimiento ascendente alejándose cada vez más de la posición de origen. Hablamos así de inestabilidad absoluta, fenómeno bastante corriente en latitudes ecuatoriales, donde los procesos de convección térmica justifican la frecuencia de nubes de desarrollo vertical. Debemos admitir que un fuerte descenso térmico en la vertical (penetración de aire frío) acrecienta la inestabilidad atmosférica.

TEMA 7: LA DINÁMICA ATMOSFÉRICA.

La formación de los individuos isobáricos.

La observación de la presión atmosférica al nivel del mar en puntos diferentes permite apreciar registros diferentes, valores distintos, de ahí que podemos establecer una primera reflexión de que el aire no está en equilibrio, no pesa igual, sino que vacía de unos lugares a otros, es decir, hay diferencias de presión de unos puntos a otros de la superficie terrestre. Puede resultar interesante cartografiar esa diferencias, puesto que mediante esa acción, se puede determinar los llamados campos de presión, pero como quiera que la presión disminuye con la altura, para cartografiar los campos de presión y poder establecer los consiguientes análisis comparativos, hemos de realizar dos operaciones: a) reducir las medidas de presión a nivel del mar y b) unir los puntos de igual presión con unas líneas que conocemos como isobaras.

En efecto. La agrupación de líneas isobáricas da origen a una serie de individuos isobáricos que, en algunos casos, están definidos por isobaras cerradas y en otros por isobaras abiertas. Entre las primeras destacamos las altas presiones, también llamadas anticiclones o máximas, que se dan en aquellos casos en lo que la presión decrece desde el centro hacia el extremo del sistema, a esos elementos se les representa en los mapas de tiempo con una letra A (alta presión) o bien con H, sobre todo aplicable al boletín europeo (high) o utilizando el `+'. El segundo elemento son las bajas presiones, también llamadas centros ciclonales, depresiones o mínimos, que se diferencian con los otros en que crecen desde el interior hacia el exterior y se representan con la B (baja presión), con una L (low), con una D (en Francia) o con `-`.

En cuanto a las isobaras abiertas, sus individuos son un poco más complejos. Hemos de definir el individuo isobárico conocido como talweg barométrico como un entrante de baja presión en una alta, cuando se produce en superficie. Es frecuente hablar de una talweg barométrico que, en ciertos momentos del año, apunta desde el norte de África hacia la Península Ibérica y que suele coincidir con penetraciones de aire cálido en la península o con situaciones de ola de calor.

La penetración de una baja presión en una alta, pero en un mapa en altura (normalmente a 500 - 300 mb, es decir, a unos 5560 - 9000 m), se denomina vaguada y está muy relacionada con los procesos de gota fría.

Se habla de seno de baja presión para referirse a unas bajas presiones relativas, cuando apreciamos en el seno de un mapa que existe una baja presión pero no muy acusada, se suele identificar son una `B'. La misma idea también es aplicable a las dorsales relativas, es decir, a las altas presiones relativas.

Una dorsal o cresta anticiclónica es una lengua anticiclónica en una depresión, a veces a estas dorsales, cuando están muy marcadas, se les llama cuñas anticiclónicas.

El col (collado isobárico) se produce cuando se da una zona de baja presión comprendida entre dos altas presiones, es un término que se utiliza como símil topográfico.

El pantano barométrico se da cuando el campo de presión se muestra muy tranquilo, con valores próximos al normal (1012 mb) y con escaso gradiente de presión (pendiente barométrica muy atenuada).

Las dimensiones de los individuos isobáricos cerrados son muy variadas, se suelen medir sobre diámetros máximos y así se puede hablar de anticiclones de 2000 a 6000 Km. Mientras que las bajas presiones suelen ser menores, con diámetros inferiores, por ejemplo la depresión del Atlántico norte o Islandia, que puede tener de 2000 a 3000 Km como máximo; las borrascas mediterráneas se sitúan entre unos 500 y 800 Km.

El campo de presión en altitud.

A veces, no sólo interesa para tener un conocimiento exacto del tiempo y conocer qué acontece en superficie, sino que se hace necesario tener un conocimiento de la presión en altura. Se puede llegar al mismo utilizando los datos proporcionados por los sondeos, con la particularidad deque, cuando se cartografía el campo de presión en altitud, en lugar de isobaras, se utilizan isohipsas, entendidas como lugares geométricos de los puntos que ofrecen la misma presión a una determinada altura.

Normalmente se trazan tres niveles de diferencia, el nivel o sondeo de 700 mb (3000 m de altura y aunque en los mapas aparece en Dm), el nivel de los 500 mb (5560 m) y el nivel de 300 mb (9000 m).

Observando el gráfico y como quiera que la presión desciende con la altura, los sectores de menor presión se corresponden con las isohipsas de menor altitud, por lo que en el esquema se puede afirmar que en punto B en superficie habrá más presión que en el punto A, que está más cerca de la superficie.

Los campos de presión, en general, cambian de aspecto, se desplazan, se modificam, aunque se les pueda reconocer a lo largo de días, semanas e incluso de meses en los mapas de tiempo. Precisamente a esos individuos isobárico, bien caracterizados tanto por su tamaño como por su duración, los vamos a conocer como centros de acción, que pueden ser térmicos, mixtos o dinámicos.

Si admitimos que la densidad del aire es mayor en los primeros 5 Km, que la masa de aire de la troposfera es mayor en los primeros kilómetros y que el aire frío pesa más que el aire cálido y observando la columna de aire frío, podemos intuir que el comportamiento de éste ofrece una máxima concentración en los niveles más cercanos a la superficie y una cierta dilatación en los niveles más altos. Esto nos permite hablar de centros de acción térmicos y centros de acción mixtos.

La presión en superficie depende del peso del aire en las capas superiores, la densidad del aire parece concentrarse en esas primeras capas y decrece rápidamente por encima de los 5 Km. de tal modo que el aire frío aparece concentrado en las primeras capas de la troposfera. El valor barométrico es mayor en superficie que en aire cálido.

Esa idea la justificamos porque el peso del aire varía en sentido inverso a la temperatura, de tal forma que es más pesado el aire frío que el aire caliente. Asimismo hemos de conocer que la presión depende del peso y que en un fluido se ejerce en todas las direcciones. De ahí que la presión en superficie sea más elevada en aire frío que en aire cálido.

En altura, a mayor temperatura mayor presión y, consiguientemente, a menor temperatura menor presión. En función de la distinta densidad del aire, que hace que la presión a esos niveles (en altura) decrezca más rápidamente con el ascenso en aire frío que en aire cálido.

Tomado como referencia estas consideraciones, podemos establecer las diferencias entre centros de acción térmicos y centros de acción mixtos.

Centros de acción térmicos.

Se vinculan a la existencia de una masa con características similares a lo largo de toda la columna. Se tratan de centros de acción que, a nivel de presión, aparecen invertidos en altura, pudiéndose distinguir entre anticiclones térmicos y depresiones o borrascas térmicas (también ciclones térmicos).

Los anticiclones se originan cuando una masa de aire permanece estacionada durante un cierto tiempo sobre una superficie marina o, fundamentalmente, continental lo suficientemente fría para transmitir el frío de esos espacios continentales a las capas de aire en contacto con ellas. Se trata de transferencias térmicas de carácter superficial que generan altas presiones muy poco potentes en altitud, aunque de gran potencia barométrica. Se habla por ello de campos de presión de tipo pelicular. Este es el caso del Anticiclón Centroeuropeo o el Rusosiberiano, que está influenciado en superficie por temperaturas de - 30 / - 40º C.

Los ciclones están representados por las bajas presiones que, sobre todo, se sitúan en la Península del Dekán (India). Se trata de centros de acción que se generan con columnas de aire cálido que, en superficie, es sometido a un recalentamiento muy acusado que se manifiesta en unos procesos ascendentes profundos, en un ambiente de acusada convección térmica. Circunstancias todas ellas que sirven para explicar la presencia de una acusada baja superficial, que resulta invertida en altura.

Centros de acción mixtos.

La columna de aire no muestra homogeneidad, puesto que se aprecia una presencia de distinto comportamiento en superficie y el altura. Encontramos dos individuos perfectamente diferenciados:

Los anticiclones mixtos presentan aire frío en superficie y aire cálido en altura, que fa lugar a un empuje a lo largo de la columna, que muestra el mismo sentido. De tal modo que no se da la inversión barométrica que se daba en los centros de acción térmicos, puesto que el aire frío en superficie supone una alta presión, mientras que el aire cálido en altura también supone una alta presión. Así, difícilmente podemos hablar de fenómenos ascendentes, puesto que el aire frío superficial, cabalgado por aire cálido en altura, puede ser señal inequívoca de estabilidad atmosférica.

Las depresiones mixtas, con las que el aire cálido en superficie se muestra cabalgado por aire frío en altura. Se trata de una situación que suele traducirse, desde el punto de vista barométrico, en una baja superficial (al contacto con las temperaturas suaves del aguas del mar, por ejemplo en el Mediterráneo). Mientras que en altura esa capa superficial más cálida se encuentra cabalgada por una vaguada de aire frío, genéricamente conocido como gota fría, que condiciona la presencia, también en altura, de una baja. De ahí que, a lo largo de toda la columna mixta, podamos intuir una inestabilidad atmosférica notoria.

Centros de acción dinámicos.

Si los anteriores surgen en relación con las condiciones térmicas de la masa de aire, en este caso no es lo prioritario, de ahí la denominación de dinámico, relacionada con los procesos de movimiento o dinamismo que se intuye en las masas de aire.

Una masa de aire puede, en su desplazamiento horizontal, ofrecer un movimiento regular en el que las partículas que integran dicha masa siguen una trayectoria más o menos paralela y, o bien, no experimentan variaciones sensibles en su velocidad, o bien ofrecen un movimiento irregular por el que las partículas sufren alteraciones tanto en sus trayectorias como en sus velocidades.

Estas variaciones son el origen de procesos, de convergencias y de divergencias, causantes de la aparición de centros de acción de tipo dinámico.

Dentro de las convergencias se pueden señalar tres casos:

Cuando las partículas que forman parten de esa masa de aire conservan sus trayectorias paralelas, pero se aprecia que las partículas delanteras tienen menos velocidad que las partículas traseras. Ante esa situación se producirá una concentración.

Cuando, manteniéndose la velocidad, se produce una confluencia / concentración de aire, es un proceso de convergencia con confluencia.

Acción simultánea de pérdida de velocidad y de paralelismo; asimismo se da una convergencia por confluencia.

Dentro de las divergencias también se pueden señalar:

Situación en la que se aprecia un aumento de las velocidades de las partículas delanteras, por lo que se produce una divergencia. Sale más aire del que entra, es un vacío de aire que se completa con aire de las capas más altas (proceso de subsidencia).

Las partículas mantienen la velocidad, pero pierden su trayectoria paralela, es un proceso de divergencia por difluencia.

Acción simultánea de difluencia y pérdida de velocidad en la partículas traseras.

Así en el primero de los casos se da un proceso de convergencia en altura, una subsidencia y una divergencia en superficie, esto es señal de una alta presión. En el segundo aparece una convergencia en superficie, que está sometida a ese rozamiento que lleva consigo un descenso en la velocidad, se trata de una convergencia en superficie, una ascendencia y una divergencia en altura.

También se justifica la aparición de la subsidencia subtropical (anticiclón de las Azores) por un proceso en altura de convergencia por confluencia al tratarse de un flujo de aire (contraalisio) que accede desde paralelos mayores (ecuador) a paralelos menores (trópicos).

Las masas de aire.

Una masa de aire es un gran volumen de aire en el que las propiedades físicas (temperatura, densidad, humedad, gradiente térmico) son relativamente uniformes en el plano horizontal, aunque esa uniformidad no significa que en el seno de esa masa de aire puedan producirse ciertas variaciones en el tiempo. A la hora de caracterizar una masa de aire, es preciso tener en cuenta dos cuestiones.

Las condiciones en las que se ha podido elaborar esa masa de aire, serán distintas las condiciones del polar continental del tropical continental.

Las trasformaciones posteriores que haya podido sufrir.

Para que las partículas componentes de una masa puedan caracterizarse por ciertas propiedades distintas a otras masas más o menos limítrofes; esas partículas han de participar de una larga evolución (un aparcamiento) en un medio más o menos homogéneo y estable. Ello nos va a permitir distinguir unos medios que se muestran favorables a esa evolución de otros medios que no lo son tanto (se muestran poco a favor de esa formación).

Los medios favorables pueden ser:

• Aquel que situamos en los continentes excesivamente enfriados de las altas latitudes (Canadá, centro Europa, Rusosiberiano). El aire que permanezca en contacto, durante el invierno, adquiere poco a poco las características homogéneas de tal espacio y podrá determinar a una masa de aire de tipo frío y seco, es decir, la polar continental.

• Células de altas presiones subtropicales (anticiclón de las Azores). Las masas de aire que se sitúan en los entornos por encima de esas células de presión adquieren las características propias de ese entorno y pueden dar origen a masas de aire de tipología cálida y con ciertos niveles de humedad. Tal es el caso de la masa de aire tropical marítima.

• Área intertropical, es decir, las masas de aire que viajan lentamente con los alisios adquieren, a la larga, las características que distinguen a estos flujos.

Los medios desfavorables son aquellos en las que no se da esa homogeneidad / estabilidad que permite la elaboración de masas de aire. Tal es el caso de las latitudes medias, donde se produce el choque entre masas de aire de características distintas que posibilita la aparición de frentes. Es el caso del frente polar que surge del contacto entre la tropical marítima y la polar marítima, en la parte alta del Atlántico, en torno a los 40 - 50º N.

Las grandes áreas anticiclónicas caracterizadas por su estabilidad (Azores) son, por excelencia, regiones fuertes para las masas de aire. A esas zonas se les llama masas de aire primarias, dejando el calificativo de masas de aire secundarias para referirnos a aquellas que, habiéndose originado en un lugar, se desplazan a otro en el que pierden sus características de origen. El aire situado sobre el Océano Atlántico sometido a `jes stream' se desplaza y encuentra en su camino a Europa, se instala sobre éste, perdiendo sus características de humedad; de marítimo y húmedo a continental y seco.

Decimos que ese movimiento de la masa de aire, cuando se instala sobre el continente europeo en invierno, tienen tendencia a enfriarse (a estabilizarse) y así se continentaliza.

Tipos de masa de aire.

En un principio había dos tipos de masa de aire, la tropical y la polar, quizá la denominación de polar fuese incorrecta, porque realmente se estaba caracterizando como tal, una masa de aire ronda los 60º de latitud, cuando el polo está a 90º. Todo esto llevó que en los años 50 se incluyese un tercer tipo de masa de aire más fría, la masa ártica.

En los tres casos se puede establecer una diferencia según su localización, bien sea continental o marítima, así se dan 6 tipos de masas de aire. Caso aparte es la de la masa de aire mediterránea, que surge como un estancamiento de aire en la cubeta mediterránea.

La masa de aire tropical se origina sobre las células de altas presiones subtropicales (a unos 25 - 30º ), sobre los océanos da lugar a la aparición del tropical marítimos, mientras que sobre los continentes lo que aparece es aire tropical continental, con menor humedad, es la tropical continental.

Como quiera que estas masas de aire están vinculadas a los grandes centros de acción (anticiclones subtropicales) participan con ellos en ese balanceo o desplazamiento estacional a que se encuentran sometidas todas las células, tanto térmicas como barométricas, acompañando al sol en su desplazamiento desde la vertical del trópico de Capricornio a la vertical del trópico de Cáncer y viceversa. Esto justifica que el aire tropical marítimo, posicionado sobre el anticiclón de las Azores, se sitúe a unos 50º N en verano y a unos 30º en invierno.

Tropical marítimo.

Se trata de una masa de aire de temperaturas elevadas que puede situarse en invierno a unos 10 - 15º C y, dado su lugar de origen, presenta unos niveles de humedad bastante altos, sobre todo en las capas más bajas.

Es una masa de aire que muestra una estratificación estable, que queda reforzada a medida que esa masa se desplaza hacia latitudes más altas, siguiendo el desplazamiento del propio anticiclón. De hecho, esa estabilidad viene a reflejar una reducción del gradiente estático térmico, que, en estos casos, se sitúan en torno a 0'3 - 0'4. La ausencia de una inestabilidad, junto a esa disminución del gradiente, son el justificante de una ausencia de fenómenos ascendentes y de una visibilidad escasa con abundancia de brumas y nubes estratiformes.

Sobre el flanco ecuatorial de esas células de altas presiones subtropicales, el aire tropical marítimo, cálido y muy húmedo, y liberado de las inversión de los alisios, llega a convertirse en aire inestables. En ese momento ya no hablamos de tropical marítima, sino que podemos utilizar una denominación nueva como es una masa de aire ecuatorial en la que no se puede establecer distinción entre el marítimo y continental. Las características son similares entre ambas, es un área en el que las precipitaciones son abundantes y existe la misma posibilidad del abastecimiento ambiental, que justifica esa no diferencia.

Tropical continental.

Se sitúa en el centro norte de África (nordseptentrional y central). No aparece en América porque a esa latitud no existe un espacio suficiente para que se desplace hacia el este; la tropical continental aparecería en la Península de Arabia.

La existencia de los monzones hace que se produzca una circulación del aire y, por lo tanto, no aparece un fenómeno como el tropical continental (son masas de aire estancadas).

En el Hemisferio Sur sólo aparece en el gran desierto Australiano, en África no aparece por cuestiones de escala y en América porque la estrechez del territorio lo justifica.

Es una masa de aire seca, con temperatura elevada, estable y que en invierno alcanza los 15 - 20º C. En la estación estival, la mayor temperatura que alcanza la masa de aire contribuye a un excesivo recalentamiento y, por consiguiente, un incremento de la inestabilidad, que sólo es patente en las capas bajas, sobre todo si no abandona el continente. Mientras que si es desplazada hacia espacios marítimos, ese aire se convierte en inestable al contacto con la superficie marina.

Es el caso del sahariano que, al tener una trayectoria sur - norte, se carga de humedad al pasar por el Mar Mediterráneo, con sus repercusiones en el litoral de este mar cuando se somete a la acción de estas masas de aire, que normalmente tienen su manifestación en tormentas provocadas por efecto orográfico o en relación con bajas desprendidas en altura (gota fría). Si esa masa de aire no tiene suficiente humedad, descarga poco agua y mucha suciedad.

La masa de aire polar se localiza en torno a los 60º en el hemisferio norte y a los 50º en el hemisferio sur. No se aprecia una polar continental en el sur por la falta de superficie continental y se da en Canadá, Rusia y Asia Central.

Polar continental.

Su aparición exige una larga estancia sobre espacios continentales, de ahí que a menudo esta aparición la encontremos ligada, en invierno, a la presencia de anticiclones térmicos, sobre todo el canadiense y el rusosiberiano. Son anticiclones térmicos que se instalan sobre los continentes fríos, de ahí su ausencia en latitudes medias en el hemisferio sur.

Se trata de una masa de aire fría que puede situarse entre los 0 y los - 20º C y es causante de buen tiempo en invierno porque el aire es muy estable, ya que es frío. En verano, y a causa del recalentamiento típico de esta estación, se intuye un principio de inestabilidad atmosférica.

Contribuye a un aumento en el gradiente que explica esa mayor inestabilidad que puede posibilitar la aparición de cúmulos de poco desarrollo si el aire sigue siendo seco.

Polar marítimo.

La temperaturas son más suaves en su seno, intuyéndose en invierno unas temperaturas entre 5 - 10º C. Se trata de una masa de aire que tiene procedencia diversa, en algunos casos su origen es al norte de América y ha sufrido un desplazamiento hacia el océano; también se puede originar en las proximidades del océano glaciar, y se ha desplazado hacia el sur. A cargo de ambos desplazamientos, sobre todo en el segundo de los casos, la masa de aire se va recalentando y humedeciendo en su base, por lo que aumentan sus gradientes (0'7 - 0'9) y la inestabilidad es manifiesta. Esa es la razón que justifica el cambio de tiempo de las zonas sometidas a esta masa de aire, que juegan un gran papel en la formalización del frente polar.

Los cambios estacionarios intervienen poco en el hemisferio sur, pero las modificaciones son más sentidas en el hemisferio norte, por la presencia de continentes extensos. Así, en verano, el recalentamiento de los espacios continentales acrecienta la inestabilidad del polar marítimo, desplazado hacia esos espacios, con la aparición de nubes verticales (cúmulos y cumulonimbos). En invierno, el polar marítimo, al penetrar en espacios continentales, encuentran frío del anticiclón térmico y se enfrían, por lo que se estabilizan sobre todo en su base, que contribuye a su continentalización. En ese momento, es similar por las transformaciones que ha sufrido, al polar continental.

La masa de aire ártica se trata de una masa de fría elaborada en altas latitudes en la vecindad de los polos y se puede diferenciar un ártico marítimo, centrado sobre todo en el Océano Ártico, así como en los entornos de la Antártida.

El ártico continental es visible en Groenlandia por la extensión de la isla y sobre todo en la Antártida. Este aire tiene unas temperaturas entre -10º y -30º C y está formado bien sobre espacio groenlandés, sobre la banquisa (hielo que hay sobre el océano) del Océano Glaciar Ártico o bien sobre la masa de aire que llega a Europa a través de Escandinavia con las consiguientes bajas térmicas y los problemas meteorológicos.

Ese desplazamiento de norte a sur hace que se vayan modificando los caracteres originales del ártico continental, de tal modo que el aire ártico que llega al terminar el invierno cobre Europa con una trayectoria norte - sur, adquiera una gran inestabilidad atmosférica, con unos gradientes de 0'8 - 0'9 y se intuye que esa masa de aire se va transformando en ártico marítimo, con temperaturas de -5º C que causa temperaturas bajas y también un tiempo perturbado donde aparece granizo, pedrisco o nieve.

TEMA 8: ESQUEMA GENERAL DE LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA.

Teoría tradicional. La chimenea ecuatorial, planteamiento y crítica.

Se debe a las investigaciones realizadas a finales del s. XVII y principios de XVIII por Hadley, que se le conocía como la teoría de la chimenea ecuatorial. Se considera que la circulación atmosférica tiene en su base un claro origen térmico, según Hadley el motor de la teoría se justificaría por el calor solar en el ecuador (altas temperaturas ecuatoriales), que serían el justificante del proceso, tanto por las diferencias térmicas como por las diferencias de presión que pudiesen provocar.

La teoría viene a decirnos que, en superficie, el aire cálido localizado en latitudes ecuatoriales se eleva y da origen a un núcleo de bajas presiones, relacionadas con los alisios. En altura, el aire ecuatorial se acumula para dirigirse hasta latitudes subtropicales, dando origen a un flujo que se dirige a esas latitudes subtropicales; corriente que, al ser contraria al alisio, se le conoce como contraalisio, y que es origen de las altas presiones sobre los 23º 27'.

Las posteriores investigaciones y análisis del comportamiento de la troposfera y las nuevas investigaciones en el campo de la circulación atmosférica han echado por tierra este esquema de la chimenea ecuatorial, al que se critica en muchas de sus hipótesis:

• Se dice que el máximo de calor no se da en las latitudes ecuatoriales, sino en los trópicos.

• No hay una constatación científica sobre la existencia de los contraalisios como corrientes permanentes, existen vientos en altura pero no con permanencia.

• El contralisio no funciona térmicamente, puesto que si lo hiciera no llegaría tan alto en altitud, por un proceso de convergencia en altura.

• En el ecuador no hay un ascenso por calentamiento, sino por convergencia de los alisios, es el FIT.

• Se hace imposible explicar de un modo correcto las altas presiones subtropicales como los propios vientos del oeste.

Teoría actual en superficie.

El esquema actual de la circulación atmosférica se basa en los conocimientos que se tienen hoy en día sobre los grandes centros de acción, entendidos como áreas permanentes de altas y bajas presiones, que rigen la circulación atmosférica, así como en el flujo de vientos que se relacionan con dichos centros de acción, tanto en superficie como en altura.

En superficie, encontramos dos tipos de centro de acción perfectamente diferenciados. Por un lado, altas presiones representadas por altas presiones polares y subtropicales; el movimiento del aire en estas zonas es divergente y subsidente, por eso, son estas áreas las regiones más secas y desérticas del planeta, por lo que hay precipitaciones escasas. Por otro, aire convergente y ascendente donde ubicamos zonas más regadas del planeta, situadas en latitudes templadas y en la banda ecuatorial, que, en cierta medida, son las regiones más habitadas.

A las altas presiones polares se asocian unos vientos que la fuerza de Coriolis los convierte en vientos del oeste, que funcionan desde los polos hacia el este y que tienen un papel limitado si los comparamos con los alisios.

A las presiones subtropicales asociamos dos vientos como son los alisios que soplan desde el noreste en el hemisferio norte y desde el sureste en el hemisferio sur. Se trata de vientos de gran constancia y regularidad.

En latitudes medias (30 - 35º de latitud) encontramos vientos del oeste (westerlines), que soplan con cierta constancia a esas latitudes, formando un anillo neto y continuo en el hemisferio sur, por la notoria ausencia de continente.

En las proximidades del ecuador, los alisios de ambos hemisferios convergen en una zona de contacto que se sitúa al norte y al sur del ecuador, dando lugar a una línea alterante que es el FIT o CIT. En ocasiones estos alisios pueden debilitarse de un modo fehaciente y dan lugar a grandes extensiones donde dominan los vientos suaves o las calmas, en una zona llamada `de dominio de los doldrums'. En las proximidades del ecuador y ante la existencia de estos doldrums, se habla de un cinturón ecuatorial de vientos variables y calmas.

Esta repartición de centros de acción y flujos puede verse alterada por la presencia de tierras y mares, en particular en el hemisferio norte, donde en invierno los contrastes pueden ser bastante acusados.

Esquema de la circulación atmosférica.

En altura, el dispositivo de la circulación atmosférica es mucho más sencillo que en superficie; a esa altitud, la atmósfera libre no está sometida a las influencias geográficas, de ahí que, a esa altitud, los centros de acción de tipo térmico no tengan razón de existencia, es decir, tiendan a desaparecer. Por eso, a 700 mb y, sobre todo, a 500 mb los anticiclones de las altas altitudes, que son de tipo térmico (el canadiense y el rusosiberiano), no sean perceptibles. Las bajas ecuatoriales de tipo termodinámico permanecen a esa altitud, pero sin ser muy marcadas, mientras que las altas presiones subtropicales aparecen bien marcadas.

El análisis del mapa de la topografía de 500 mb en invierno y en el hemisferio norte, muestra el siguiente dispositivo: Vemos una cadena de anticiclones subtropicales rodeado de una gran depresión centrada en el polo, campo de presión al que se le unen unos vientos geostróficos (vientos que siguen la disposición de las isobaras) y que identificamos con la circulación zonal, es decir, el gran flujo del oeste, que prácticamente rige desde latitudes subpolares hasta los correspondientes trópicos. Este flujo deja a la derecha de su desplazamiento las altas presiones, mientras que su izquierda deja las bajas polares. Los vientos del oeste, a los que consideramos una prolongación de los alisios, se reducen a una estrecha banda en torno al ecuador, que no ocupa más de unos miles de kilómetros de ancho al nivel de la tropopausa.

El sistema sufre ciertas transformaciones en su conjunto en el curso de las estaciones, de tal modo que en invierno se refuerza el flujo del oeste, mientras que en verano la corriente del oeste es menos violenta y se desplaza hacia latitudes más altas.

La circulación general en altas y medias latitudes.

En altitud, el flujo zonal del oeste es el verdadero árbitro; en superficie, en cambio, ya hay mayor complicación, ya que los vientos del oeste están muy lejos de presentar la regularidad que ofrecen los alisios. Así en el hemisferio norte, la distribución de tierras y mares, junto con topografías irregulares y relieves abruptos, generan unos campos de presión que, como podemos imaginar, se muestran muy variables según las estaciones. Estas circunstancias tienden a disminuir la influencia del flujo zonal del oeste, de tal modo que los vientos de componente oeste, representan sólo el 50 % de las situaciones en latitudes medias.

Mientras, en el hemisferio sur, los vientos del oeste no encuentran obstáculo y soplan con mayor regularidad hasta el punto de que a determinadas latitudes del Océano Índico (en las Islas Kerguelen a unos 50º S) los vientos del oeste pueden suponer el 80 % de todas las situaciones de en las que hay viento.

Complicaciones en el hemisferio norte.

En invierno, el campo de presión en superficie presenta complicaciones por la configuración geográfica de este espacio, es decir, la distribución de las tierras y mares es la causante del grado de complejidad y variabilidad que caracteriza a los campos de presión en los espacios septentrionales.

Analizando el esquema, podemos ver que en enero destaca la presencia de anticiclones estacionales situados sobre los sectores continentales fríos, sectores con fuertes anomalías térmicas negativas. Es el caso de Rusia, Europa Central e incluso Escandinavia, que dan pie a la caracterización de centros de acción térmicos, como pueda ser el anticiclón rusosiberiano o el centroeuropeo, de mayor envergadura.

Se trata, en suma, de altas presiones pertenecientes a la familia de los anticiclones térmicos que, no sólo encontramos en el espacio euroasiático, sino que también están presentes sobre el territorio de Alaska, Canadá o Groenlandia; dando entonces lugar al anticiclón canadiense, aunque también hay momentos puntuales en los que se habla del anticiclón Alaska o Groenlandia. Son centros de acción térmicos que desaparecen en altitud, pero que `protegen' con sus características de estabilidad las regiones que recubren.

Se pueden distinguir dos centros de acción negativos:

• Depresión semi-permanente de Islandia: centro de baja presión de origen dinámico, en principio, reforzado en invierno por un proceso térmico (recalentamiento del agua influenciado por la Corriente del Golfo).

• Depresión o mínimo de las Aleutianas: proceso homólogo al anterior.

Asimismo cabe significar la presencia de unas pequeñas depresiones en el Golfo de Génova, en el Mar del Norte y en el Mar Báltico, bajas que puntualmente se ven reforzadas en invierno por un efecto térmico.

Los máximos dinámicos (Azores y Hawai) son miembros de las altas presiones subtropicales, que se encuentran muy constreñidas hacia el sur durante el invierno, como consecuencia del desplazamiento estacional.

En verano, los campos de presión en el hemisferio norte se encuentran profundamente modificados, de tal modo que los centros de acción de tipo dinámico (Azores y Hawai) se trasladan hacia latitudes más altas actuando, en el caso de las Azores, de pantalla de las borrascas frontales que podrían afectar a Europa Occidental.

Por otro lado, los anticiclones térmicos desaparecen en esta estación como consecuencia de la ausencia de soporte térmico necesario para su existencia, sólo en el caso de Groenlandia (por sus hielos permanentes) se puede hablar de un mantenimiento de este campo de presión térmico, que es el anticiclón de Groenlandia. La desaparición de estos centros de acción térmico lleva implícito la aparición de depresiones térmicas que se sitúan sobre los espacios continentales recalentados.

Finalmente, las bajas presiones de Islandia y las Aleutianas se encuentran muy atenuadas y localizadas en espacios subpolares.

Las corrientes en chorro (`Jet Stream').

En atmósfera libre, donde no existen desviaciones ni modificaciones por rozamiento, podemos indicar que reina un gran flujo zonal del oeste, hasta prácticamente la base de la estratosfera, niveles de la tropopausa. Este flujo zonal del oeste no es homogéneo, puesto que comporta corrientes muy rápidas, donde se concentran los vientos del oeste en altitud. Estas corrientes son los `jet stream' o corrientes en chorro, en las que la velocidad del aire supera, con cierta frecuencia, los 200 Km / h, pudiendo en algún caso alcanzar valores próximos a los 350 - 400.

El eje del Jet (lugar de velocidad máxima) se sitúa aproximadamente hacia los 11 - 12 Km de altitud, coincidiendo con la interrupción de la tropopausa.

Por otro lado, la circulación zonal en altitud permite comprobar la existencia de profundos cambios de una estación a otra, modificaciones que se justifican por la posición del jet, tanto en altitud como el latitud, y está suficientemente comprobado, que las corrientes en chorro son el verdadero sistema nervioso de la atmósfera inferior (troposfera), puesto que dirigen la evolución del tiempo en medias y altas latitudes.

El descubrimiento de la corriente en chorro es relativamente reciente; el jet templado se detecta durante la II Guerra Mundial, mientras que con posterioridad (hacia los años 50) se estudia el Jet Subtropical. Un excelente investigador de estos procesos es Rossby, que preconiza la trascendencia meteorológica de las corrientes en chorro, a las que caracteriza como un sistema directivo de la circulación del oeste.

Los estudios del chorro permiten comprobar que se encuentran perfectamente marcados en la topografía absoluta de los 300 mb, mientras que en la de 500 mb, se puede detectar su presencia por el hacinamiento de las isohipsas.

Interés puede tener la variación estacional, ya que se pueden ver diferencias entre el verano y el invierno, en cuanto a la corriente del chorro.

En invierno, el flujo del oeste se encuentra armado por un movimiento más rápido (190 - 200 Km / h); los jets se encuentran bien trazados, son jets acusados, fruto de elevados gradientes térmicos y de presión, y suelen situarse por término medio en latitudes relativamente bajas (21 - 40º), mientras el jet subtropical permanece más o menos quieto.

El jet templado se encuentra más móvil; y por la mayor potencia de la masa de aire polar, puede llegar a juntarse, por coalescencia, con el jet subtropical en el caso de su migración hacia los trópicos.

En verano, la circulación zonal aparece atenuada, los jets se individualizan menos porque su velocidad parece disminuir sensiblemente a 80 - 100 Km / h; el jet subtropical pierde su continuidad y nitidez, mientras que el jet templado puede alcanzar latitudes más altas (unos 50º), pero se encuentra menos marcado.

A estas variaciones estacionales se añaden cambios en más cortos periodos de tiempo, de tal modo que el flujo del aire en altitud puede variar de una semana a otra. Rossby ha estudiado estas variaciones y las ha reducido a tres fases diferentes:

La corriente en chorro rápida, con velocidades superiores a los 150 Km / h, un comportamiento zonal (siguiendo más o menos la disposición de los paralelos), con un trazado poco sinuoso, rectilíneo, en el que impera un índice de circulación alto, con un flujo alto.

El jet meandrizante en el que aparecen anchas ondas en el seno de la corriente, que aún es rápida (80 - 90 hasta 150 Km / h). En esa situación se da el nacimiento a crestas planetarias (circulación anticiclónica) y a valles planetarios (circulación ciclónica) en un proceso en el que la anchura de onda (de cresta a cresta o de valle a valle) puede alcanzar los 5000 Km o incluso los 8000 Km.

Circulación en chorro en circulación lenta, que se trata de jets con una circulación inferior a los 90 Km / h, en las que la trayectoria es claramente azonal, describe grandes sinuosidades (meandros aéreos), las crestas y los valles se agudizan y las longitudes o anchura de onda quedan reducidas entre 1500 - 2300 Km. Son situaciones proclives a la aparición de células dinámicas positivas (anticiclones de bloqueo o dorsales de bloqueo) o negativas (situaciones de bajas desprendidas, depresiones estacionarias frías en latitudes bajas -gotas frías).

Esta situación permite comentar que una circulación lenta del chorro posibilita la aparición de bloqueo, que son construcciones anticiclónicas, en superficie y fundamentalmente en altura, y de las que podemos hablar de dos tipos:

Bloqueo por bifurcación o difluente, cuando el comportamiento del chorro hace exagerar la forma de la vaguada, que adopta una disposición tendida, es decir, más o menos paralela a los paralelos o con cierta oblicuidad.

Es una clara situación de circulación retrógrada, porque los flujos sometidos a estas disposiciones, en lugar de discurrir de oeste a este, lo hacen en dirección contraria. En la parte inferior se manifestará con una baja desprendida o gota fría.

Bloqueo por omega, es la circulación meridiana (N- S) que forma bloques en forma de letra omega. Se trata de una circulación en la que la trayectoria del jet materializa una dorsal en la que se aprecia una circulación meridiana y que por la forma que describe se le denomina omega; suele generar una célula de bloqueo central acompañada a ambos lados de dos pequeñas células de bajas desprendidas.

Por otro lado, la otra opción es la relacionada con las gotas frías o bajas desprendidas en altura, que suelen producir por procesos de seclusión de la vaguada fría. Se trata de depresiones de origen no frontal, se suelen apreciar perfectamente desarrolladas en las topografías de 1000 y 500 mb, así como en las absolutas de 300 y 500 mb. Es un fenómeno que se produce con un índice de circulación bajo (jet meandrizante) y unas longitudes de onda normalmente inferiores a los 3000 Km.

Alguna de estas vaguadas puede profundizarse hasta provocar el proceso de seclusión o estrangulamiento, ello origina el embolsamiento de aire frío / polar en forma de baja desprendida.

Los mapas en superficie no suelen ofrecer la presencia en altura de estas bajas desprendidas, que sobre todo se encuentran marcadas en topografías de 500 o 300 mb. Una gota fría implica una exageración del gradiente estático térmico en la vertical, con el consiguiente aumento de la inestabilidad atmosférica, que puede verse condicionada por otros factores como la evolución desde niveles muy bajos con un gradiente pseudoadiabático, el refuerzo que le proporcione un campo de presión en superficie relacionado con una baja en superficie, por ejemplo el reforzamiento de ciertos relieves que actúan de plataforma de despegue, sobre todo cuando soplan vientos de buena disposición y, finalmente, cuando se den flujos con elevada higrometría en el aire ascendente.

Hay que tener en cuenta dos grandes bandas climáticas:

Altas presiones subtropicales: surgen por un activo proceso de subsidencia y constituyen centros de acción permanentes que se muestran fundamentales en el entramado de la dinámica atmosférica. Tal es el caso del anticiclón de las Azores, cuya influencia desempeña un papel fundamental en el clima peninsular.

Normalmente estas altas presiones subtropicales debemos considerarlas como los `hogares', la fuente o el origen de las masas de aire tropical marítimo y son las que impulsan por un lado los alisios que se dirigen hacia el ecuador y, por otro, los vientos del oeste. Con esa disposición generan, a su vez, las convergencias intertropicales y los frentes polares que afectan, sobre todo, a la banda templada.

La causa de la subsidencia hay que buscarla en el proceso de convergencia que tiene lugar en altura entre flujos, subsidencia que se ve potenciada por la confluencia interna del aire en su ascenso latitudinal, es decir, desde paralelos mayores a paralelos menores. Todo ello no implica negar la influencia térmica que, puntualmente, pueden desempeñar ciertas corrientes frías en estos centros de acción de máximas (altas presiones subtropicales).

La situación de los anticiclones subtropicales (Azores) en las fachadas orientales de los océanos responde a la desaparición de las altas presiones sobre los continentes, sobre todo en verano, y su permanencia sobre el mar. Al mismo tiempo se encuentra condicionada por la trayectoria de los anticiclones “fin de familia” con aire polar de retorno esos máximos tropicales. Estos máximos subtropicales (Azores) deparan un tiempo seco, de calma atmosférica, que eran muy temidas en el s. XVIII y que caracterizaban sobre todo al sector occidental de Azores y al archipiélago de las Hawai.

Asimismo se señala la presencia de un rosario de desiertos (Sahara, Arabia, Australia...) que en algún caso se encuentran potenciados, en ámbitos costeros, por la existencia de corrientes frías, de emersión o de tipo upwelling, y cuyo ejemplo más significativo puede ser el desierto sahariano - mauritano.

Bajas presiones intertropicales: en las teorías antiguas éstas tenían un justificante puramente térmico, de tal modo que el ascenso ecuatorial se producía por calentamiento que generaba la consiguiente subsidencia hacia los trópicos. Sin embargo, este esquema ha sido criticado ya que es en los trópicos donde se aprecia un mayor ascenso de temperatura. Por esta y otras circunstancias, la teoría de la chimenea ecuatorial ha sido sustituida.

En la actualidad se admite una teoría cinemática (dinámica) en la que el ascenso del aire en el ecuador se justifica por la convergencia de los alisios en ambos hemisferios. Como quiera que la ascendencia genera en altura una divergencia y la capacidad de ascendencia supera la alimentación superficial (“sale más aire del que entra”), justifica un vacío de aire que explica el descenso de presión por déficit de aire.

En el caso del ecuador, se puede añadir una justificación térmica, ya que a esas latitudes la temperaturas son suficientes como para justificar ese calificativo. De tal modo que el factor térmico podemos concebirlo como una pieza importante que ayuda a entender el origen de las precipitaciones ecuatoriales que suelen manifestarse en aguaceros vespertinos posteriores a las horas de máximo calor.

Perturbaciones en la zona de circulación general del oeste.

La frontogénesis: la individualización de las masas de aire implica unos condicionamientos específicos, de temperatura, presión, densidad..., que justifican tal individualización; pero al mismo tiempo implica un cambio rápido de propiedades del aire, cuando se pasa de una masa de aire a otra. A la zona de separación se denomina discontinuidad o frente (denominación de origen bélico, en los años 20).

El frente es la superficie de discontinuidad que separa dos masas de aire, con la particularidad de que la masa de aire más densa se desliza por debajo de la masa de aire más ligera. Para que nazca un frente (proceso frontogenético) es necesario que se produzcan vigorosos contrastes entre las masas de aire, no sólo es lo que hace referencia en temperatura, humedad y densidad, sino también, a veces, en lo que hace referencia a su dinámica.

Los frentes mejor marcados aparecen cuanto mayor son los contrastes entre masas de aire y cuanto más opuestos son los movimientos de las masas, bien con carácter divergente o convergente. Si los factores de diferenciación se suavizan o desaparecen, en lugar de hablar de frontogénesis, se habla de frontolisis (desaparición de los frentes).

En latitudes medias, durante el invierno, parece que los contrastes térmicos son bastante frecuentes y se traducen en frentes muy marcados, muy potentes, mientras que en verano esa suavización propia de los contrastes térmicos, justifican procesos de frontolisis más frecuentes.

Frentes de latitudes medias.

Es en latitudes medias donde se producen los enfrentamientos más acusados entre masas de aire que ofrecen unos máximos contrastes, de ahí que sea en estas latitudes donde los frentes aparecen bien marcados. La observación de estos frentes permite comprobar que no forman un cinturón continuo alrededor del globo, sino que se muestran más o menos fragmentados a modo de guirnaldas que se ondulan sin cesar y que varían de una semana a otra e incluso de un día a otro.

En cualquier caso existe la posibilidad de marcar una posición media de los frentes en cada estación que, en el caso que nos ocupa, permite confirmar que los frentes no tienen un trazado zonal, sino que ofrecen un trazado oblicuo de SW a NE en el hemisferio norte y de SE a NW en el hemisferio sur.

Tal dispositivo parece reflejar la existencia de corredores depresivos sobre el borde de las altas presiones subtropicales. Ese dispositivo en oblicuo traza sobre los océanos la influencia de las corrientes de agua cálida, que contribuyen, indudablemente, a una transferencia de energía que justifica tales corredores depresivos.

Frente Polar

Es el ejemplo de mayor discontinuidad y ese carácter superior viene justificado por un hecho, se trata de la discontinuidad que separa el aire polar del aire tropical, donde los contrastes térmicos son muy acusados.

En el hemisferio norte, el frente polar se instala sobre el sector noroccidental de las células de altas presiones subtropicales. Durante el invierno, sobre el espacio del Océano Atlántico, el frente polar actúa sobre una banda que, en disposición oblicua, se sitúa entre el Golfo de Méjico y el Mar del Norte. En verano, la posición del frente es mucho más septentrional y el frente polar se sitúa entre la Península del Labrador, el sur de Groenlandia, Islandia y el norte de la Península Escandinava.

Estos desplazamientos vienen a ser la traducción del dinamismo de las masas de aire y la posición del frente polar, tanto en el Atlántico como en el Pacífico; es un reflejo de la situación de conjunto de las masas de aire. De tal modo que la distinta disposición del frente polar en el Atlántico, desde los 30º N hasta los 60º N , en comparación con el Pacífico, donde el frente polar se sitúa desde los 20º N y llega a los 50º N; es el justificante de que el anticiclón asiático sea mucho más acusado que el canadiense.

Por otro lado, hay que tener en cuenta la presencia de dos frentes secundarios, más o menos asociados al frente polar y que son:

• Frente polar derivado, que lo consideramos como una rama del frente polar que, de NW a SE, iría desde el Mar del Norte al Mar Mediterráneo, pudiendo indicar que se cuela a través del coll isobárico que se establece, en invierno, entre el anticiclón de la Azores y el anticiclón continental.

• Frente mediterráneo que surge en la discontinuidad entre el polar continental y las aguas más cálidas del Mediterráneo.

En el hemisferio sur se aprecia que los frentes aparecen como guirnaldas más o menos individualizadas en disposición oblicua, de SE a NW y donde podemos intuir que esas ramas vigorosas trazadas guardan una relación con las altas presiones subtropicales que, ante la ausencia de áreas continentales, están bien marcadas.

Frente Ártico

Es de menor envergadura y menos marcado. Es la discontinuidad que marca la separación entre el aire ártico y el aire polar y, dado que entre ambos aires hay menores contrastes que en los anteriores, se puede admitir que el frente ártico tiene menor importancia que el frente polar.

En la estación fría el frente ártico puede aparecer bien señalado e incluso llegar a influir en latitudes medias, de tal modo que en invierno lo podemos situar en una disposición oblicua desde la Península del Labrador, pasando por Islandia hasta las proximidades del Mar de Barents. Debido a la pujanza del anticiclón asiático se aprecia un descenso considerable en la costa oriental asiática, de tal modo que en este espacio podemos apreciar como el frente ártico iría desde los 30º a los 62 - 3º N.

En el Océano Atlántico la situación se presenta menos marcada.

Ciclones extratropicales, noruegos o borrascas del frente polar.

Las perturbaciones son fenómenos ondulatorios nacidos a lo largo de los frentes al contacto de masas de aire bien individualizadas, es decir, en los frentes. En la zona de circulación general del oeste tienen particular importancia las depresiones frontales, es decir, depresiones asociadas al frente polar, lo que comúnmente conocemos como familia de depresiones noruegas o borrascas del frente polar. Se llaman noruegos porque fueron los climatólogos noruegos los que trazaron los planteamientos de estudio de estas borrascas, llamadas también de frente polar porque están directamente relacionadas con éste.

Estas perturbaciones hay que interpretarlas como ondulaciones que aparecen en el seno de esos frentes y que, de algún modo, marcan el distinto dinamismo entre las masas entre las masas de aire que constituyen dicha discontinuidad.

Para conocer la estructura de una perturbación imaginaremos un observador situado en superficie y en el eje de desplazamiento de la perturbación, que se mueve de W a E. Este observador aprecia que en el sector de dominio de la masa de aire polar, sector frío anterior, dominan unos vientos suaves de componente SSE a componente SSW. Al pasar el sector cálido, es decir, una vez que se ha franqueado la discontinuidad del frente cálido, éste observador podría ver los vientos reforzados del componente SW. Una vez pasado el frente frío y lo que sería el sector frío posterior, se aprecia un descenso de la temperatura, pero sobre todo, unos vientos fuertes e irregulares de componente NW.

En lo que hace referencia a otros aspectos podemos decir que, asociado a sí mismo a esa perturbación, se aprecia tanto unas variaciones sensibles de presión como un paso sucesivo de distintos tipos de nubes. Así, en lo referente a la presión, se puede indicar que la llegada de la perturbación y al paso del frente cálido o al paso de la cabecera del sistema nuboso, se podría observar una bajada importante de la presión (baja barométrica) con licencia hasta que pasa el frente frío, que marca el límite con el aire frío posterior, más denso. Una vez pasado este frente la presión empieza a aumentar de manera notoria.

Sistemas nubosos asociados a la perturbación.

Los frentes fríos y cálidos son los sectores privilegiados de condensación, puesto que representan la zona de contacto entre masas de aire de características distintas con las consiguientes consecuencias en lo que se refiere a procesos ascendentes y subsidentes y a la formalización de sistemas nubosos.

Al aproximarse la perturbación, aparecen unas señales en la parte alta del horizonte que pueden ser percusoras del mal tiempo, surgen así unos cirros filamentosos, los cuales, cuando se juntan dan lugar a cirroestratos y, a través de los cuales, se puede apreciar fenómenos de halos. El espesamiento de los cirroestratos da lugar a la aparición de cirrocúmulos.

A medida que el frente cálido se va acercando a la superficie, las nubes empiezan a ser más bajas, incluso aumentan de volumen y dan lugar a los altoestratos, nubes medias que cuando empiezan a formalizarse van acompañadas de un descenso de presión y un cambio de dirección del viento; al paso del frente cálido aparecen los numboestratos y empieza la lluvia. Una vez que ha pasado el frente cálido, en el sector de enlace o de transición entre ambos frentes se aprecia una mejoría del tiempo, más sensible que las estaciones veraniegas, en la que pueden aparecer cúmulos o altocúmulos de buen tiempo, pero no se produce precipitación.

En invierno, el sector de enlace suele traducirse en la aparición de estratos y brumas propias de un continente más o menos enfriado. La llegada del frente frío, a continuación, va a acompañado de una fuerte inestabilidad con poderosas nubes en forma vertical (en forma de yunque) y con precipitaciones en forma de lluvia, granizo o nieve.

Una vez el frente frío, el viento vira en sentido anticiclónico, la presión aumenta y se mejora la visibilidad.

El anafrente es propio de una discontinuidad de carácter anabático en la que la masa de aire situada en el sector de transición queda entre el frente frío y el frente cálido.

El catafrente es una discontinuidad de carácter catabático caracterizada por la presencia de una nivel inversión en altura que está relacionado con un proceso de subsidencia que impide el ascenso libre de la masa de aire pinzada entre los dos frentes, pudiéndose, como máximo, formalizar un sistema nuboso de carácter estratiforme.

Evolución de las perturbaciones.

Las perturbaciones son fenómenos efímeros.

Presencia de una discontinuidad que separa masas de aire de distintas características (polar marítima - tropical marítima), las corrientes de aire a ambos lados ofrecen un comportamiento dispar en cuanto a velocidad y dirección.

Nacimiento de una ondulación simple, poco marcada en el flujo general.

La pequeña onda se ha profundizado, vemos un desarrollo de la onda grande, pudiendo apreciar un cierto reforzamiento de movimiento de torbellino que se está generando. Se aprecia el crecimiento de una depresión en el ápice de la onda con un torbellino ciclonal en torno a ese ápice. Ya se distingue un frente frío (triángulos) que avanza hacia el aire cálido y un frente cálido (mediocírculos) que retrocede del aire cálido.

En estas primeras fases, el proceso dura entre 12 y 24 horas.

El frente frío parece mostrarse más activo, tiene una cierta tendencia a desplazarse con mayor rapidez porque el aire cálido que tiene por delante ofrece menor resistencia que el aire frío. El frente frío alcanza al frente cálido al frente cálido, con lo que intuimos que se está produciendo el estrangulamiento del frente cálido. Es el momento en el que se habla se frente ocluido u oclusión del frente y el proceso puede verse acelerado por el relieve continental o por una situación de bloque anticiclónico que puede ayudar a acelerar el proceso de oclusión.

La oclusión puede tener dos formas diferenciadas:

en verano, el aire que hay sobre el mar es más frío que el que hay sobre el continente y lo llamamos `oclusión del frente frío'.

en invierno, el aire del mar está menos frío que el del continente y lo llamamos `oclusión del frente cálido'.

El fenómeno empieza a desaparecer, las masas de aire desaparecen y queda un mínimo de la borrasca que se ha producido.

La intensidad máxima de la onda ciclónica, en lo que hace referencia a gradiente de presión y a velocidad del viento, se produce en el momento de la oclusión, porque hay una cierta redistribución de las masas de aire. El aire frío y denso queda constreñido, mientras que el aire cálido y menos denso es impulsado hacia arriba. Esta redistribución se reduce en una especie de remolino en el que se puede producir una pérdida de energía potencial, mientras que la energía cinética aumenta en forma de vientos (de ahí que con las borrascas los vientos aumenten). Paulatinamente la fricción con la superficie hace desaparecer la energía cinética que surge para compensar la pérdida de energía potencial, hasta que en los últimos momentos la desaparición de la primera determine la desaparición del remolino y con ello el final del proceso.

TEMA 10: ANÁLISIS HISTÓRICO DE LA GEOMORFOLOGÍA.

La geomorfología es aquella ciencia que trata de describir y explicar la forma y el relieve de la superficie terrestre. Se vincula al análisis se la génesis de las formas y de los procesos del modelado, a la descripción y tipificación de sus procesos y a marcar las leyes de distribución espacial de los mismos.

Es una disciplina cultivada por geólogos y geógrafos, incluso podríamos establecer una diferencia de partida: en EE.UU. la geomorfología está más ligada al tronco de la Geología, mientras que en Europa parece más propia de los geógrafos, lo que nos indica que haya excelentes geomorfólogos cuaternaristas que investigan en el campo de la Geomorfología

Puesto que se habla de esta doble tendencia, hay que analizar diferencias básicas entre la Geomorfología y la Geología, ya que no es lo mismo. Ambas hacen referencia a coordenadas espacio - temporales, aunque en la Geología el concepto `tiempo' parece una premisa necesaria e indispensable, mientras que en Geografía el eje temporal pasa a tener una consideración secundaria. Lo que le importa al geógrafo es aquello que tiene representación espacial y volumétrica y que es origen se una determinada forma de modelado, que da origen a un tipo de paisaje.

El comienzo de la Geomorfología parece remontarse a finales del s. XVIII y principios del s. XIX, con trabajos de geólogos, ingenieros y fisiógrafos, entre los que cabe destacar a Hutton, Gilbert o De la Noe, que van constituyendo el armazón de la Geomorfología como tal. En el primer tercio del s. XX se señalan dos líneas de pensamiento perfectamente diferenciadas, por un lado la representada por la Geomorfología davisiana, en EE.UU., con un carácter deductivo y entroncada con el evolucionismo positivista que en esos momentos representa Darwin. Por otro lado, la escuela europea (sobre todo alemana) representa por Albercht y Walter Penck (padre e hijo), que se muestra partidaria de un tratamiento integrado por los elementos que definen los diversos sectores de la superficie terrestre, es decir, inciden en el tratamiento del paisaje.

Escuela davisiana.

Davis, geomorfólogo estadounidense, recoge en sus investigaciones los avance que, en este campo, se han producido gracias a los trabajos de sus predecesores, destacando a Hutton y a Lyell. Para Davis las formas del modelado son estudiadas desde el punto de vista evolutivo, es decir, de una forma similar al tratamiento que se pudiera dar a un elemento biótico; tomando en consideración las ideas evolucionistas propugnadas por Darwin.

Los postulados básicos de Davis pueden resumirse en:

Relativiza la importancia de la estructura geológica de la explicación geomorfológica.

Énfasis que Davis da al factor tiempo y al desarrollo evolutivo del paisaje.

Considera esenciales en la erosión los procesos característicos de los paisajes templado - húmedos, a los que llama `erosión normal' que habría que identificar con la erosión fluvial (escorrentía).

Las ideas de Davis hallaron eco en Nueva Zelanda con Cotton, EE.UU. con Peltier, Gran Bretaña con Wooldridge e incluso la escuela francesa con Martonne y Bauling. Alguno de ellos, sobre todo, los geomorfólogos franceses, introducen adaptaciones, reformas a la teoría del ciclo de erosión normal de Davis. Así, Martonne resalta el papel del clima en el modelado y la importancia del factor antrópico. Por su parte Birot defiende un mayor rigor y detalle a la hora de establecer la observación de los fenómenos de la Naturaleza. Mientras, Bauling afirma que las formas del modelado son policíclicas, no se produce un sólo ciclo de erosión, sino varios.

Hacia 1950, ya se pueden vislumbrar posturas cercanas a la ruptura con el davisianismo. Es el caso de Bryan (1950), King (1953), Dresch o el propio Cholley; incluso la crítica se acentuará desde la misma escuela norteamericana e inglesa, línea representada por Horton y Stralher. Éstos plantean la necesidad de superar el nivel descriptivo de Davis, aportando en sus estudios planteamientos cualitativos y experimentales.

Escuela de los Penck.

Representa la controversia, la oposición. Son los fundadores de la escuela alemana que mantiene vivo el legado dejado por los naturalistas del s. XIX, entre los que cabría señalar a Ritchöfen. El concepto básico de los Penck es el `landschaft' (paisaje), el paisaje es su concepción integradora.

Por otro lado, más que un método, los Penck proponen un sistema de trabajo; sus planteamientos son un ejemplo de observación detallada y medición de las formas del relieve, dentro de la mayor tradición empirista del positivismo tardío. Apuntan por una metodología que intenta describir e interpretar el origen y evolución de las formas del relieve, a partir de la observación; al tiempo que se percatan de la necesidad de considerar otros factores no geomorfológicos en la interpretación del paisaje, como pueda ser el clima o la vegetación. Los Penck están poniendo el armazón de lo que será la Geomorfología Climática.

Esta orientación paisajística de los Penck no tuvo la aceptación general que había tenido la teoría de Davis, pero su constitución a la geomorfología fue definitiva, tanto por su oposición a lo davisiano como por su aportación al mostrar la dependencia climática de la morfología y el papel catalizador de la vegetación en la evolución del relieve,.

MINERALES Y ROCAS

A veces la monotonía o diversidad que pueda manifestar un paisaje puede derivar de la uniformidad o variedad mineralógica y estructural del sustrato, es decir, que puede que guarde una relación grande con el tipo de roquedo; de ahí la importancia para el Geomorfólogo del estudio de las rocas. Las formas del modelado también están en función, no sólo del roquedo, sino también, a veces, de las condiciones climáticas, meteorológicas y del tipo geológico. Podríamos afirma que a veces, estos paisajes llanos y monótonos que caracterizan ciertos espacios terrestres, no siempre implican uniformidad de los materiales, puesto que pueden ser otros los parámetros que hayan constituido su formación.

Por todo ello, para comprender los controles geológicos sobre las formas del modelado, se hace necesaria una visión sobre aspectos relacionados con la mineralogía y la petrología, es decir, ciencias encargadas del estudio de las propiedades física y químicas de las rocas, sus constituyentes minerales y los productos resultantes de la meteorización.

MINERALES.

El mineral es una porción de materia sólida, homogénea, con idénticas propiedades en todas sus partes. Puede constar de un solo elemento (azufre, oro, carbono...), pero en otros casos existen minerales que pueden ser fruto de una composición química (Cloruro Sódico [sal]: ClNa o Sulfato Cálcico Hidratado [yeso]: SO4 Ca 2H2O).

Pueden presentarse en los tres estados físicos en los que se presenta el agua, líquido (mercurio), sólido o gaseoso (mofetas volcánicas). A su vez, pueden presentarse en estado cristalino o amorfo, el primero es propio de aquellos que aparecen como sólido y vienen definidos por la repartición periódica y geométrica determinada por la posición de sus átomos; medio ordenado en el que los átomos se colocan siguiendo una figura que se repite de forma indefinida y periódica en las tres direcciones espaciales. El estado amorfo es propio de minerales en estado líquido y gaseoso, de los vidrios o incluso de los plásticos; es un estado menos ordenado, donde los átomos se encuentran repartios sin periodicidad, en una disposición al azar y con una estructura desordenada.

Propiedades externas y físicas de los minerales.

Pueden ser descritas en el campo cuando se está realizando su extracción y descritas en las mediciones de laboratorio.

• Densidad. Es la relación entre la masa del cuerpo y la de un mismo volumen de agua. La mayoría de los minerales tienen densidades en torno a 2'6 (calcita, sal gema, dolomita...) y existen materiales más pesados (olivino o los anfíboles) y otros más ligeros (talco, caolín, yeso...)

• Dureza. Es la resistencia que opone un cuerpo sólido a la destrucción de su estructura; un mineral es más duro que otro cuando en primero raya al segundo. Existe la escala de Mohs, cuyo elemento de mayor menor dureza es el talco (1), seguido por el yeso (2), la calcita (3), hasta llegar al más duro que es el diamante (10). Se puede hacer una predeterminación aproximada sobre los minerales recogidos en el campo; la una raya fácilmente los cristales de yeso, pero no la calcita, el filo de una navaja suele rayar los minerales con una dureza 4, el vidrio es arañado por el cuarzo y el mineral más abrasivo es el diamante que, con una valoración 10, lo raya todo.

• Transparencia. Podemos llegar a tres grados distintos, según dejen pasar más o menos la luz. El mineral transparente deja pasar completamente la luz, el translúcido deja pasar la imagen pero no la luz y el opaco no deja pasar nada de luz. Para valorar el grado de transparencia se utilizan fragmentos delgados de mineral que la permitan comprobar.

• Brillo. Muestra el poder reflectante de los cristales del mineral, de mucho a poco brillo. Podemos cualificar el mineral y decir que tiene brillo metálico, aplicable a la mayoría de los minerales opacos (plata, oro, galena...) o, si son translúcidos, se puede hablar de brillo lapídeo. En algunos casos el brillo puede ser matizado por comparación con otros objetos de uso diario; así tenemos el brillo vítreo, graso, nacarado o resinoso. Hay minerales que están desprovistos de brillo, con un aspecto mate y terroso, como es el caso de las arcillas.

• Color. No es un rasgo distintivo, puesto que muchos minerales pueden presentar distintos coloridos según la época geológica de su formación, incluso muchos de ellos muestran colores alterados por la meteorización. El verdadero color de un mineral o una roca se conoce cuando se fractura y aparece en la superficie limpia de fractura que se puede observar.

• Gusto y olor. Hay minerales solubles, que se disuelven parcialmente con la humedad bucal, y su solución puede tener un sabor salado (sal gema), los hay con un gusto amargo (epsomita) o con un gusto más dulce (bórax). Otros minerales absorbe en el agua de la boca o labios y parecen adherirse a estos; es el caso de la arcilla. Otros tiene un cierto olor, sobre todo en ciertas rocas que cuando se parten huelen mal (calizas fétidas); esto es por la formación y litificación de las calizas sobre antiguas ciénagas. También los hidrocarburos, que son minerales en estado líquido que huelen (metano o petróleo).

ROCAS.

La roca es una porción de la corteza terrestre que presenta una homogeneidad relativa y que puede estar integrada por varios componentes, si dentro de estos predomina uno sobre otros, entonces este predominio se manifiesta en su denominación. Por ejemplo roca caliza si predomina calcio o carbonatos o silícea si predomina la sílice.

Roca no quiere decir lo mismo que piedra, su concepto no implica una dureza determinada; hay rocas muy duras (granitos), pero también hay otras que son plásticas y maleables, sobre todo en su contacto con el agua (arcillas), y otras que están totalmente sueltas como las arenas.

Clasificación de las rocas.

Se pueden tener varios criterios:

• Mineralógicos: clasificación de rocas teniendo sólo en cuenta el predominio de uno u otro mineral.

• Geológicos: atienden a la formación de las rocas, desde el punto de vista geológico. Se habla de rocas sedimentarias, rocas plutónicas, filomianas y efusivas y rocas cristalofílicas.

• Geomorfológicos: se distingue entre rocas sedimentarias, rocas cristalinas y rocas volcánicas.

• Petrográficos: es el criterio más adecuado por su sencillez y clasifica los materiales atendiendo a la composición, formas y relación de sus minerales, es decir, a la textura del material. Considera tres grandes conjuntos de rocas, las rocas sedimentarias, las rocas ígneas y las rocas metamórficas.

• Genéticos: según el origen supuesto de la roca, las características físicas o químicas del material tienen un plano secundario. Aplicando esta clasificación se distinguen: rocas de origen externo (rocas exógenas) que se relacionan con las rocas sedimentarias, mientras que se habla de rocas de origen interno (rocas endógenas) cuando se forman en el interior de la tierra; dentro de estas hay que diferencias entre rocas eruptivas y rocas metamórficas.

Rocas sedimentarias.

Su formación es externa y surgen bien por la destrucción de otras rocas o bien por la precipitación química que tiene lugar en el seno de las aguas marinas o lacustres. Ya sean detríticas o rocas de precipitación química, las rocas sedimentarias tienen como característica el disponerse entroncadas o en estratos, teniendo en cuenta que un estrato es una unidad de sedimentación elemental, que se encuentra limitada por dos planos estratigráficos. Según el espesor de los estratos podemos hablar de hojas, inferior a 2 mm, (estrato folial), de capas cuando tienen algunos centímetros de espesor y de bancos cuando alcanzan un metro o más de potencia.

La génesis de las rocas sedimentarias están condicionada por los siguientes procesos

Proceso de destrucción de masas rocosas por meteorización y erosión.

Proceso de ablación de los productos resultantes.

Proceso de transporte de los materiales, ya sea en estado líquido o sólido.

Proceso de sedimentación o depósito en áreas que pueden ser continentales, marinas o lacustres.

Proceso de diagénesis o transformación del sedimento en roca sedimentaría. Este proceso puede dar lugar a una serie de cambios en el sedimento para adaptarse a las nuevas condiciones fisicoquímicas, siendo los más comunes la destrucción y la formación de unos y otros minerales, la pérdida de agua y la compactación, es decir, en endurecimiento.

Todos estos procesos se justifican porque los sedimentos, por lo general, tienen gran cantidad de poros y espacios libres que bien están llenos de agua o de aire. Por compactación (una de las fases de la diagénesis), estos vacíos se van reduciendo a la vez que van registrando un cierto apretamiento de las partículas materiales y una pérdida de la porosidad.

Por otro lado, el movimiento del agua a través del sedimento puede producir nuevos efectos diagenéticos, como la cementación o precipitación química del material disuelto en el agua. Puede asimismo producir la disolución de parte de los materiales o incluso una determinada acción química, que pueda alterar o modificar la composición de la roca. En conjunto, el fenómeno de la diagénesis modifica intensamente los depósitos sedimentarios y da origen a rocas con mayor coherencia, más compactas y más duras que los sedimentos de las que parten.

Características mineralógicas y físicas de las rocas sedimentarias.

Desde el punto mineralógico, se caracterizan por la naturaleza de sus constituyentes minerales y de sus sedimentos. Algunos de estos elementos proceden directamente del magma (por ejemplo erupciones volcánicas), pero la inmensa mayoría de los sedimentos son de origen detrítico, es decir, originados por los materiales suministrados por los procesos de meteorización y erosión, que actúan sobre las tierras emergidas y que pueden sedimentarse.

En las composición química de las rocas sedimentarias entran un reducido número de elementos, los más importantes son el oxígeno, la sílice, el aluminio, el hierro, el magnesio, el calcio, el sodio, el potasio, y, por supuesto, el carbono y el hidrógeno, y casi siempre en forma de óxidos, por la presencia de oxígeno en la atmósfera.

Desde el punto de vista de los minerales fundamentales, la mayoría de rocas sedimentarias ofrecen la presencia de cuarzo, feldespato, mica, calcita, dolomita y óxidos de hierro y yeso. En conjunto, la composición mineralógica de las rocas sedimentarias es variada, pese al corto número de elementos químicos que entran en su formación.

Características físicas de las rocas sedimentarias. Textura y estructura.

La textura de la roca sedimentaria son aquellos aspectos geométricos que presentan las partículas que la componen, aspectos que vienen a ser el resultado de las diferentes condiciones ambientales en las que se desarrolla el transporte y el depósito de los sedimentos.

Una primera característica textural que puede definir a una roca detrítica (se forma a partir del troceamiento de otras rocas) es la relación existente entre la trama (conjunto de partículas que forman el armazón de las rocas), matriz (fracción detrítica más fina que rellena parcialmente los huecos que quedan entre la trama) y cemento (material de precipitación química que se origina durante la diágenesis, que sirve para apelmazar y dar solidez).

Algunos depósitos detríticos sólo están constituidos por trama (arenas), sin cementación, también podemos encontrar depósitos que, además, tengan matriz (playas donde junto a cantos haya también arenas) y cuando tenemos depósitos que están cementados está clara la estructura de una roca sedimentaria cementada (conglomerados

Por otro lado, los componentes de la trama de un sedimento son partículas de minerales o pequeños trozos de roca, de forma muy variable, incluso de dimensión muy variable. Podemos encontrarlos desde una micra hasta tamaños superiores y los hay desde fragmentos más o menos esféricos a formas distintas y muy angulosas.

La medida del tamaño de las partículas que forman la trama constituye una parte de la sedimentología que se llama granulometría y cuando se hace una clasificación de las partículas, atendiendo al tamaño que presentan, se suele hacer con unos tamices. La medida de las partículas y la definición de sus formas, constituye aspectos texturales muy importantes para la determinación de los procesos y agentes que han intervenido en el arranque, erosión y deposición del material. El resultado de esos análisis se materializa gráficamente en histogramas granulométricos de frecuencias y en curvas acumulativas.

Analizando esto, podemos afirmar que cuando las curvas presentan mucha pendiente (a) se dice que el sedimento se ha formado después de una gran selección, mientras que en el caso (b), cuando la pendiente es suave, se interpreta que el sedimento ha sido poco seleccionado.

Por otro lado, los estadios de granulometría permiten, además de hacer interpretaciones genéticas, definir los sedimentos en función de los valores medios o incluso de la mediana. Atendiendo a esos valores medios tenemos tres tipos de sedimentos:

Sedimentos gruesos, que son aquellos cuyo tamaño es superior a los 2 mm de diámetro, que se conocen con el nombre de ruditas.

Sedimentos medios, comprendidos entre los 2 y 1/16 mm, que se conocen con el nombre de arenitas.

Sedimentos finos, con tamaños inferiores a 1/16 mm, que se conocen con el nombre de lutitas.

Observar la forma de los granos es difícil de estudiar, ya que la mayor parte tiene formas irregulares. Los métodos de laboratorio son diversos y se fundamentan en establecer grados de semejanza de esos granos con formas geométricas más o menos conocidas. Hay dos criterios que pueden servir, la esfericidad (mayor o menor grado de semejanza con un esfera) y el redondeamiento (medida de la forma atendiendo a las formas de las aristas y a los vértices de la partícula).

El grado de redondez de los granos va en función de la energía y longitud del transporte realizado y se debe básicamente al desgaste de las partículas por choques y rozamientos entre sí y con la superficie de transporte.

La estructura: las rocas sedimentarias se disponen, casi siempre, en capas superpuestas o estratos, de tal manera que un estrato podríamos definirlo como una unidad de sedimentación elemental, que está limitada por dos planos estratigráficos. En general hemos de admitir que la estratificación se origina por los cambios que se producen en el medio sedimentario, tanto en la cantidad y tipo de partículas que llegan a ese medio, como en la velocidad de la sedimentación. De tal modo que cada estrato corresponde al depósito de un intervalo de tiempo concreto, también se pueden encontrar fósiles animales que nos sirven para realizar dataciones.

Una sucesión de estratos dispuestos paralelamente uno sobre otro representa el depósito en diversos intervalos de tiempo sucesivos, en los que los situados más próximos a la superficie (I) son los más recientes, mientras que los más profundos (III) se corresponden con los más antiguos. A veces esta disposición puede variar ya que los estratos pueden modificarse o invertirse por lo efectos de un plegamiento. Ello se puede deducir a partir de la geometría de los pliegues o bien en criterios basados en las propias estructuras sedimentarias o incluso en la edad de los materiales deducidos de los fósiles.

La forma de los estratos viene definida por unas magnitudes entre las que destacamos el espesos y la continuidad lateral.

El espesor varía, es muy diverso, hay estratos muy finos y muy gruesos, los que tienen dimensiones milimétricas y los que tienen dimensiones que pueden llegar a decenas de metros. A la hora de clasificar, hablaremos de hojas cuando el espesor sea menor a los 2 mm, si tienen algunos mm de espesor hablaremos de capas y cuando la potencia del estrato sea superior (incluso por encima de un metro) hablaremos de bancos.

La disposición que muestra internamente las partículas en los estratos (forma en la que se distribuyen) viene del resultado de una serie de parámetros, entre los que hay que señalar el tamaño, la composición, la forma, la orientación o el tipo de relleno. De ello, podemos deducir que la disposición de los estratos varía con las condiciones de sedimentación. Así:

Si las condiciones de sedimentación son tranquilas (fondo de un lago o un mar epicontinental), este medio tranquilo favorece la distribución homogénea de las partículas y da origen a una estructura muy uniforma que comúnmente conocemos como estructura masiva.

La sedimentación se efectuará sobre la superficie con cierta pendiente, por ejemplo en una ladera, en un glacis o en una formación deltaica; la estratificación aparece inclinada u oblicua.

La partículas se disponen en el seno de un lecho sedimentario en el que se aprecia la existencia de lechos inclinados respecto de la superficie de estratificación horizontal. Suele ser el sistema más propio de las condiciones dinámicas provocada por corrientes fluviales, corrientes marinas o corrientes eólicas. Corrientes que registran a lo largo de su existencia ciertas variaciones, tanto en intensidad como de dirección.

A este tipo de estratificación la llamamos cruzada o entre cruzada y se trata de un tipo de depósito propio de formaciones deltaicas, pero sobre todo la estratificación cruzada más característica es la de las dunas, ya que están en constante movimiento.

De todo ello podemos deducir que la disposición de los estratos está directamente relacionada con las condiciones de sedimentación, hasta el punto que podemos diferenciar:

Arenisca con una estructura de deposición paralela.

Arenisca con una estructura de deposición inclinada.

Conglomerado con una estructura de deposición paralela.

Conglomerado con una estructura de deposición inclinada.

Una sedimentación que se desarrolla sin interrupción da lugar a una estratificación concordante, no hay interrupción entre I y V y se caracteriza por el paralelismo entre los espacios. Si en un momento el proceso de sedimentación, por causas ambientales, tectónicas, etc., interrumpe el proceso, puede darse la ausencia de un cierto estrato, dando origen a lo que se llama una laguna sedimentaria (salto en el tiempo sedimentario). Este hecho se refleja por una discordancia o ruptura de la secuencia sedimentaria, motivada por algún tipo de alteración en las condiciones de sedimentación.

Son varias las discordancias que se pueden dar, las más sencillas son aquellas en las que las rocas sedimentarias sustituyen a las rocas metamórficas o rocas ígneas y se trataría de una serie no conforme.

También puede darse el caso de discordancias en las que los estratos de las rocas subyacentes tienen una inclinación diferente a los estratos que tienen por encima, es decir, a los suprayacentes. Se trata de una discordancia angular por plegamiento de la tierra.

Además de estas estructuras sedimentarias y de su disposición, hay otras estructuras sedimentarias que se originan durante el depósito, sobre las superficies de estratificación. Las más frecuentes:

Las que se relacionan con las marcas de corriente que se producen cuando un río y las partículas que arrastra este sistema fluvial erosionan el fondo, dejando en él a modo de estrías, acanaladuras o cavidades.

Los que se relacionan con los `ripples', que serían estructuras o modelados producidos en sedimentos que no están consolidados (arenas) provocado generalmente por la acción de los flujos o bien por flujos de tipo eólico.

Grietas de tracción o desecación propias de las arcillas o limos, que suelen ser estructuras originadas en este tipo de materiales, que cuando pierden agua se contraen y generan un tipo de estructura más o menos enlosada.

Marcas de organismos vivos como huellas de pisadas o reptaciones de determinados organismos sobre una superficie de lodo.

Dentro de un estrato se pueden dar variaciones de tipo litológico, que dan matices diferenciadores; estas variaciones reciben el nombre de facies, y desde el punto de vista de la formación de las rocas se pueden distinguir entre:

• Facies detríticas cuando los materiales que se sedimentan resultan de la destrucción de otras rocas. De este tipo son las arenas y las areniscas.

• Facies de origen químico cuando en las aguas del mar o en cualquier corriente de tipo fluvial se produce una precipitación química que da lugar a una reacción con el consiguiente precipitado de determinados materiales.

• Facies de origen orgánico cuando está formada por restos de animales o plantas.

Según el origen de los materiales podemos hablar de:

• Facie continental, el depósito está sobre superficie continental.

• Facie lagunal, el depósito está sobre un espacio lacustre.

• Facie marino, el depósito está sobre un espacio de superficie oceánica, pudiéndose distinguir entre facies neríticas (a menos de 200 m), batiales (entre 200 - 2000 m) o abisales (a más de 2000 m de profundidad).

En un mismo estrato se pueden apreciar distintos tipos de facies como el cambio lateral de facies, que presenta formas de lo más variado y donde las más comunes son el difuso, paso de unas características de sedimentación, siempre dentro de un mismo estrato.

En ocasiones, sobre todo en corrientes con comportamientos irregulares y esporádicos en sus caudales, se suelen dar frecuentemente la presencia de lentejones.

Las facies hay que interpretarlas como aquellas características litológicas, petrográficas, faunísticas y florísticas que poseen un sedimento en toda su extensión y que revela las condiciones medioambientales de sedimentación. En el caso del cambio lateral de facies muestra sensibles variaciones dentro del mismo estrato.

Clasificación de las rocas sedimentarias.

En cuanto a los criterios que se adoptan, lo normal es que se tenga un criterio descriptivo o genético. Utilizando el primero, estos tienen por objeto establecer una especie de catálogo que, para cada roca, podamos dar una característica dominante que pueda servir para caracterizar esa roca. También se puede utilizar el segundo y hacer referencia al proceso que ha generado la aparición de la roca en cuestión. Vamos, por su sencillez, a utilizar una clasificación descriptiva, y podemos decir que las principales rocas detríticas se dividen en rocas con granos no cementados y rocas con granos cementados.

Las primeras suelen clasificarse atendiendo a criterios físicos de tamaño y existe una clasificación en las que hablamos:

• bloques: más de 20 cm.

• cantos y guijarros: 2 - 20 cm.

• gravas: 2 mm - 20 mm.

• arenas gruesas: 0'2 - 2 mm.

• arenas finas: 20 - 200 µ

• limos: 2 - 20 µ

• arcillas: menos de 2 µ

Estas rocas detríticas no cementadas tienen un origen muy diverso; unas proceden de la destrucción de otras rocas (roca madre) y permanecen sobre ella formando un elemento de meteorización, que llamamos regolita; se forman elementos orgánicos sobre ella éstos se descomponen, así se unen la fracción mineral y la fracción orgánica y se origina el suelo, desde un punto de vista agrícola o de aprovechamiento.

En otros casos los elementos meteorizados de la roca madre son transportados por diversos agentes a lugares diferentes a los de su origen, dando lugar a rocas sedimentarias eólicas, como pueden ser los loess (depósitos de materiales arrastraos por el viento desde formaciones glaciares, como son los campos de trigo de Ucrania).

De las rocas con granos cementados las más importantes son los conglomerados y las areniscas.

El conglomerado es un conjunto cementado formado por granos de muy distinto tamaño (trama), ésta está constituida, normalmente, por cantos o guijarros, aunque hay conglomerados cuya trama está formada por bloques.

Reciben distintos nombres en función de la presencia de trozos con aristas, es decir, de la angulosidad que presenten los elementos de la trama o del grado de cementación o dureza. Atendiendo a lo primero, si esos cantos están muy rodados, a ese conglomerado se le llama pudinga (´Monserrat'); si los cantos son angulosos, a ese conglomerado se le da el nombre de brecha (común en los lugares donde ha habido una falla; `brechas de falla'). Atendiendo al segundo aspecto, puede darse el caso de que tanto las pudingas como las brechas tengan un grado de cementación bajo, que estén en vías de cementación, entonces se le da el nombre de fanglomerado.

Hay un tipo especial de conglomerado que es de origen glaciar, que se caracteriza porque en él los fragmentos que aparecen en sus estructuras son de tamaños muy variados, lo que da lugar que, al lado de grandes bloques, se encuentren partículas de dimensiones muy pequeñas, entonces aparecen rocas que son las tillitas.

Otra roca sedimentaria son las areniscas, que son arenas cementadas, que suelen estar formadas por granos de cuarzo muy finos, del tamaño de las arenas finas, y todo el conjunto suele estar cementado con material silíceo; su lugar de formación suele corresponderse con el fondo de los mares.

Otro tipo son las rocas arcillosas; las arcillas son el resultado de la alteración superficial de otras rocas preexistentes, sobre todo de rocas que presentan un alto contenido en minerales alumínicos. Si el proceso de alteración avanza poco a poco, los materiales arcillosos que resultan de ese proceso, permanecen en ese mismo lugar, dando lugar a arcillas residuales; sabiendo que, como esos depósitos están formados por materiales poco coherentes y las arcillas en general son partículas de mínimo tamaño, pueden ser fácilmente trasladadas de un lugar a otro, bien en suspensión en el agua o bien arrastradas por el viento. Cuando esas aguas o viento se detengan, las arcillas en suspensión van a ir depositándose lentamente y originando un depósito característico que son las arcillas sedimentarias.

Desde el punto de vista puramente mineralógico, las arcillas son rocas de gran complejidad, formadas por minerales arcillosos del tipo del caolín, la montmorillonita o la illita.

Hay que interpretar que las arcillas son rocas sedimentarias grandes, de tacto suave, que ofrecen tonos muy variados (blanco, grises o rojos) y que son muy apreciadas en el mundo de la cerámica (tanto artesanal como para la construcción).

Como rocas no detríticas, hay que hacer referencia a las rocas de precipitación química, las más frecuentes en la superficie terrestre son las rocas carbonatadas (ricas en carbonato cálcico y magnesio). El tipo más frecuente son las calizas, que son rocas sedimentarias que forman unos relieves muy originales y representan alrededor del 20 % de las rocas sedimentarias. El origen de estas rocas carbonatadas, proceden generalmente del calcio de las soluciones y se forma por procesos de precipitación físico - química o bioquímica. Por su composición química y mineralógica, se diferencian los siguientes grupos de rocas carbonatas:

• Calizas, cuando la roca tiene más del 95 % de calcita.

• Calizas magnésicas, cuando tiene un 90 % de calcita y el resto de dolomita.

• Calizas dolomíticas, cuando hay entre 50 - 90 % de calcita y el resto de dolomita.

• Dolomías calcáreas, cuando hay entre 50 - 90 %de dolomita y el resto de calcita.

• Dolomías, cuan el contenido en dolomita es superior a 90 %.

El elemento dominante en las rocas carbonatas es el carbonato cálcico (CO3 Ca), si domina éste, lo que suele aparecer es la calcita. Otro componente importante es el carbonato magnésico (CO3 Mg), por lo tanto las rocas carbonatas surgen de la amalgama de CO3 Ca (calcita -> caliza) y de CO3 Mg (dolomía -> dolomita).

Ambas, dolomías y calizas, tienen un carácter común, y es que son atacadas fuertemente por los procesos de disolución, puesto que los carbonatos son atacados fácilmente por el agua cargada bien de ácidos carbónicos (o sus componentes de CO3 H2) o bien por ácidos orgánicos fruto de la descomposición del humus de las plantas.

Esa facilidad provoca una reacción, el carbonato es disuelto (apareciendo bicarbonato) y facilita la aparición de paisajes característicos como el modelado kárstico; y un tipo característico de rocas carbonatadas lo encontramos en las proximidades de las aguas ricas en bicarbonatos, como es el caso de las tobas calcáreas y los travertinos (estalactitas y estalagmitas).

Estos depósitos sedimentarios son producto de la precipitación rápida de los carbonatos cálcicos procedentes de la solución de los bicarbonatos, de tal modo que cuando el agua saturada en carbonato cálcico y anhídrido carbónico se somete a un aumento de temperatura (al salir al exterior en una fuente) o a un descenso de la presión (en lo alto de una caverna subterránea) se produce la precipitación. En el primer caso dará lugar a las tobas calcáreas, mientras que en el segundo a los travertinos, mucho más duros y de un aspecto no tan poroso como los anteriores.

Rocas cristalinas o ígneas.

Son rocas formadas por un proceso de enfriamiento y consolidación de la materia en estado de fusión, de origen profundo (son rocas endógenas). Pueden converger lentamente hacia la superficie, por lo que el proceso de enfriamiento es lento y aparecen muy cristalizadas.

Hay que realizar determinadas reflexiones, ya que no todas tienen el mismo origen o proceso. Si el proceso se produce de una forma lenta, de modo que afloran en la superficie por un proceso de erupción, entonces se llaman rocas volcánicas (lavas); pero si en el proceso de ascenso permanecen en el seno de la corteza terrestre, se llaman plutónicas, y ambas pueden considerarse como rocas magmáticas o eruptivas.

Por otro lado, si se solidifican al derramarse sobre la superficie, bien sea en áreas continentales o bajo el agua, a esas rocas las llamamos efusivas o extrusivas, y quizá las más conocida sea el basalto. Si en el momento de producirse la salida al exterior, se endurecen a partir del material fundido inyectado por debajo de la superficie, hablamos de rocas intrusivas, siendo la más característica el granito, aunque también se conocen con el nombre de plutónicas porque aparecen formando plutones.

En general, la mayor parte de las rocas ígneas tienen un predominio grande de silicatos, de tal modo que ese contenido en sílice constituye un criterio de diferenciación que puede resultar determinante a la hora actuar la erosión diferencial. Atendiendo a ese criterio podemos distinguir entre rocas ácidas (más del 65 % de sílice), siendo la más conocida el granito; rocas básicas (menos del 50 % de sílice), en las que dominan los productos básicos (pH > 7) por ejemplo los basaltos; y las rocas ultrabásicas (menos del 45 % de sílice) como es el caso de las peridotitas.

Todos ellos muestran un aspecto granudo, muestran también una apariencia de un conjunto de agregado de cristales y una característica común a todas ellas que es sus átomos, sobre todo en las plutónicas, ya que se disponen de forma ordenada y los minerales que contienen aparecen cristalizados (por surgir poco a poco). Los granitos ofrecen la posibilidad de ver una estructura granuda, de granos gruesos; dentro de las variedades granudas se duelen diferenciar entre: graníticas (granos con tamaños más o menos uniformes), mientras que si uno o dos minerales de los que forman la roca son grandes se habla de una estructura porfídica.

Por la importancia que tienen las rocas plutónicas, se conocen a las rocas que se han formado en el interior de la corteza terrestre, que han podido fluir hacia la superficie y que en la actualidad pueden ocupar grandes extensiones de ella, sobre todo debido a la meteorización de los agentes atmosféricos o geológicos. Estas rocas plutónicas aparecen sobre la superficie en yacimientos muy variados que, según su tamaño e incluso su forma se las conoce como:

• Batolito: gran masa de roca plutónica que ocupa grandes extensiones de terreno, generalmente más 100 Km2.

• Lacolito: masa de tipo lenticular de proporciones más reducidas que la anterior.

• Lopolito: masa tabular de roca plutónica intercalada dentro de una serie sedimentaria.

El principal es el granito, que es la roca plutónica ígnea más abundante en la superficie de la Tierra, con textura granuda y de color gris claro o grisáceo totalmente, y en algún caso de color rosáceo (granito roca). Se encuentra formado por tres elementos que son el cuarzo, el feldespato y las micas, aunque hay otros complementos o minerales accesorios como la magnetita, la turbalina o el piroxeno.

Normalmente suele aparecer en enormes masas, que reciben el nombre de plutones (en la Sierra de Guadarrama), y también pueden encontrarse plutones graníticos en los Pirineos. Forma parte de un paisaje típico que, en conjunto, le llamamos berrocales, donde lo que más llama la atención es la existencia de bolos, que forma el `paisaje en bolas'.

La sienita, otra roca plutónica y muy parecida al granito, se distingue de este porque no tiene cuarzo (menos del 10 %) y suele presentarse normalmente asociado con el granito y con el gabro en forma de filones o diques, incluso en ocasiones, da lugar a pequeños plutones.

El gabro, también roca plutónica, de textura granuda y de color verde oscuro, con predominio sobre todo de los feldespatos que le da este color y que se suele encontrar en pequeños plutones e incluso en las zonas marginales de los macizos graníticos.

Dentro de estas rocas ígneas hay un subapartado que son las rocas cristalofílicas o filonianas; se trata de rocas que se han formado a base de materiales magmáticos, pero que en esa consolidación se ha realizado, no en grandes plutones, sino a través de grietas y fracturas. Debido a esta circunstancia los materiales se muestran en forma de diques de dimensiones muy variables; algunas rocas de este tipo son los pórfidos y las ablitas.

Las rocas volcánicas, de origen interno, surgen desde el interior de la Tierra hacia la superficie de una forma repentina, no dándole tiempo a cristalizarse el material por el enfriamiento rápido. Atendiendo a la forma de distribuirse, podemos distinguir entre dos grupos de rocas volcánicas:

Volcánicas, propiamente dichas, que se originan por el enfriamiento y la consolidación de los materiales lávicos en el mismo aparato volcánico o en sus alrededores. Se trata de materiales formados por la consolidación de las lavas, entendiendo que el material fluido de la erupción, procedente del interior, se extiende superficialmente a partir de la boca del volcán. Así, los gases que contienen el magma, o son expulsados hacia el exterior o quedan aprisionados en el interior del material formando burbujas más o menos grandes. Cuando la proporción de esas burbujas es muy grande, a las lavas resultantes se las conoce como lavas vacuolares, que tienen un aspecto escoriáceo; si las vacuolas son de tamaño pequeño, son abundantes y quedan en el interior de la roca, ese material tendrá un carácter esponjoso, será una roca más ligera y puede llegar a tener muy poca densidad, es lo que conocemos como pumita o también piedra pómez. Si atendemos al tipo de minerales que tienen, las rocas volcánicas serán ácidas o básicas. Dentro de las primeras hay que destacar al basalto, de color oscuro y con dominio de los olivinos y de los piroxenos; si las rocas tienen otros componentes podemos hablar de rocas básicas, con dominio de sílice, siendo las más significativas las traquitas que suelen tener un color más claro y altos contenidos en feldespatos.

Piroplásticas, que están constituidas por productos sólidos lanzados por la erupción volcánicas y que reciben nombres como bombas volcánicas, lapilli, cenizas volcánicas, tobas volcánicas, aglomerados volcánicos...

Rocas metamórficas.

Son rocas que han sido sometidas a algún proceso metamórfico, de cambio de su naturaleza. Pueden ser rocas sedimentarias o plutónicas que han sufrido estas transformación, por ejemplo una arenisca que ha dado lugar a una cuarcita o una caliza al mármol.

Los procesos de transformación dan como resultado la creación de nuevos minerales y el cambio de sus estructuras; este cambio se debe a que, en la mayor parte de las ocasiones, los minerales que están con los átomos desordenados, se ordenan dando lugar al nuevo producto.

Hay dos tipos fundamentales de metamorfismo:

Dinámico, que se produce cuando una roca sufre una fuerte presión de tipo orgánico o tectónico (zonas de fricción de un plano de falla), que dan lugar al mitonito. Por eso, al proceso que ocurre en un plano de falla lo llamamos mitonitización, proceso de tipo metamórfico y de tipo dinámico.

Térmico o de contacto, cuando una roca sedimentaria se pone en contacto con un centro térmico, que hace transformar sus características.

Hemos de admitir que el proceso de metamorfismo lleva implícito una serie de transformaciones en las rocas, sean sedimentarias o ígneas, pero con la particularidad de que la composición de esas rocas originales juegan un papel determinante. Si partimos de una roca de composición mineralógica compleja como la arcilla (sedimentaria) podemos obtener rocas metamórficas de composición variada: pizarra -> esquistos -> micacita -> gneis.

Influencia de la litología y de la estructura en la conformación del paisaje.

La monotonía o variedad que pueda ofrecer un paisaje está directamente relacionada con la uniformidad o variedad litológica y estructural que ofrezca el entorno. Esta afirmación no deja de ser del todo real, no deja de ser una simplificación inexacta de lo que acontece en la naturaleza porque, con ella, estamos prescindiendo del factor tiempo. Con el tiempo la acción erosiva de los agentes atmosféricos puede arrasar un paisaje que antes se caracterizaba por su variedad y determinar, en ese arrasamiento, un paisaje llano y uniforme.

También, en este aspecto, resulta difícil prescindir de otro factor, que es el clima, porque las rocas se alternan de forma muy distinta según las características a que estén sometidas; el clima proporciona que los materiales tengan un determinado comportamiento.

Modelado.

Las rocas detríticas dan lugar a modelados diversos según el tipo de granulometría que presenten y el grado de cementación. En ese sentido, las arcillas, caracterizadas por su impermeabilidad y su escasa resistencia, son fácilmente erosionables por procesos relacionados con la escorrentía fluvial. Esto sucede hasta tal punto que los materiales arcillosos se someten a precipitaciones de tipo torrencial en los lugares en los que la vegetación sea escasa y dan lugar a un modelado donde predominan los surcos de erosión, los arroyuelos, que justifican la existencia, sobre estos materiales, de una red de drenaje densa. Ésta es determinante de una topografía quebrada que da lugar a un paisaje intransitable, incultivable que, en la terminología anglosajona, se conoce como badlands o cárcavas que, cuando esos mismos materiales, sometidos a la acción de la escorrentía, presentan mucha inclinación, generando paisajes acarcavados.

Otro material detrítico, las arenas, se caracteriza por su gran permeabilidad, por lo tanto, se dan en las áreas donde dominan las arenas no cementadas, la escorrentía es menos intensa que en las arcillas y la erosión es más lenta. En esas condiciones se tiende a unos relieves más elevados, que evolucionan más lentamente que sobre materiales arcillosos.

En muchos casos, las arenas aparecen juntas con conglomerados más o menos sueltos. Las precipitaciones torrenciales (grandes aguaceros) pueden condicionar la aparición de cárcavas que se manifiestan en chimeneas o torres de erosión, cuya cima aparece protegida por una roca o fragmento rocoso de una cierta dimensión, que condiciona que se conozca a este tipo de estructura como “demoiselles coiffèes”.

Por otro lado, cuando las arenas aparecen cementadas, las diaclasas y los planos de debilidad que puedan presentar los materiales desempeñan un papel fundamental en el modelado, pudiendo generar cornisas, torres, ventanas o arcos. Las ventanas y los arcos suelen ser más propias de rocas con contenido de arena superior y para lo que se requiere que esa roca arenosa sea porosa y posea una consistencia suficiente (areniscas compactas), al tiempo que aparezca cuarteada por un sistema de diaclasas paralelas y verticales.

La erosión puede progresar por esos planos delimitando diversos cuerpos rocosos de forma tabular y anchura más o menos variable, según el grao de diaclasamiento. La continuada acción de meteorización sobre esas paredes puede dar lugar a la aparición de pequeñas o grandes oquedades más o menos cóncavas, que conocemos como taffoni, los cuales según el espesor de la pared, pueden determinar la aparición de arcos o ventanas. Siempre hay que tener en cuenta que en la Naturaleza suelen aparecer más los arcos que las ventanas, ya que la lluvia rebota en el suelo y salpica sobre la zona más baja de la arenisca.

Los conglomerados no suelen ser muy abundantes, pero, pese a su escasa presencia, han sido bastantes estudiados y ofrecen características peculiares.

• Son rocas coherentes que ofrecen una cierta resistencia a romperse en fragmentos ante determinadas acciones mecánicas y que se muestran muy resistentes a la erosión.

• Son rocas permeables que toleran fácilmente el paso del agua, sin sufrir grandes alteraciones lo que justifica que sean resistentes a la erosión. La permeabilidad de los conglomerados se justifica porque, en ocasiones, la unión entre clastos (trama, matriz y cemento) no es perfecta y puede dejar pasar el agua.

• Son rocas mal estratificadas ya que los estratos suelen presentar gran longitud y las fases interestratos suelen estar muy poco diferenciados.

• Son rocas diaclasadas, que poseen diaclasas de tensión verticales y horizontales. En general, estas diaclasas de los conglomerados suelen entrecruzarse en ángulo y posibilitan con ello la descomposición de las estructuras conglomeráticas en formas más o menos en formas de prismas. En ocasiones también pueden aparecer diaclasas de compresión horizontales, que se producen al desaparecer, de encima de la roca, parte del material que la podría recubrir. Se trata de laminaciones horizontales que no debemos confundir con planos de estratificación.

En general, los conglomerados suelen ser más resistentes que las calizas y, por su carácter permeable y por la escasez de planos de estratificación, pueden dar lugar a relieves abruptos. Hemos de interpretar que el modelado de los conglomerados está condicionado por las diaclasas que son la vía de penetración de los agentes de meteorización, y no por los planos de estratificación que son casi inexistentes.

Por todo ello, debemos admitir que la erosión de los conglomerados suele provocarla cuando se filtra a través de las diaclasas y ese procesos genera formas de relieve muy características como los tubos de órgano, los mallos, las tolmeras, los cingles o los carallos.

Cuando la erosión del agua se realiza a favor de las diaclasas verticales se producen las tolmeras, que son a modo de peñascos elevados en forma de mojones y que son característicos de las montañas de Montserrat o de los Mallos de Riglos (Aragón). Otras formas de modelado son las piedras caballeras, entendidas como bloques en equilibrio sobre otros inferiores más pequeños. También lo son los cingles y carallos que son formas peculiares donde las diaclasas horizontales de descomposición juegan un papel importante que contribuye a su forma más o menos escalonada. Si esas diaclasas de descompresión están muy juntas aparecen los cingles o hamburguesas y si están más separadas aparecen los carallos. Ambas formas es posibles observarlas en la cima de los Picos de Urbión entre otros lugares.

El modelado granítico.

Se aplica a las rocas que tienen su estructura engarzada grano a grano; a este tipo de material también se le conoce como piedra borroqueña o piedra pajarilla. Se trata de una roca magmática, que se consolida en grandes profundidades y que aflora hacia la superficie, sus características petrográficas y el modo de su formación se relacionan directamente con su composición en la que dominan los feldespatos ( ± 60 %), cuarzo y, en menor medida la mica (en un porcentaje mínimo - 2 ó 3 %). Otros materiales son la peridotita, anfíboles o piroxenos.

El granito clásico tiene los cristales del mismo tamaño que los granos de arroz, por lo que se denomina de textura granuda, si el grano es mayor a un centímetro se dice que la textura es dermatítica y si el grano es más fino, se dice que la textura es aplítica. Podemos encontrarnos un tipo excepcional con granos de tamaños muy heterogéneos, sin uniformidad de textura, es el caso de una textura porfídica.

Desde el punto de vista del modelado, la textura juega un importante papel, la mayor impermeabilidad del granito se da en aquellos de granos más fino, ya que el ataque de los agentes de meteorización de produce a través de las diaclasas y sobre todo a través de los puntos de cruce de éstas.

Aunque hay casos de estructuras graníticas que presentan diaclasas curvas que justifican procesos de exfoliación, estas diaclasas son más bien de descompresión y son vías de penetración de los agentes erosivos, que justifican la aparición de los nubbins. Normalmente los agentes que atacan al granito son fenómenos relacionados con cambios térmicos y los procesos de influencia de la humedad atmosférica, que generan reacciones químicas de sus componentes y procesos de hidrólisis.

El resultado de estos procesos es la descomposición del granito y la aparición de un residuo de tipo arenoso, que se denomina alterita, productos este que es producido en un proceso por el que a través de las diaclasas se inicia la descomposición del material. De tal modo, que en el seno de un áreas de alteritas, la parte más descompuesta es la externa. Si las diaclasas son curvas, fruto de procesos de descomposición, esta descomposición se hace en capas concéntricas (`en hoja de cebolla').

En cualquier caso, debajo de un área de alterita se forma un cripto modelado, que puede quedar al descubierto cuando los agentes superficiales de erosión barran esa alterita. De esa forma, pueden aparecer los berruecos, los lanchares o cualquier otro elemento típico del modelado granítico.

Entendemos por berrueco la individualización de un fragmento granítico sobre la superficie, cuando se acumulan varios berruecos sobre la superficie de alterita aparece lo que conoce como berrocal. Si estos berruecos tienen una estructura en forma de torre, hablamos de un tor; si el núcleo del granito aflora sobre la superficie tenemos un domo, que puede ser rebajado por la erosión; si es sometido a un proceso de exfoliación queda una estructura más aplanada que serán los nubbins o también lanchas.

De todo ello, podemos deducir que en el modelado granítico podemos encontrar formas mayores y formas menores.

Dentro de las mayores:

• Los nubbins son entendidos como a modo de cúpulas, un poco rebajadas que incluso pueden presentar en sus cercanías lajas de descompresión medio colgadas.

• Los domos son entendidos como cúpulas a modo de culminaciones más o menos redondeadas, que presentas pendientes convexas y que aparecen sobre la superficie con tamaños variables y, en la mayoría de los casos, rodeadas por capas de alteritas. Existen distintos tipos de domos: típico (lados convexos y más o menos regulares), disimétrico (uno de los lados con mayor pendiente que el otro), domo con entrantes (parecido a una seta por mayor erosión al contacto con el suelo), múltiple (varias combinaciones de cúpulas), conjunto de domos (varios domos separados por alteritas).

• Las cúpulas son parecidas a los domos pero de menor tamaño y se le estima una envergadura máxima de unos 20 metros sobre la superficie.

• El inselberg habría que interpretarlo como un domo en el que las laderas se encuentran prácticamente enmascaradas por material granítico y de descomposición, como una acumulación de berruecos.

Dentro de las formas menores destacamos que en general hay que interpretarlas como aquellas que surgen por la acción de la erosión diferencial, con relación a la distinta capacidad de absorción o retención de agua por parte de la mica que forma el granito.

• Los pilancones son como pequeñas cubetas de fondo plano, que suelen tener arena en esos fondos y que tienen un pequeño canal de desagüe. Cuando estos canales se ensanchan dan lugar a pilancones que dan la sensación de una estructura similar a un sillón. Se inician en profundidad, aunque su desarrollo superior es en superficie y la progresión de la forma hay que relacionarla con la acción del agua que poco a poco, va proporcionando la descomposición de la mica y el feldespato. Todo ello sin olvidar la acción mecánica en poros y fisuras del material.

• Acanaladuras a modo de estrías, más o menos frecuentes en zonas de mayor pendiente en relación con diversos empapamientos en la roca y en conexión con el desagüe de los pilancones.

• Los taffonis, que suelen estar presentes en los bloques caídos, hay que interpretarlos como orificios cuyo origen podríamos establecer en los procesos de escamación de desagregación del material. Su origen se puede relacionar con el entrecruzamiento de las diaclasas o con aquellas zonas en las que el material ofrezca una respuesta más débil de cara a la erosión.

TEMA 11: LOS PROCESOS DE MODELADO.

La superficie terrestre establece el contacto entre capas de muy diversas características, es el contacto entre la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. Representa un ambiente especial para animales y rocas, puesto que esta superficie presenta una temperatura y una presión quizá excesivamente bajas en comparación con los ambientes térmicos y de alta presión a que son sometidos ciertos materiales en la profundidad de la corteza terrestre.

De todo ello, podemos deducir que la superficie terrestre es un ambiente inestable, física y químicamente para ciertos materiales procedentes del interior de la Tierra, puesto que estos, al aproximarse a la superficie, sufren una descompensación general cuando entran en contacto con las características ambientales, con lo que se ven sometidos a múltiples procesos fisicoquímicos que afectan a ciertos minerales inestables ante esas condiciones ambientales.

En ese sentido, es notoria la inestabilidad de los silicatos en estas zonas superficiales, inestabilidad que debemos relacionar tanto con la presencia de oxígeno y anhídrido carbónico como con las características de humedad propias de la superficie. Todo ello sin olvidar las acusadas alteraciones o fluctuaciones de tipo calórico.

Todo ello puede generar un cierto cambio químico en los minerales y rocas que, en cierto modo, pueden verse favorecidos por procesos de tipo mecánico o físico que fragmentan las rocas y, al trocearlas, las exponen en mayor medida a la acción de los agentes químicos. Hemos de admitir que las formas del relieve sobre la superficie terrestre están en relación con las características de los materiales (litología) y con las acciones de la tectónica y la erosión.

(ESQUEMA FORMAS DEL RELIEVE)

Las formas del relieve y los aspectos que se relacionan con éstas, tales como las que observamos en el esquema, definen la infinidad de paisajes que podemos encontrar sobre la superficie terrestre. Así las formas del relieve está condicionadas por la calidad de las rocas que las componen (litología), las formas estructurales de dichas formas (tectónica) y las formas del modelado que se dan en éstas (erosión). Estos tres factores determinan el ciclo geológico.

El ciclo geológico los consideramos configurado por dos subciclos, la geodinámica interna y la geodinámica externa. Con el ciclo geodinámico interno hacemos referencia a los ciclos de distensión o distrofismo que sufren los materiales procedentes del interior de la Tierra y que favorecen la aparición de nuevas rocas. Se relaciona también con lo que conocemos como tectónica que, a su vez, pudiéramos referenciar bien con una tectónica de fractura o bien con una tectónica de plegamiento, es decir, una cierta acción de tectorogenia “creadora de montañas”. Todo ello sin olvidar que ciertas acciones de la tectónica interna se manifiesta al exterior por procesos eruptivos que dan origen al relieve volcánico.

La energía que justifica la acción que englobamos dentro de la geodinámica interna hay que buscarla en el calor interno del núcleo terrestre, energía desprendida hacia el exterior a través de diversos procesos de tipo radioactivo.

En cuanto a la geodinámica externa, hay que interpretar este ciclo como la acción de los condicionamientos medioambientales sobre las formas del modelado. Una acción que se considera integrada en tres fases perfectamente diferenciadas: erosión de los materiales, transporte y sedimentación.

El motor que justifica este ciclo es el sol y el funcionamiento del ciclo se basa en la existencia de la energía solar, puesto que es la que facilita la evaporación del agua del mar, su posterior condensación y su devolución a la Tierra en forma de lluvia y, finalmente, el proceso de es correntía y erosión del agua sobre la superficie. Con esta última idea podemos intuir que es uno de los agentes atmosféricos más dinámicos, más funcionales y que se muestra presente en prácticamente todos los sistemas morfogenéticos; tanto el sistema fluvial como el sistema glaciar o periglaciar.

En cuanto a los procesos de erosión, cuando algo se erosiona pierde volumen. La erosión es la acción de corroer, desgastar y supone una pérdida de material (volumen). Esta acción de desgaste lleva implícito un término que conocemos como gliptogénesis, entendido como la acción de grabado o cincelado.

Asimismo todo proceso de erosión lleva implícito un proceso de transporte y de acumulación. El transporte va relacionado con la erosión porque todo procesos de ablación de los materiales necesita de una acción de desplazamiento o de transporte; éste se realiza en función de la gravedad, puesto que esta justifica el descenso de los materiales a través de una pendiente. Es también la gravedad la que justifica el desplazamiento del caudal de un río desde su nacimiento hasta su área de desembocadura.

Otros agentes que intervienen en el proceso de transporte desempeñan una labor importante; la gravedad es la causa de que el desplazamiento se produzca, desplazamiento que viene dado por la arroyada y el viento, ya que éste también influye en el transporte de los materiales.

La acumulación es el final del transporte, es una acción de depósito que puede llevar implícito una selección del material por tamaño, textura... ;esta es la acción que desempeña un río (homometría), mientras que si se trata de una acción que no selecciona el material, como es el caso de un glaciar, hablamos de heterometría. Si la acumulación tiene lugar bajo el nivel del mar o de un lago, entonces esta acumulación se llama sedimentaria; si se da al aire libre la acumulación juega un papel importante en el modelado del paisaje y puede ser estudio de la geomorfología. En el caso de los depósitos que se realizan bajo el mar, se habla de una materia llamada limnología.

Entre los agentes de erosión hay que diferenciar entre:

Atmosféricos, cuyo principal agente es el agua, que tiene muchas formas de actuación, por ejemplo en forma de vapor ayudando a la disgregación, es el principal actor en los procesos de hidratación de las arcillas y, desde luego, es el agente que justifica la acción de rodamiento de los cantos y guijarros en un sistema fluvial y, por supuesto, en el mecanismo de rodamiento de materiales acumulados por el oleaje en la línea costera.

También interpretamos que el agua por si sola no erosiona, sino que va acompañada de materiales que de alguna forma actúan como aceleradores del proceso de fricción. La presencia frecuente de cantos en los fondos de las hoyas o marmitas en el tramos alto de los ríos es un ejemplo de ello, donde los cantos actúan como piedra de modelado y contribuyen a una aumento con su fricción en las paredes, es la acción de erosión.

El viento es un factor a considerar ya que es fundamental en la acción de transporte. El choque de las partículas provoca un proceso de desgaste cuya justificación es que el viento transporta partículas que chocan con una superficie y la va desgastando.

El hielo, en forma de lenguas de hielo que se van formalizando en un glaciar, mueve grandes volúmenes de materiales e incluso bloques de gran tamaño, a estos bloques se les denomina erráticos, para justificar que a veces van en solitario. El agua se introduce a través de las diaclasas y su posterior solidificación, es decir, cuando se convierte en hielo, justifica la acción de cuña, colaborando así en la ruptura o disgregación del material.

Las temperaturas y sus cambios bruscos ocasionan cambios en la estructura interna de los materiales y contribuyen a su desagregación. Es frecuente que se dé como referencia el chasquido que se oye en áreas desérticas como consecuencia de los cambios bruscos, ya que se pasa de unos 40º C a unos 5º C, provocando un “estrés” a la roca.

Biológicos. La acción de ciertos animales contribuye a un proceso de erosión, por ejemplo especies de roedores (liebres, conejos, topos...), que al construir sus madriguera realizan una acción de desgaste.

Los vegetales plantean contradicciones ya que las raíces contribuyen a la anchura de las diaclasas, formando así una cuña. Pero lo que hace pensar que esas raíces sean agentes erosivos es el hecho de que la cubierta vegetal retiene el suelo que hay cuando desaparece la cubierta vegetal por un incendio. Se piensa entonces que a partir de este suceso se puede incrementar la erosión ante la ausencia de esa cubierta que actúa de elemento de defensa.

Antrópicos, la acción de los seres humanos, que puede ser directa o indirecta. Es directa en la erosión cuando altera la superficie de equilibrio de una ladera construyendo bancales o cuando realiza obras para grandes vías de comunicación o construir pantanos. En estos casos la alteración del equilibrio que supone estas obras puede ser un elemento de justificación de esa acción erosiva.

Las acciones indirectas se dan con las quemas de matorral o los incendios provocados, que son considerados también agentes erosivos o de alteración.

Los procesos erosivos los entendemos como los modos de acción de los agentes de erosión, su manera de trabajar. Los interpretamos como los procesos de meteorización que contribuyen en la degradación del material y provocan la aparición de los derrubios (trozos de grandes masas de material).

Los procesos de meteorización son fruto de la acción de esos agentes atmosféricos referidos antes. Atendiendo a su forma de actuar los podemos distinguir entre procesos mecánicos y procesos químicos. Los primeros son aquellos que no modifican la naturaleza físico - química de la roca y provocan su fragmentación, su transporte e incluso el simple lavado de las arcillas. Los procesos químicos son aquellos que modifican la naturaleza de la roca e incluso su resistencia, disminuyendo la resistencia del material por procesos de disolución o hidratación. En otros casos la resistencia aumenta por procesos de cementación y formación de costras

Hay determinados factores que determinan en los procesos de meteorización de las rocas, factores que pueden ser:

Endógenos, que guardan relación con la estructura y composición de las rocas. En ese sentido, la presencia de minerales susceptibles a varios procesos químicos, por ejemplo la calcita (caliza) que está afectada por la disolución o los feldespatos del granito que son sensibles a su alteración por hidrólisis. Éstos pueden ser factores a considerar a la hora de calibrar la efectividad del proceso químico. La textura de las roca (el modo de formalizarse el material) es otro factor que condiciona la meteorización.

Todo ello sin olvidar la presencia de juntas que, a su vez, es un factor vital, puesto que las rocas que posean pocas fisuras (rocas masivas) son mucho más resistentes a la meteorización que otras rocas que puedan mostrar un mayor grado de diaclasamiento.

Hemos de admitir que la permeabilidad y el grado de fisuración desempeñan una función notable en las condiciones de penetración de la soluciones agresivas y ejercen, junto a los factores endógenos, un control decisivo sobre la eficacia de la meteorización.

Exógenos, donde debemos incluir el clima y la vegetación. El primero porque es determinante a la hora de establecer la disponibilidad del agua (lluvia) y a la hora de establecer la temperatura del ambiente atmosférico de suelo y sobre todo, la amplitud térmica tanto diaria como anual. El agua (humedad) es necesaria en la mayor parte de los procesos de meteorización, tanto física como química.

Las temperaturas también tienen importancia en los procesos de fragmentación de las rocas. La regla de Vant Hoft establece que la velocidad de reacciones químicas se incrementa 2 ó 3 veces cada 10º C de aumento de la temperatura. Por ello las temperaturas constituyen un factor notable en la meteorización química, sobre todo en zonas cálidas y húmedas del planeta.

Asimismo en estas zonas la abundante y permanente humedad de esos lugares y la incorporación de materia orgánica al suelo pueden considerarse factores adicionales para este proceso de erosión. En estos ámbitos la liberación de ácidos orgánicos ayuda de un modo esencial en algunos procesos de meteorización química.

De todo ello concluimos o admitimos que las altas temperaturas del trópico y del ecuador y las altas precipitaciones dan como resultado una fuerte meteorización química, mientras que la meteorización mecánica (física) domina en regiones con bajas temperaturas y escasas precipitaciones.

Los procesos de meteorización física (mecánica) son fundamentalmente debidos bien a cuestiones relacionadas con cambios de temperatura (termoclastia) o bien con las peculiares condiciones de humedad que se pueden dar (hidroclastia).

Los procesos mecánicos provocan la ruptura del material, su disminución de volumen, pero sin producir cambios en su composición mineralógica. Normalmente el producto final que surge tras estos procesos es el de materiales de menor tamaño, de talla muy variable y, sobre todo, de aristas y ángulos, a veces, muy acusados. A esos productos se les llama clastos, material troceado como consecuencia de un proceso de meteorización física.

La producción de los clastos hay que relacionarla con los planos y puntos de debilidad mecánica que guían y facilitan la fragmentación del material susceptible, en algunos casos, de formar depósitos de tal envergadura que, en muchos casos, son explotados como cantera para extraer materiales para la construcción.

En todo el proceso, un papel importante lo desempeñan las temperaturas, en cambios térmicos operados por los materiales, que son la causa principal que contribuye a su fragmentación. Es el proceso que conocemos como termoclastia que debemos relacionarla con los cambios de temperatura que pueden ocasionar fuertes tensiones intergranulares en los elementos minerales que constituyen la roca que, en muchos casos, tienen distintos coeficientes de expansión, con lo que facilitan la ruptura. Se habla en esos casos de que la roca ha sufrido un cierto estrés por esos cambios, que contribuye a debilitar la cohesión del material, facilitando así la ruptura.

En el proceso contribuye en gran medida las características litológicas de la roca y el tipo de variaciones térmicas. Las más eficaces parecen ser los cambios bruscos diarios, sobre todo si son frecuentes y amplios, a partir de unos 40º C de diferencia, distorsión que puede afectar a los materiales. Hay 4 tipos de procesos termoclásticos perfectamente individualizados:

Exfoliación o descamación, para referirnos a la individualización de pequeñas láminas más o menos paralelas entre sí y de carácter superficial.

El desarrollo de fisuras perpendiculares a la superficie genera la aparición de unos clastos más o menos poligonales (arcillas y sobre todo limos).

Ruptura radial de clastos más o menos en forma de bolas, provocado por el gradiente térmico que se registra entre la superficie y el interior del material.

Disgregación granular como consecuencia de los coeficientes de diaclasamiento y de contracción de los minerales que forman las rocas. Esas alternancias de recalentamiento y enfriamiento ayudan a la disociación de los granos y, por lo tanto, a la aparición del procesos de disgregación granular.

Precisamente la eliminación del material más fino, que va siendo meteorizado en aquellas con mayor densidad de diaclasas, puede posibilitar la exhumación de las partes que estén menos alteradas, originando la aparición de pequeños relieves residuales que pueden elevarse de forma exenta del resto de la superficie sobre una ladera o plataforma sólida. Suelen tener forma de torreón, aunque en otros casos, se les conoce con nombres similares como tor (modelado granítico), torres, pináculos o mogotes (modelado calcáreo) o tolmos.

La gelifracción, crioclastia o gelivacción. Los cambios más importantes de temperatura que afectan a las rocas se manifiestan con el paso de líquido a sólido (de agua a hielo), sobre todo cuando el agua penetra a través de los espacios vacíos de la roca y, al cambiar de estado, actúa de cuña. Esta expansión posibilita la destrucción o fragmentación del material que conocemos con los nombres ya comentados.

Muchos investigadores están de acuerdo en considerar que la ocurrencia y frecuencia de ciclos hielo - deshielo más o menos diarios es una de las principales causas de meteorización. Las áreas más propensas a este tipo de fenómenos son las laderas escarpadas y las cornisas de espacios montañosos, que se muestran especialmente sensibles a este tipo de destrucción, sobre todo si actúan sobre un material que muestre muy fisurado o diaclasado. Los fragmentos o cantos angulosos producidos por este fenómeno, comúnmente llamados gelifractos, caen por gravedad hasta niveles más bajos desde su lugar de origen, provocando acumulaciones que conocemos como canchales, pedreras, pedrizas, runars o predisses.

La hidroclastia. El agua es un elemento protagonista en todos los eventos, es un agente importante en los procesos de meteorización física y química. Hay que entender la hidroclastia como el proceso de fragmentación del material provocado por los cambios volumétricos que pueden registrar ciertos materiales como consecuencia de su diferente contenido en agua.

El ejemplo más conocido es el de las arcillas, material hidrófilo debido a su estructura coloidal y a su estructura en forma de láminas muy delgada, de tal modo que se produce la intumescencia por humectación. Se da hasta tal punto de que pueden alcanzar prácticamente el 60% de incremento de su volumen, mientras que la posterior retracción, causada por la desecación, contribuye a la aparición de deformaciones muy variadas en función de la pérdida de agua que sufran.

La repetición y alternancia de procesos humectación - desecación irá contribuyendo en la fragmentación del material y sobre todo para las arcillas posibilitará la aparición de delgadas láminas incurvadas (escamas), en un proceso clásico de descamación o bien la aparición de procesos de poligonación o cuarteamiento a través de unas hendiduras más o menos profundas de dimensiones variables.

En conclusión, la combinación de procesos relacionados con la temperatura y procesos relacionados con el agua pueden ser el origen de oquedades, curvas o abrigos utilizados con frecuencia por los humanos prehistóricos.

La haloclastia significaría “ruptura por sal”, fenómeno de meteorización salina debido a la cristalización de las sales en los poros y fisuras de las rocas y su efecto más importante es la disgregación granular. De tal modo, que la expansión térmica, la hidratación y la cristalización de los materiales salinos contenidos en los intersticios de las rocas de estructura granular, sobre todo cuando están cercanas al mar, son los procesos que contribuyen a la formación de unas microformas de modelado, a modo de pequeñas concavidades que son las cuencas salobres, que fundamentalmente aparecen sobre materiales carbonatados. Así constituyen lo que algún autor califica como proceso de karst marino o salino.

La meteorización química es aquella que lleva implícita la descomposición de las rocas, el cambio de estructura de sus minerales como consecuencia del ataque y la acción de determinados constituyentes químicos del suelo y la atmósfera sobre esos elementos minerales. Obviamente la reacción de los minerales no es la misma en todos los casos, frecuentemente estos procesos operan de un modo selectivo, es decir, pueden atacar a unos minerales de un modo más acusado que a otros. Hemos de asumir, que cualquier proceso de meteorización química es favorecido por las temperaturas elevadas y la abundante humedad. Pensemos que la mayor parte de reacción químicas requiere la presencia de agua, por ejemplo, la disolución, la carbonatación, la hidratación y, por supuesto, la hidrólisis. Incluso hay un procesos de meteorización química como es la oxidación, que tiene lugar gracias a la presencia de oxígeno disuelto en el agua.

Por otro lado, la velocidad de meteorización química depende esencialmente de dos factores:

Ritmo de alteración de los principales tipos de minerales que constituyan la roca

Las condiciones de circulación y retención de humedad de dicha roca.

Los principales procesos meteorización química son:

La disolución se entiende como la primera fase de cualquier proceso de meteorización química. Con la disolución se produce un desmoronamiento de la red cristalina de los minerales que forman la roca como consecuencia del ataque producido sobre esos minerales por el agua acidificada o por el agua con altos contenidos en base (agua alcalina).

En general, afecta a todas las rocas, pero hay algunos materiales que se ven especialmente afectados, son por ejemplo las evaporitas, el yeso, la halita y, por supuesto, los sulfatos y los carbonatos de calcio y magnesio.

La carbonatación. En cierta medida, es un proceso de disolución que afecta sobre todo a los materiales carbonatados, fundamentalmente calizas (carbonatos cálcicos) o dolomías (carbonatos magnésicos). Como quiera que en la Naturaleza el agua no se presenta químicamente pura, en muchos casos posee un cierto grado de acidez, resultante de la disolución en la misma del anhídrido carbónico existente en la atmósfera (CO2 + H2O CO3H2) o como consecuencia de la influencia de ácidos orgánicos incorporados por las aguas de escorrentía en su recorrido sobre la superficie. Esas aguas ácidas al incidir sobre rocas carbonatadas pueden dar lugar a procesos y relaciones de carbonatación, reacciones químicas que transforman la caliza (soluble) en bicarbonato cálcico que es solubles y fácilmente evacuado por las aguas de escorrentía. Todo ello en una reacción química que es reversible, lo que justifica, en el modelo kárstico, la facilidad de reconversión del bicarbonato cálcico soluble en elemento calcáreo. CO3 Ca (caliza) + CO3 H2 ! (CO3 H2) 2Ca (bicarbonato).

Este mismo proceso es aplicable a las dolomías (carbonatos calcomagnéticos - (CO3)2 CaMg - ) o a los olivinos.

El resultado de todo ello se manifiesta en la a parición de espectaculares paisajes kársticos como los que se pueden apreciar en el Torcal de Antequera (Málaga), en el nacimiento del Río Mundo (Albacete), la Serrana de Cuenca (`La Ciudad Encantada') o en la Sierra de Tramuntana (Mallorca). En todos los casos el paisaje se justifica por la acción de procesos de disolución y carbonatación de materiales calcáreos o dolomíticos.

La hidratación es consecuencia de la capacidad de algunos minerales para absorber agua, el proceso es frecuente en las redes cristalinas de algunos minerales arcillosos, que posibilitan un incremento de volumen en relación con la absorción de agua que protagonizan. Son las llamadas arcillas expansivas que tanto problema generan a la hora de acometer cualquier tipo de construcción en zonas con alto predominio de arcillas.

Los tipos más frecuentes de hidratación son los que se relacionan con la conversión del sulfato cálcico deshidratado (anhidrita) en sulfato cálcico hidratado (yeso) o bien la transformación de los óxidos de hierro (hematíes) en hidróxidos (limonita).

La hidrólisis es la reacción que se produce como consecuencia de los iones de hidrógeno (H+) y oxidilos (OH-) presenten en el agua con otros iones y componentes, y con ello romper las redes cristalinas de ciertos minerales, particularmente de los feldespatos. Materiales estos que, al ser hidrolizados, dan origen a los minerales arcillosos más abundantes, como la caolinita, la montmorillonita y la illita.

La oxidación - reducción. En tendemos como oxidación a la unión de una sustancia con el oxígeno o también el incremento de oxígeno en un determinado cuerpo, mientras que el caso contrario, la de descenso de oxígeno de un compuesto, se le conoce con el nombre de reducción. Particular importancia tiene los procesos de oxidación del hierro, elemento presente en la mayor parte de rocas, que, cuando se oxidan, pasa de óxido ferroso (estado reducido) a óxido férrico (estado oxidado) (4 Fe O + O2 2 Fe2 O3).

En la mayor parte de las ocasiones, los efectos de la oxidación sobre cualquier tipo de mineral se manifiesta por la presencia de colores rojos y ocres sobre el terreno.

La reducción es el proceso opuesto a la oxidación que normalmente se produce en condiciones anaeróbias, en ausencia de oxígeno libre.

Variaciones climáticas y sus efectos.

A lo largo de la historia geológica de la Tierra es indudable que se han producido cambios, se han producido variaciones climáticas que pueden quedar de manifiesto al comprobar la existencia de fauna de tipo fósil en hábitats con condicionamientos climáticos distintos a los actuales. Restos fósiles de peces o hipopótamos en el desierto del Sahara pueden se indicio de ello o restos de huesos de reno en las proximidades de Tolousse.

La Era Cuaternaria aparece como una época en la que pudieron producirse ciertas oscilaciones climáticas de gran amplitud, hasta el punto de que los Inlandsis (casquetes glaciares) parece que llegaban hasta las Islas Británicas y la actual Polonia, o hasta la zona de los Grandes Lagos en América; al tiempo que en las regiones intertropicales se asistía a una fase fluvial que pudiera explicar la existencia de esos fósiles de peces hallados en el Sahara.

Todo ello nos permite pensar que las formas del paisaje actual no son fruto de un sistema morfogenético concreto, sino que son debidas a la conjunción y superposición de distintos sistemas morfoclimáticos que han trabajado a lo largo de todo el tiempo. De tal modo que cada sistema actúa sobre la herencia que le ha dejado el anterior.

Todo ello nos permite acuñar el concepto de crisis climática morfogenética para indicar que el modelado de la superficie terrestre, es decir, el paisaje actual, no es fruto de un sistema de erosión permanente, sino que es más bien el resultado de transformaciones relacionadas con crisis climáticas delimitadas por procesos de amplio reposo morfogenético.

Surgen de ese modo los conceptos de biostasia y rhexistasia propuestos por Erhart, para quien es evidente que la existencia de los paisajes actuales es debida a la transformación surgida como consecuencia de crisis climáticas rápidas que han facilitado esa transformación

Con esas ideas Erhart introduce el concepto de rhexistasia para referirse con él al momento en el que parece romperse el equilibrio que mantiene un determinado paisaje terrestre; es el momento de crisis climática. Cuando se supera esa crisis llega una época de tranquilidad, un momento de equilibrio que Erhart llama biostasia.

Para este autor la diferencia entre ambos momentos puede ser la siguiente: el momento de biostasia supone un momento de equilibrio, en el que asiste a un desarrollo de la cubierta vegetal, un momento en el que en los suelos la acción pedogenética es intensa, un momento en el que la sedimentación bioquímica sería bastante intensa y poco intensa la sedimentación mecánica. La rhexistasia, por el contrario, sería la ruptura del equilibrio, la desaparición de la vegetación y con ello la aparición de una intensa erosión, donde se mostrarán prevalentes los procesos mecánicos sobre los químicos y donde, prácticamente, desparecería cualquier fase de formación del suelo, incluso de sedimentación química.

¿Cuáles son las consecuencias en el modelado de estos dos dominios?. En el dominio biostásico habría un aumento de las posibilidades de vida gracias a la existencia de unas lluvias más o menos continuas y consiguientemente a la persistencia de la cubierta vegetal, y todo ello relacionado con unos condicionamientos climáticos positivos para el mantenimiento de dicha vegetación. En esta situación idílica podríamos hablar de procesos de pedogenésis, inexistencia de erosión mecánica y, por lo tanto, inexistencia de transporte visible en los sistemas fluviales. De tal modo que prácticamente no habrían modificaciones acusadas de las formas del relieve.

Sólo en el caso del modelado kárstico podríamos hablar de alguna pequeña modificación, vinculada a procesos no mecánicos, sino químicos.

Por el contrario, en el dominio rhexistásico, las condiciones climáticas imposibilitarían la existencia de vegetación en relación con unos medios en los que resultan frecuentes los periodos d aridez e incluso de frío, que repercuten negativamente en la cubierta vegetal. En este dominio no hay vegetación y, por lo tanto, mucha erosión mecánica, tampoco hay acción pedogenética y no se forman suelos. Todo ello contribuye a una transformación más o menos continua de las formas del paisaje, es decir, hay procesos de gliptogénesis (cincelado). Consiguientemente los sistemas fluviales serían corrientes de aguas sucias, reflejo se esa erosión mecánica, mientras que los procesos de sedimentación pueden ser acusados con importantes aporte de materiales detríticos y groseros.

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